Зміна температури повітря з висотою, контент-платформа

ЗМІНА ТЕМПЕРАТУРИ ПОВІТРЯ З ВИСОТОЮ

У тропосфері температура повітря з висотою знижується, як зазначалося, в середньому на 0,6 "С на кожні 100 м висоти. Одна-ко в приземному шарі розподіл температури може бути різним: вона може і зменшуватися, і збільшуватися, і оста-тися постійної . Подання про розподіл температури з висотою дає вертикальний градієнт температури (ВГТ):

де / н - / в - різниця температур на нижньому і верхньому рівнях, ° С; ZB - ZH- раз-ність висот, м. Зазвичай ВГТ розраховують на 100 м висоти.

У приземному шарі атмосфери ВГТ може в 1000 разів переви-щувати середній для тропосфери

Значення ВГТ в приземному шарі залежить від погодних умов (в ясну погоду він більше, ніж в похмуру), пори року (ле-те більше, ніж взимку) і часу доби (вдень більше, ніж но-чию). Вітер зменшує ВГТ, оскільки при перемішуванні віз-духу його температура на різних висотах вирівнюється. Над вологим ґрунтом різко знижується ВГТ в приземному шарі, а над оголеною грунтом (парове поле) ВГТ більше, ніж над густим по-сівбою або лугом. Це обумовлено відмінностями в температурному режимі цих поверхонь (див. Гл. 3).

В результаті певного поєднання цих факторів ВГТ поблизу поверхні в перерахунку на 100 м висоти може склад-лять понад 100 ° С / 100 м. У таких випадках і виникає теплова конвекція.

Зміна температури повітря з висотою визначає знак ВГТ: якщо ВГТ> 0, то температура зменшується з видаленням від діяльної поверхні, що зазвичай буває вдень і влітку (рис. 4.4); якщо ВГТ = 0, то температура з висотою не змінюється; якщо ВГТ <0, то температура увеличивается с высотой и такое рас-пределение температуры называют инверсией.

Залежно від умов утворення інверсій в приз-ном шарі атмосфери їх підрозділяють на радіаційні та адвек-тивні.

1. Радіаційні інверсії виникають при радіаційному Вихолажіваніе земної поверхні. Такі інверсії в теплий період року утворюються вночі, а взимку спостерігаються також і днем. Тому радіаційні інверсії поділяють на ноч-ні (літні) і зимові.

Нічні інверсії встановлюються при ясній тихій погоді після переходу радіаційного балансу через 0 за 1,0. 1,5 ч до заходу Сонця. Протягом ночі вони посилюються і перед зрост-будинок Сонця досягають найбільшої потужності. Після сходу сонця діяльна поверхню і повітря прогріваються, що раз-рушає інверсію. Висота шару інверсії найчастіше становить кілька десятків метрів, але при певних умовах (на-приклад, в замкнутих долинах, оточених значними воз-щення) може досягати 200 м і більше. Цьому сприяє стік охолодженого повітря зі схилів в долину. Хмарність ос-лабляет інверсію, а вітер швидкістю більше 2,5. 3,0 м / с руйнуючої-щує її. Під пологом густого травостою, посіву, а також ліси ле-те інверсії спостерігаються і вдень.

Нічні радіаційні інверсії навесні і восени, а місцями і влітку можуть викликати зниження температури поверхні по-чви і повітря до від'ємних значень (заморозки), що ви-викликають пошкодження багатьох культурних рослин.

Зимові інверсії виникають в ясну тиху погоду в умовах короткого дня, коли охолодження діяльної поверхні не-безперервно збільшується з кожним днем; вони можуть зберігатися кілька тижнів, трохи слабшаючи днем ​​і знову посилюючись вночі.

Особливо посилюються радіаційні інверсії при різко неоднорідному рельєфі місцевості. Охолоджується повітря сте-кає в низини і улоговини, де ослаблене турбулентний пере-мешіваніе сприяє його подальшого охолодження. Радіаційні інверсії, пов'язані з особливостями рельєфу місць-ності, прийнято називати орографическими.

2. Адвективні інверсії утворюються при адвекции (переме-щении) теплого повітря на холодну подстилающую поверх-ність, яка охолоджує прилеглі до неї шари надвігающе-гося повітря. До цих інверсія відносять також і снігові ін-версії. Вони виникають при адвекции повітря, що має темпе-ратуру вище О "С, на поверхню, покриту снігом. Зниження температури в самому нижньому шарі в цьому випадку пов'язане з витратами тепла на танення снігу.

Показники ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМУ В ЦІЙ МІСЦЕВОСТІ І ПОТРЕБИ РОСЛИН В ТЕПЛІ

При оцінці температурного режиму великій території або окремого пункту застосовують характеристики температури за рік або за окремі періоди (вегетаційний період, сезон, місяць, декада і добу). Основні з цих показників дотримуюся-щие.

Середня добова температура - середнє арифметичне з температур, виміряних в усі терміни спостережень. На метеориті-логічних станціях Укаїни температуру повіт-ха вимірюють вісім разів на добу. Підсумовуючи результати цих через вимірювань і ділячи суму на 8, отримують середню добову темпе-ратуру повітря.

Середня місячна температура - середнє арифметичне з середніх добових температур за все добу місяця.

Середня річна температура - це середнє арифметичне з середніх добових (або середніх місячних) температур за весь рік.

Однак все осредненние характеристики не дають точного уявлення про добовому і річному ході температури, т. Е. Як раз про умови, особливо важливих для сільськогосподарського виробництва. Доповненням до середніх температур є максимальні і мінімальні температури, амплітуда. Напри-заходів, знаючи мінімальну температуру в зимові місяці, можна судити про умови перезимівлі озимих культур і плодово-ягідних насаджень. Дані про максимальну температуру по-показувала взимку частоту відлиг і їх інтенсивність, а ле-те - число жарких днів, коли можливе пошкодження зерна в період наливу і т. Д.

В екстремальних температурах виділяють: абсолютний максі-мум (мінімум) - найвища (низька) температура за весь пе-ріод спостережень; середній з абсолютних максимумів (мінім-мов) - середнє арифметичне з абсолютних екстремумів; середній максимум (мінімум) - середнє арифметичне з усіх екстремальних температур, наприклад, за місяць, сезон, рік. При цьому їх можна розрахувати як за багаторічний період спостереження-ний, так і за фактичний місяць, рік і т. Д.

Амплітуда добового і річного ходу температури характери-зует ступінь континентальне ™ клімату: чим більше амплітудою-да, тим клімат континентальний.

Характеристикою температурного режиму в даній местноси-ти за певний період служать також суми середньодобових температур вище або нижче певної межі. Наприклад, в кліматичних довідниках і атласах призводять суми темпе-ратура вище 0, 5, 10 і 15 ° С, а також нижче -5 і -10 "С.

Наочне уявлення про географічний розподіл показників температурного режиму дають карти, на яких проведені ізотерми - лінії рівних значень температури або сум температур (рис. 4.7). Карти, наприклад, сум тим-температур використовують для обґрунтування розміщення посівів (по-садок) різних за вимогами до тепла культурних расті-ний.

Для уточнення термічних умов, необхідних расті-вам, використовують також суми денних і нічних темпера-тур, так як середньодобова температура і її суми Нівел-ють термічні відмінності в добовому ході температури віз-духу.

Вивчення термічного режиму окремо для дня і ночі має глибоке фізіологічне значення. Відомо, що всі процеси, що відбуваються в рослинному і тваринному світі, схильні до природних ритмів, що визначаються зовнішніми ус-ловіямі, т. Е. Підпорядковані закону так званих «біологічес-ких» годин. Наприклад, за даними (1964), для опти-мальних умов зростання тропічних рослин різниця між денними і нічними температурами повинна становити 3. 5 ° С, для рослин помірного поясу -5. 7, а для рослин пустель - 8 ° С і більше. Вивчення денних і нічних температур набуває особливого змісту для підвищення продуктивності сільськогосподарських рослин, яка визначається соотно-ням двох процесів - асиміляції і дихання, походячи-щих в якісно різні для рослин світлі і темні години доби.

У середніх денних і нічних температур і їх суми кос-венно враховується широтная мінливість довжини дня і ночі, а також зміна континентальності клімату і вплив различ-них форм рельєфу на температурний режим.

Суми середньодобових температур повітря, близькі для пари метеостанцій, розміщених приблизно на одній широті, але значно різняться по довготі, т. Е. Що знаходяться в різних умовах континентальності клімату, наведені в таблиці 4.1.

У більш континентальних східних районах суми денних температур на 200. 500 ° С більше, а суми нічних температур на 300 ° С менше, ніж в західних і особливо морських районах, що пояснює давно відомий факт - прискорення раз-витку сільськогосподарських культур в умовах різко конті -нентального клімату.

Потреба рослин в теплі висловлюють сумами активних і ефективних температур. В сільськогосподарської метеоролого-гии активна температура - це середньодобова температура повітря (або грунту) вище біологічного мінімуму розвитку культури. Ефективна температура - це середньодобова температура повітря (або грунту), зменшена на значення биоло-ня мінімум.

Рослини розвиваються тільки в тому випадку, якщо среднесуточ-ва температура перевищує їх біологічний мінімум, кото-рий становить, наприклад, для ярої пшениці 5 ° С, для куку-Руза - 10, для бавовнику - 13 ° С (для південних сортів хлопчат- ника - 15 ° С). Суми активних і ефективних температур ус-новлений як для окремих міжфазних періодів, так і для всього періоду вегетації багатьох сортів і гібридів основних сільськогосподарських культур (табл. 11.1).

Через суми активних і ефективних температур висловлюють і потреба в теплі пойкілотермних (холоднокровних) орга-низмов як за онтогенетический період, так і за ве. сь біологи-ний цикл.

При розрахунку сум середньодобових температур, що характеризується щих потреба рослин і пойкілотермних організмів в теплі, необхідно вводити поправку на баластні температури, не'ускоряющіе зростання і розвиток, т. Е. Враховувати і верхній тим-температурних рівень для культур і організмів. Для більшості рослин і шкідників помірної зони це буде среднесуточ-ва температура, що перевищує 20. 25 "С.