Нестационарные процессы в пограничном слое атмосферы.Суточный ход температуры воздуха.Ночное понижение температуры поверхности почвы.

1. Нестационарные процессы в пограничном слое атмосферы

Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы. Этот тепловой режим атмосферы, являющийся важнейшей стороной климата, определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой.
Теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т. е. собственным излучением воздуха и поглощением воздухом излучения солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Во-вторых, осуществляется за счет теплопроводности - молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. В-третьих, теплообмен между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации водяного пара.
Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически. Известно, что такие изменения температуры связаны с изменениями атмосферного давления, особенно с вертикальными движениями воздуха.
Прямое поглощение солнечной радиации в тропосфере мало; это может привести к повышению температуры воздуха примерно на 0,5 °C в сутки. Несколько большее значение имеют потери тепла из воздуха за счет длинноволнового излучения. Однако решающим для теплового режима атмосферы является обмен теплом и влагой с земной поверхностью.
Воздух при непосредственном контакте с земной поверхностью обменивается с ней теплом за счет молекулярной теплопроводности. Но в атмосфере есть и другой, более эффективный перенос тепла - турбулентная теплопроводность. Перемешивание воздуха при турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла от одного слоя атмосферы к другому. Турбулентная теплопроводность также увеличивает передачу тепла от земной поверхности к воздуху или наоборот. Охлаждение воздуха непосредственно над поверхностью Земли будет не таким сильным, но распространится на более прочный слой атмосферы. В результате потери тепла с земной поверхности будут больше, чем без турбулентности.
Для верхних слоев атмосферы теплообмен с земной поверхностью имеет меньшее значение. Определяющую роль в тепловом режиме играют излучение воздуха и поглощение солнечной радиации и слоев атмосферы, лежащих выше и ниже рассматриваемого слоя. В верхних слоях атмосферы значение адиабатических изменений температуры также возрастает с восходящим и нисходящим движением воздуха.
Изменения температуры, возникающие в определенном количестве воздуха в результате вышеперечисленных процессов, можно назвать индивидуальными. Они характеризуют изменения теплового состояния определенного количества воздуха.
Эти изменения температуры, связанные с адвекцией, т. е. притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называются адвекцией. Если в данное место поступает воздух более высокой температуры, говорят об адвекции тепла, если с более низкой температурой — об адвекции холода.

2. Суточный ход температуры воздуха

Суточный ход температуры воздуха отражает суточный ход температуры земной поверхности, но время максимума и минимума температуры несколько запаздывает. Максимальная температура воздуха на земле наблюдается в 14-15 часов, над водоемами - около 16 часов, минимальная над землей - вскоре после восхода солнца, над водоемами - 2 через 3 часа после восхода солнца. Разность между максимальной и минимальной суточной температурой воздуха называется амплитудой суточной температуры. Это зависит от многих факторов: широты места, времени года, характера подстилающей поверхности (земля или вода), облачности, рельефа, абсолютной высоты местности, характера растительности и др. на суше (особенно летом) она значительно больше, чем на океане. С высотой суточные колебания температуры затухают: на суше - на высоте 2-3 км, над океаном - ниже.
Годовой ход температуры воздуха – это изменение среднемесячной температуры воздуха в течение года. Он также повторяет годовой тренд температуры активной поверхности. Годовая амплитуда температуры воздуха представляет собой разницу между среднемесячными температурами самого теплого и самого холодного месяцев. Его величина зависит от тех же факторов, что и амплитуда суточной температуры, и обнаруживает сходные тенденции: увеличивается с увеличением географической широты вплоть до полярных кругов. Это связано с разным притоком солнечного тепла летом и зимой, в основном из-за изменения угла падения солнечных лучей и разной продолжительности дневного освещения в течение года в умеренных и высоких широтах. Большое значение имеет и характер подстилающей поверхности: на суше годовая амплитуда больше – она может достигать 60 - 65°С, а на воде - обычно меньше 10 - 12°С.
Географическое распределение температуры воздуха показано с помощью изотерм - линий, соединяющих точки на карте с одинаковой температурой.
Распределение температуры воздуха зональн