График Стандартных Наблюдений за 03.07.2018
Анализ графика Стандартных Наблюдений за 03.07.2018:
3.07.2018 наблюдалась устойчивая погода, выпадение небольших осадков. Температура в пределах нормы от 15,0 до 17,9 градусов Цельсия. Ветер Ю-В, умеренный, 0.0-0.8 м/с. В 12 часов дня в связи с выпадением осадков в виде дождя, наблюдалось резкое падение температуры почвы, однако к 15 часам процесс прогрева почвы нормализовался и максимальное значение составило 23,0 градусов Цельсия в 15:00. Облачность в течение дня сменялась, от 0/0 до 10/10, наблюдались такие облака, как: Cc lent, Nb, Ci и Cu. Парциальное давление достигло максимума в 12:00 и составило 16,3 гПа. Относительная влажность воздуха в полдень во время дождя 93%, минимальное значение 61% достигнуто к 18:00, в это время облачность отсутствовала, видимость составила 2000м.
Телеграмма по Стандартным Наблюдениям за 03.07.2018
Почвенные измерения.
Затраты тепла на испарение:
Тепло, которое затрачивается на испарение воды с поверхности Земли, является одной из важнейших составных частей теплового баланса. Затраты тепла на испарение определяются произведением скрытой теплоты испарения L=2256 кДж/кг на Е (скорость испарения в мм/с). Скорость испарения зависит от скорости ветра, шероховатости испаряющей поверхности, стратификации приземного слоя воздуха. С этими величинами связаны коэффициент турбулентности ks и градиент массовой доли водяного пара ds/dz. Испарение определяется соотношением:
|
|
|
Е= -ρks ds/dz, где ρ – плотность воздуха; ds – массовая доля водяного пара. Из уравнения следует, что если ds/dz<0, т. е. водяной пар уменьшается с высотой, то Е>0, т.е. происходит испарение водяного пара с поверхности деятельного слоя, LЕ>0. Это значит, что за счет испарения поверхность теряет тепло, и наоборот, если ds/dz>0, то поток водяного пара направлен сверху вниз и Е<0, следовательно, происходит конденсация водяного пара с выделением тепла (LЕ<0) .
Испарение зависит от характера увлажнения подстилающей поверхности и от влажности воздуха. В связи с этим условия испарения, а, следовательно, и скорость испарения над сушей и океаном различаются. Различие затрат тепла на испарение на суше и океане имеет большое значение в климатообразовании, в частности в формировании гигротермического режима воздушных течений океанического и континентального происхождения. Воды океанов, являясь отличным аккумулятором солнечного тепла, в конечном итоге путем испарения отдают это тепло в атмосферу и пополняют её влагосодержание.
На суше затраты тепла на испарение изменяются от значений менее 450–600 до величин около 2500 МДж/м2 в год. Первые имеют место в районах, отличающихся очень большой сухостью и потому недостатком влаги в почве (тропические и субтропические пустыни). Испарение в этих условиях ограничивается малым количеством выпадающих атмосферных осадков. В то же время над океанами на этих же широтах затраты тепла на испарение в 7–10 раз больше. Малы затраты тепла на испарение и в условиях почти постоянной насыщенности воздуха водяным паром из-за низких температур. Это характерно для полярных областей, особенно для Антарктиды. Предполагается, что во внутренних районах Антарктиды затрата тепла на испарение даже с избытком компенсируется сублимацией и конденсацией водяного пара на поверхности снега. Однако в прибрежной зоне, где часты относительно сухие стоковые ветры, годовая затрата тепла на испарение может достигать 420–630 МДж/м2. Наибольшее количество тепла (несколько более 2500 МДж/м2) затрачивается на испарение с суши в зонах влажных экваториальных и субэкваториальных климатов. В таких районах испарение лимитируется в основном не запасами влаги в почве, а величиной радиационного баланса и потому может достигать своего верхнего предела – испаряемости. Таким образом, максимальные потери на испарение наблюдаются над континентами, покрытыми влажными тропическими лесами, например, Экваториальная Африка, Южная Америка
|
|
|
Турбулентный поток тепла.
|
|
|
Турбулентный поток тепла (L) характеризует собой теплообмен между деятельной поверхностью и приземным слоем атмосферы. Этот теплообмен осуществляется благодаря турбулентному перемешиванию атмосферы и прекращается при его отсутствии.
Над достаточно обширной ровной и однородной деятельной поверхностью турбулентный поток тепла в приземном слое мало изменяется высотой‚ поэтому принимается равным потоку, уходящему от деятельной поверхности в атмосферу или поступающему к ней из атмосферы. Турбулентный поток тепла зависит от разности температур поверхности и прилегающего к ней слоя атмосферы, а также интенсивности турбулентного перемешивания в этом слое.
Если температура деятельной поверхности выше температуры воздуха‚ то турбулентный поток тепла направлен от поверхности в воздух: такой поток принято считать положительным. Получая тепло от поверхности, воздух нагревается. Если же температура деятельной поверхности ниже температуры воздуха‚ то турбулентный поток тепла направлен из воздуха к поверхности такой поток принято считать отрицательным. Отдавая тепло поверхности‚ воздух охлаждается.
Особенностью турбулентного теплообмена в атмосфере по сравнению молекулярной теплообменом в почве является значительно большая его интенсивность при одинаковой разности температур.
Дата добавления: 2018-09-20; просмотров: 564; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!