Изменение температуры земли с глубиной: Тепло Земли | Наука и жизнь

Содержание

Тепло Земли | Наука и жизнь

В нашей стране, богатой углеводородами, геотермальная энергия — некий экзотический ресурс, который при сегодняшнем положении дел вряд ли составит конкуренцию нефти и газу. Тем не менее этот альтернативный вид энергии может использоваться практически всюду и довольно эффективно.

Фото Игоря Константинова.

Изменение температуры грунта с глубиной.

Рост температуры термальных вод и вмещающих их сухих пород с глубиной.

Изменение температуры с глубиной в разных регионах.

Извержение исландского вулкана Эйяфьятлайокудль —иллюстрация бурных вулканических процессов, протекающих в активных тектонических и вулканических зонах с мощным тепловым потоком из земных недр.

Установленные мощности геотермальных электростанций по странам мира, МВт.

Распределение геотермальных ресурсов по территории России. Запасы геотермальной энергии, по оценкам экспертов, в несколько раз превышают запасы энергии органического ископаемого топлива.

По данным ассоциации «Геотермальное энергетическое общество».

‹

›

Геотермальная энергия — это тепло земных недр. Вырабатывается оно в глубинах и поступает к поверхности Земли в разных формах и с различной интенсивностью.

Температура верхних слоёв грунта зависит в основном от внешних (экзогенных) факторов — солнечного освещения и температуры воздуха. Летом и днём грунт до определённых глубин прогревается, а зимой и ночью охлаждается вслед за изменением температуры воздуха и с некоторым запаздыванием, нарастающим с глубиной. Влияние суточных колебаний температуры воздуха заканчивается на глубинах от единиц до нескольких десятков сантиметров. Сезонные колебания захватывают более глубокие пласты грунта — до десятков метров.

На некоторой глубине — от десятков до сотен метров — температура грунта держится постоянной, равной среднегодовой температуре воздуха у поверхности Земли. В этом легко убедиться, спустившись в достаточно глубокую пещеру.

Когда среднегодовая температура воздуха в данной местности ниже нуля, это проявляется как вечная (точнее, многолетняя) мерзлота. В Восточной Сибири мощность, то есть толщина, круглогодично мёрзлых грунтов достигает местами 200—300 м.

С некоторой глубины (своей для каждой точки на карте) действие Солнца и атмосферы ослабевает настолько, что на первое место выходят эндогенные (внутренние) факторы и происходит разогрев земных недр изнутри, так что температура с глубиной начинает расти.

Разогрев глубинных слоёв Земли связывают, главным образом, с распадом находящихся там радиоактивных элементов, хотя называют и другие источники тепла, например физико-химические, тектонические процессы в глубоких слоях земной коры и мантии. Но чем бы это ни было обусловлено, температура горных пород и связанных с ними жидких и газообразных субстанций с глубиной растёт. С этим явлением сталкиваются горняки — в глубоких шахтах всегда жарко. На глубине 1 км тридцатиградусная жара — нормальное явление, а глубже температура ещё выше.

Тепловой поток земных недр, достигающий поверхности Земли, невелик — в среднем его мощность составляет 0,03—0,05 Вт/м²,
или примерно 350 Вт·ч/м² в год. На фоне теплового потока от Солнца и нагретого им воздуха это незаметная величина: Солнце даёт каждому квадратному метру земной поверхности около 4000 кВт·ч ежегодно, то есть в 10 000 раз больше (разумеется, это в среднем, при огромном разбросе между полярными и экваториальными широтами и в зависимости от других климатических и погодных факторов).

Незначительность теплового потока из недр к поверхности на большей части планеты связана с низкой теплопроводностью горных пород и особенностями геологического строения. Но есть исключения — места, где тепловой поток велик. Это, прежде всего, зоны тектонических разломов, повышенной сейсмической активности и вулканизма, где энергия земных недр находит выход. Для таких зон характерны термические аномалии литосферы, здесь тепловой поток, достигающий поверхности Земли, может быть в разы и даже на порядки мощнее «обычного». Огромное количество тепла на поверхность в этих зонах выносят извержения вулканов и горячие источники воды.

Именно такие районы наиболее благоприятны для развития геотермальной энергетики. На территории России это, прежде всего, Камчатка, Курильские острова и Кавказ.

В то же время развитие геотермальной энергетики возможно практически везде, поскольку рост температуры с глубиной — явление повсеместное, и задача заключается в «добыче» тепла из недр, подобно тому, как оттуда добывается минеральное сырьё.

В среднем температура с глубиной растёт на 2,5—3^оС на каждые 100 м. Отношение разности температур между двумя точками, лежащими на разной глубине, к разности глубин между ними называют геотермическим градиентом.

Обратная величина — геотермическая ступень, или интервал глубин, на котором температура повышается на 1

оС.

Чем выше градиент и соответственно ниже ступень, тем ближе тепло глубин Земли подходит к поверхности и тем более перспективен данный район для развития геотермальной энергетики.

В разных районах, в зависимости от геологического строения и других региональных и местных условий, скорость роста температуры с глубиной может резко различаться. В масштабах Земли колебания величин геотермических градиентов и ступеней достигают 25 крат. Например, в штате Орегон (США) градиент составляет 150^оС на 1 км, а в Южной Африке — 6^оС на 1 км.

Вопрос, какова температура на больших глубинах — 5, 10 км и более? При сохранении тенденции температура на глубине 10 км должна составлять в среднем примерно 250—300

оС. Это более или менее подтверждается прямыми наблюдениями в сверхглубоких скважинах, хотя картина существенно сложнее линейного повышения температуры.

Например, в Кольской сверхглубокой скважине, пробурённой в Балтийском кристаллическом щите, температура до глубины 3 км меняется со скоростью 10^оС/1 км, а далее геотермический градиент становится в 2—2,5 раза больше. На глубине 7 км зафиксирована уже температура 120^оС, на 10 км — 180^oС, а на 12 км — 220^oС.

Другой пример — скважина, заложенная в Северном Прикаспии, где на глубине 500 м зарегистрирована температура 42

oС, на 1,5 км — 70^oС, на 2 км — 80^oС, на 3 км — 108^oС.

Предполагается, что геотермический градиент уменьшается начиная с глубины 20—30 км: на глубине 100 км предположительные температуры около 1300—1500^oС, на глубине 400 км — 1600^oС, в ядре Земли (глубины более 6000 км) — 4000—5000^oС.

На глубинах до 10—12 км температуру измеряют через пробурённые скважины; там же, где их нет, её определяют по косвенным признакам так же, как и на бóльших глубинах. Такими косвенными признаками могут быть характер прохождения сей-смических волн или температура изливающейся лавы.

Впрочем, для целей геотермальной энергетики данные о температурах на глубинах более 10 км пока не представляют практического интереса.

На глубинах в несколько километров много тепла, но как его поднять? Иногда эту задачу решает за нас сама природа с помощью естественного теплоносителя — нагретых термальных вод, выходящих на поверхность или же залегающих на доступной для нас глубине. В ряде случаев вода в глубинах разогрета до состояния пара.

Строгого определения понятия «термальные воды» нет. Как правило, под ними подразумевают горячие подземные воды в жидком состоянии или в виде пара, в том числе выходящие на поверхность Земли с температурой выше 20^оС, то есть, как правило, более высокой, чем температура воздуха.

Тепло подземных вод, пара, пароводяных смесей — это гидротермальная энергия. Соответственно энергетика, основанная на её использовании, называется гидротермальной.

Сложнее обстоит дело с добычей тепла непосредственно сухих горных пород — петротермальной энергии, тем более что достаточно высокие температуры, как правило, начинаются с глубин в несколько километров.

На территории России потенциал петротермальной энергии в сто раз выше, чем у гидротермальной, — соответственно 3500 и 35 трлн тонн условного топлива. Это вполне естественно — тепло глубин Земли имеется везде, а термальные воды обнаруживаются локально. Однако из-за очевидных технических трудностей для получения тепла и электроэнергии в настоящее время используются большей частью термальные воды.

Воды температурой от 20—30 до 100^оС пригодны для отопления, температурой от 150^оС и выше — и для выработки электроэнергии на геотермальных электростанциях.

В целом же геотермальные ресурсы на территории России в пересчёте на тонны условного топлива или любую другую единицу измерения энергии примерно в 10 раз выше запасов органического топлива.

Теоретически только за счёт геотермальной энергии можно было бы полностью удовлетворить энергетические потребности страны. Практически же на данный момент на большей части её территории это неосуществимо по технико-экономическим соображениям.

В мире использование геотермальной энергии ассоциируется чаще всего с Исландией — страной, расположенной на северном окончании Срединно-Атлантического хребта, в исключительно активной тектонической и вулканической зоне. Наверное, все помнят мощное извержение вулкана Эйяфьятлайокудль (Eyjafjallajökull) в 2010 году.

Именно благодаря такой геологической специфике Исландия обладает огромными запасами геотермальной энергии, в том числе горячих источников, выходящих на поверхность Земли и даже фонтанирующих в виде гейзеров.

В Исландии в настоящее время более 60% всей потребляемой энергии берут из Земли. В том числе за счёт геотермальных источников обеспечивается 90% отопления и 30% выработки электроэнергии. Добавим, что остальная часть электроэнергии в стране производится на ГЭС, то есть также с использованием возобновляемого источника энергии, благодаря чему Исландия выглядит неким мировым экологическим эталоном.

«Приручение» геотермальной энергии в XX веке заметно помогло Исландии в экономическом отношении. До середины прошлого столетия она была очень бедной страной, сейчас занимает первое место в мире по установленной мощности и производству геотермальной энергии на душу населения и находится в первой десятке по абсолютной величине установленной мощности геотермальных электростанций. Однако её население составляет всего 300 тысяч человек, что упрощает задачу перехода на экологически чистые источники энергии: потребности в ней в целом невелики.

Помимо Исландии высокая доля геотермальной энергетики в общем балансе производства электроэнергии обеспечивается в Новой Зеландии и островных государствах Юго-Восточной Азии (Филиппины и Индонезия), странах Центральной Америки и Восточной Африки, территория которых также характеризуется высокой сейсмической и вулканической активностью. Для этих стран при их нынешнем уровне развития и потребностях геотермальная энергетика вносит весомый вклад в социально-экономическое развитие.

(Окончание следует.)

Температура почв

Большинство сценариев изменения климата основано на анализе температур воздуха. Однако для теоретических и прикладных задач, связанных с оценкой отклика земной поверхности на изменения климата, первостепенное значение имеет температура почв — важнейшая характеристика климатических, почвообразовательных, мерзлотных и инженерно-геологических условий. Она определяет функционирование наземных биогеоценозов, позволяя судить о чувствительности ландшафтов к антропогенному воздействию, изменению природной среды и климатическим флуктуациям. Особый интерес к последнему аспекту диктуется растущим вниманием научной общественности к проблеме глобального потепления.

Гидрометеорологической службой России за более чем столетний период наблюдений собран огромный массив данных о температуре почв на сети метеорологических станций страны. Массовые наблюдения за температурой почв на глубинах начались в СССР в 1930–1950-х гг. В 70–80-х гг. XX в. сеть наблюдений достигла максимального охвата — более 1000 станций с использованием вытяжных термометров, установленных на стандартных глубинах 20, 40, 80, 120, 160, 240 и 320 см. С конца XIX в. основной вариант измерения температуры почв — участок с ненарушенной структурой почвы, сохранением растительного покрова и снежным покровом зимой. Данные наблюдений в обобщенном виде опубликованы в изданиях «Справочник по климату СССР» и «Метеорологический ежемесячник». С использованием этих справочников и машинных носителей Гидрометеорологических архивов, в лаборатории криологии почв Института физикохимических и биологических проблем почвоведения РАН совместно с Всероссийским научно-исследовательским институтом гидрометеорологической информации была создана база данных по температуре почв России и совместно с факультетом почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова составлена серия карт, отражающих основные характеристики температурного режима почв и являющихся продолжением работ В.Н. Димо. При их составлении использованы данные наблюдений по 667 метеостанциям России за период 1961–1990 гг., принимаемый Всемирной метеорологической организацией в качестве климатической нормы теплообеспеченности почв в годовом и сезонном циклах. В дополнение к данным Гидрометеорологической службы для Колымской низменности использовали данные, полученные с площадок для наблюдения по международной программе Циркумполярного мониторинга деятельного слоя (CALM). На Севере России и в горных районах наблюдательная сеть Росгидромета имеет слабую степень покрытия территории, а на полярных станциях из-за их труднодоступности и сложных условий функционирования ряды наблюдений значительно короче: всего несколько лет, в ряде случаев выходящих за период 1961–1990 гг. Параметры карт (среднемноголетние значения) получены расчётным методом на основе данных среднемесячных и среднегодовых температур почвы за отдельные годы. Данные карты представляют собой простые картографические модели, построенные по данным метеостанций. Ввиду мелкого масштаба карт при их составлении не учитывались рельеф местности и ландшафты, влияние морей и других природных факторов на температуру почвы. При анализе карт следует учитывать, что в Сибири и ряде других районов большинство метеостанций расположено вокруг крупных водоемов (озер и водохранилищ) или в долинах крупных рек с их отепляющим эффектом, а также отсутствие метеостанций, ведущих наблюдения за температурой почв в лесных массивах, и их крайне малое число в горных районах.

Одним из показателей, характеризующих температурный режим почв, является среднегодовая температура почвы. При разных амплитудах сезонных температур среднегодовая температура почвы может быть одинаковой, однако она будет тем выше, чем больше в годичном цикле преобладает процесс нагревания почвы, и тем ниже, чем большую роль играет процесс охлаждения.

В пределах территории России среднегодовая температура почвы на глубине 20 см изменяется от –14,5°C на о-ве Голомянный в Карском море до +15,2°C в Дербенте. Из-за отепляющего влияния снежного покрова среднегодовые температуры почвы выше среднегодовых температур воздуха и возрастают с севера на юг и с востока на запад. Выделяются две области — положительных и отрицательных среднегодовых температур на глубине 20 см. Изотерма 0°C проходит по диагонали с северо-запада на юго-восток. Область отрицательных среднегодовых температур на глубине 20 см совпадает с областью сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Наиболее низкие значения среднегодовой температуры почвы отмечаются на островах Северного Ледовитого океана, на п-ове Таймыр и северовостоке Якутии, наиболее высокие характерны для Черноморского побережья Кавказа и Прикаспийской низменности.

Суммы температур выше 10°C в почве на глубине 20 см являются основным показателем её тепловых ресурсов. Они увеличиваются с севера на юг и изменяются на территории России в пределах от 0 до 4800°C.

Продолжительность периода с температурой выше 10°C на глубине 20 см нарастает в направлении с севера на юг. Минимальные значения продолжительности периода с температурой выше 10°C отмечаются в почвах области распространения многолетнемерзлых пород: в почвах арктических пустынь и тундровых почвах продолжительность периода с температурой выше 10°C на глубине 20 см ограничивается 0–2 месяцами, а в мерзлотно-таежных почвах биологически активный период с температурой выше 10°C увеличивается до 2–3 месяцев. В сезоннопромерзающих почвах продолжительность периода с температурой выше 10°C увеличивается до 3–4 месяцев. В почвах степного типа почвообразования продолжительность периода с температурой выше 10°C достигает 4–6 месяцев, а в Предкавказье и на Черноморском побережье Кавказа 6–8 месяцев.

Суммы температур ниже 0°C в почве на глубине 20 см характеризуют накопление холода в почве в период промерзания и нахождения почвы в мерзлом состоянии и принимаются за критерий оценки степени суровости зимних почвенных условий. Наибольшие суммы отрицательных температур отмечаются в почвах области распространения многолетнемерзлых пород на территориях, подверженных охлаждающему влиянию Северного Ледовитого океана. На островах и побережье Северного Ледовитого океана, северовостоке и в центре Якутии суммы температур ниже 0°C в почве составляют от –3000 до –5000°C и ниже. В направлении от побережья океана в глубь азиатского континента суммы отрицательных температур в почве снижаются до –1000 — –1500°C. На европейской территории, в сезоннопромерзающих почвах суммы отрицательных температур составляют –100 — –500°C. На северо-западе страны, в Предкавказье, на Курильских о-вах, юге п-ова Камчатка и о-ва Сахалин, подверженных отепляющему влиянию морей, суммы отрицательных температур в почве на глубине 20 см не превышают –50°C.

Определение глубины проникновения температуры выше 10°C в почву проводили по ежемесячным показаниям термометров путем интерполяции между температурами двух соседних глубин, на одной из которых среднемесячная температура выше, а на другой ниже 10°C. Глубина проникновения температуры выше 10°C в почвах России изменяется от 0 до ниже 320 см. Она увеличивается в направлении с севера на юг и с востока на запад. На территории Восточно-Европейской равнины к югу от Москвы и части территории Приморского края температура выше 10°C проникает в почву на глубину 320 см и ниже. В тундровой зоне глубина проникновения в почву температуры выше 10°C не превышает 20 см, а в зоне арктических пустынь такие температуры не наблюдаются.

Почвы России вне области распространения многолетнемерзлых пород характеризуются сезонным промерзанием. Оно вызвано тем, что в холодное время года почва теряет тепла больше, чем получает. Глубина промерзания почвы зависит от многих факторов: температуры воздуха, снежного и растительного покрова, типа почвы и её гранулометрического состава, влажности почвы, рельефа местности, хозяйственной деятельности человека. Глубина проникновения температуры 0°C в почву больше глубины промерзания почвы. Это различие обусловлено тем, что почвенный раствор в большинстве случаев замерзает при температурах ниже 0°C в зависимости от концентрации солей в почвенном растворе и размеров почвенных капилляров. Определение глубины проникновения температуры 0°C в почву проводили по ежемесячным показаниям термометров путем интерполяции между температурами двух соседних глубин, на одной из которых среднемесячная температура положительна, а на другой отрицательна.

На территории России глубина проникновения температуры 0°C в почву изменяется в пределах от менее 20 до более 320 см. На европейской территории России глубина проникновения температуры 0°C в почву значительно меньше, чем на азиатской территории. Только на юге п-ова Камчатка и о-ва Сахалин и на Курильских о-вах, где к отепляющему влиянию моря добавляется еще и влияние мощного снежного покрова, глубина проникновения температуры 0°C в почву не превышает 80 см.

Для почв в области распространения многолетнемерзлых пород важнейшим параметром является глубина проникновения в них изотермы 0°C при оттаивании летом. Эта величина на карте не показана ввиду недостаточности данных.

Д.А. Гиличинский, О.В. Решоткин, О.И. Худяков, И.О. Алябина, С.С. Быховец, В.А. Сороковиков

Иллюстрации:

Средняя годовая температура почвы на глубине 20 см, масштаб 1:60 000 000
Суммы температур выше 10°C в почве на глубине 20 см, масштаб 1:60 000 000
Продолжительность периода с температурой выше 10°C в почве на глубине 20 см, масштаб 1:60 000 000
Суммы температур ниже 0°C в почве на глубине 20 см, масштаб 1:60 000 000

О тепловом состоянии внутренних частей земного шара

Недра Земли для прямого изучения совершенно недоступны; достаточно сказать, что наибольшая глубина скважин, достигнутая при бурении на нефть, лишь немногим превышает 6 км.

Поэтому наши познания о распределении тепла не только в теле планеты, но даже в толще её внешнего слоя — так называемой земной коры — основаны преимущественно на косвенных данных.

О сравнительно высоких температурах говорят выходы горячих источников и выделение вулканами на дневную поверхность жидких расплавленных минеральных масс.

Установлено, что в кратерах действующих вулканов лава бывает нагрета от 1100 до 1180° (Везувий, Стромболи) либо от 1070 до 1300° (Килауэа), а в среднем на 1100°. При 1050° и ниже течение обыкновенной лавы уже прекращается. Следовательно, наличие внутри Земли температур порядка 1000—1100° не подлежит сомнению. Или несколько меньше, если предположить, что лава, поднявшись на поверхность и захватывая кислород атмосферы, нагревается в результате развивающихся реакций окисления, т. е. приобретает более высокую, чем она имела на глубине, температуру. Гораздо труднее составить представление о верхнем пределе температуры в Земле. Для общих заключений о нём пользуются наблюдениями над вертикальным распределением температуры в толще земной коры, сделанными попутно при закладке шахт, тоннелей и буровых скважин.

Тепловой режим поверхностного слоя земной коры на суше непосредственно зависит от нагревания солнцем. Здесь отмечаются как суточные, так и сезонные изменения температуры, хотя по сравнению с соответствующими колебаниями температуры воздуха они замедлены во времени и сглажены по размаху. Однако на известной глубине (в умеренных странах около 20 м, в тропиках меньше, а в полярных широтах несколько глубже) находится слой постоянной температуры, одинаковой в течение всего года и равной средней годовой температуре воздуха данной местности. Ниже постоянного слоя температура с глубиной нарастает.

Для количественного определения величины этого нарастания пользуются двумя взаимно связанными понятиями. Изменение температуры при углублении в землю на 100 м называется геотермическим градиентом, а то расстояние по отвесу, на которое необходимо углубиться, чтобы получить повышение температуры на 1°, называется геотермической ступенью.

Действительная величина ступени, зависящая от теплопроводности горных пород, близости или удалённости вулканических очагов и ряда других причин, колеблется в довольно широких границах, например в СССР от 1,4 м (район тёплых источников Пятигорска) до 177,7 м (Монче-Тундра). Средней величиной геотермической ступени принято считать 33 м, средней величиной геотермического градиента 3°. Однако в справедливости этик цифр можно сомневаться, так как подавляющее большинство геотермических измерений, из которых выведены средние, производилось в осадочных породах, т. е. в условиях, не характерных для земной коры, которая на 95% (в верхних 16 км) состоит из кристаллических пород. Все измерения в кристаллических породах Южной Африки, Канады, Кольского полуострова, в Кривом Роге и т. д. дают величину геотермической ступени от 122 до 200 м. Именно эти величины нужно считать нормальными для земной коры в целом, и тогда нормальный геотермический градиент будет не более 1 —1°,2.

Путём экстраполяции величины геотермического градиента на большие глубины можно подсчитать, что в центральных частях нашей планеты температура должна быть равной десяткам тысяч градусов.

Однако для такой экстраполяции нет разумных оснований. Выяснилось, что величина геотермической ступени есть функция не только местных особенностей горных пород, но и глубины: с глубиной ступень становится больше; следовательно, повышение температуры замедляется. Это позволяет предположить, что на известном расстоянии от земной поверхности повышение температуры вообще прекратится, и отсюда до центра Земли могут господствовать изотермические (или близкие к изотермическим) условия.

Подобное предположение подкрепляется и тем, что главным источником тепла внутри земного шара является распад радиоактивных веществ.

Радиоактивные элементы довольно широко, хотя и в ничтожных количествах, распространены в горных породах как составные части некоторых минералов. Они подвергаются непрерывному и самопроизвольному атомному распаду, сопровождаемому выделением материальных частиц и тепла.

Если бы радиоактивные вещества в теле нашей планеты распределялись равномерно и их процентное содержание оставалось бы всюду таким, как и в поверхностных частях земной коры, Земля испытывала бы нагревание. Однако возрастающего нагревания Земли не удаётся обнаружить. Кроме того, в Земле с глубиной повышение температуры замедляется.

Здесь возможны два объяснения: либо на глубине, в условиях огромных давлений, распад радиоактивных веществ замедлен; либо количество радиоактивных веществ с глубиной становится меньше. Первое мало вероятно, так как, насколько можно судить, никакие известные нам высокие или низкие давления и температуры не оказывают практически заметного влияния на ход радиоактивного распада. Второе предположение имеет под собой более прочную почву. Исследованиями доказано, что поверхностные породы гранитного состава богаче радиоактивными элементами, чем более глубинные породы типа базальтов. Геофизики, исходя из предположения о тепловом равновесии Земли, высчитали, что радиоактивные вещества сосредоточены только в земной коре до глубины 50—80 км, а в остальной массе земного шара: они либо находятся в ничтожно малых количествах, либо их там вовсе нет.

Тогда увеличение геотермической ступени с глубиной находит себе чрезвычайно простое объяснение. Не остаётся также и места для неограниченной экстраполяции значений геотермического градиента. Необходимо сделать вывод, что самая высокая температура, которая достигнута на определённой глубине, характеризует затем уже однородно нагретую всю внутреннюю часть нашей планеты и не должна превышать 2—3 тыс. градусов.

Кстати, по мнению некоторых авторов (Мак-Ниш), особенности магнитного поля Земли могут быть удовлетворительно объяснены только в предположении, что температура земного ядра равна около 2 тыс. градусов.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

Тепловой режим атмосферы

по С.П. Хромову

Причины изменений температуры воздуха

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. Под окружающей средой при этом понимают космическое пространство и особенно земную поверхность.

Мы уже знаем, что теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т. е. при собственном излечении из воздуха и при поглощении воздухом радиации.

Во-вторых, он осуществляется путем теплопроводности — молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы.

В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.

Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически.

Непосредственное поглощение солнечной радиации в тропосфере мало; оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на величину порядка 0,5° в день. Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности.

Воздух, непосредственно соприкасающийся с земной поверхностью, обменивается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Но внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла — путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. В результате потеря тепла земной поверхностью окажется больше, чем она была бы в отсутствии турбулентности.

Для высоких слоев атмосферы теплообмен с земной поверхностью имеет меньшее значение. Решающая роль в тепловом режиме переходит там к излучению из воздуха и к поглощению радиации Солнца. В высоких слоях атмосферы возрастает и значение адиабатических изменений температуры при восходящих и нисходящих движениях воздуха.

Изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха вследствие указанных выше процессов, можно назвать индивидуальными. Они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха.

Но можно говорить не об индивидуальном количестве воздуха, а о некоторой точке внутри атмосферы с зафиксированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря. Любую метеорологическую станцию, не меняющую своего положения на земной поверхности, можно рассматривать как такую точку. Температура в этой точке будет меняться не только в силу указанных индивидуальных изменений теплового состояния воздуха. Она будет меняться также и вследствие непрерывной смены воздуха в данном месте, т. е. вследствие прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру.

Эти изменения температуры, связанные с адвекцией — с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей Земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла; если с более низкой, — об адвекции холода.

Общее изменение температуры в зафиксированной географической точке, зависящее и от индивидуальных изменений состояния воздуха, и от адвекции, называют локальным (местным) изменением. Метеорологические приборы — термометры и термографы, неподвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют именно локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и, следовательно, остающемся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе.

Тепловой баланс земной поверхности

Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз — в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

Не будем касаться некоторых менее важных процессов, например затраты тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространения тепла в глубь почвы вместе с водой осадков.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения и Е — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды. R — радиационный баланс.

Уравнение теплового баланса земной поверхности напишется так:

R + P + A + LE = 0

Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла.

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода-расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного.

В ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев.

Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве — менее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве — только на 10-20 м.

Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу.

В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, притом значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. Под влиянием снежного покрова зимой и растительного летом годовой теплооборот почвы уменьшается.

Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным.

Затем температура на поверхности почвы растет до 13-14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности. Продолжается и передача тепла в глубь почвы.

Суточный ход температуры на поверхности почвы изобразится на графике в виде волнообразной кривой, более или менее напоминающей синусоиду.

Кривая суточного хода в отдельный день может иметь неправильную форму, поскольку она зависит от изменений облачности в течение суток, от осадков, а также и от непериодических (адвективных) изменений температуры воздуха.

Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки.

В Московской области летом на поверхности обнаженной почвы наблюдаются температуры до +55°, а в пустынях — даже до +80°.

Ночные минимумы температуры, наоборот, бывают на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как, прежде всего, почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух. Зимой в Московской области ночные температуры на поверхности (в это время покрытой снегом) могут падать ниже -50°, летом (кроме июля) — до нуля. На снежной поверхности во внутренних районах Антарктиды даже средняя месячная температура в июне около -70°, а в отдельных случаях она может падать до -90°.

Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.

В безоблачную погоду суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, суточная амплитуда велика. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и суточная амплитуда уменьшена.

Суточный ход температуры почвы зависит также от экспозиции склонов, т. е. от того, как ориентирован наклон данного участка земной поверхности по отношению к странам света. Ночное излучение одинаково на склонах любой ориентации; но дневное нагревание почвы, конечно, будет наибольшим на южных склонах и наименьшим на северных.

Температура поверхности почвы меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и с широтой растет. В северном полушарии на широте 10° она около 3°, на широте 30° около 10°, на широте 50° в среднем около 25°.

Влияние растительного покрова на температуру поверхности почвы

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит при этом преимущественно с поверхности самой растительности, которая и будет наиболее охлаждаться. Почва же под растительным покровом сохраняет более высокую температуру. Однако днем растительность препятствует радиационному нагреванию почвы. Суточная амплитуда температуры под растительным покровом, таким образом, уменьшена, а средняя суточная температура понижена. Итак, растительный покров в общем охлаждает почву.

Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла. Излучение идет с поверхности самого снежного покрова, а почва под ним остается более теплой, чем обнаженная почва. При этом суточная амплитуда температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается.

Итак, растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы, а снежный покров зимой, напротив, ее повышает. Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы; это уменьшение — порядка 10° в сравнении с обнаженной почвой.

Распространение тепла в глубь почвы

К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности, предложенная в свое время Фурье, и законы распространения тепла в почве носят название законов Фурье. Наблюдения показывают, что фактическое распространение тепла в почве достаточно близко соответствует этим законам.

Чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают колебания температуры. Но, независимо от типа почвы, период колебаний температуры не изменяется с глубиной (первый закон Фурье). Это значит, что не только на поверхности, но и на глубинах остается суточный ход с периодом в 24 часа между каждыми двумя последовательными максимумами или минимумами и годовой ход с периодом в 12 месяцев.

Однако амплитуды колебаний с глубиной уменьшаются. При этом возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии геометрической (второй закон Фурье). На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная амплитуда убывает настолько, что становится практически равной нулю. На этой глубине (около 70-100 см, в разных случаях разной) начинается слой постоянной суточной температуры.

Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается с глубиной по тому же закону. Однако годовые колебания распространяются до большей глубины, что вполне понятно: для их распространения имеется больше времени. Амплитуды годовых колебаний убывают практически до нуля на глубине около 30 м в полярных широтах, около 15-20 м в средних широтах, около 10 м в тропиках.

Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально ей (третий закон Фурье). Это понятно, так как требуется время для распространения тепла в глубину.

Суточные экстремумы на каждые 10 см глубины запаздывают на 2,5-3,5 часа. Это значит, что на глубине, например, 50 см суточный максимум наблюдается уже после полуночи. Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20-30 дней на каждый метр глубины.

Четвертый закон Фурье говорит о том, что глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т. е. как 1: √ 365. Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания, в 19 раз больше, чем глубина, на которой затухают суточные колебания. И этот закон, так же, как и остальные законы Фурье, достаточно хорошо подтверждается наблюдениями.

Усложнения вносятся неоднородностью состава и структуры почвы. Кроме того, тепло распространяется в глубь почвы вместе с просачиванием осадков, что, конечно, не подчиняется законам молекулярной теплопередачи.

Изменения температуры в почве с глубиной в течение суток или года можно представить с помощью графика изоплет. По оси абсцисс откладывается время в часах или в месяцах года, а по оси ординат — глубина в почве. Каждой точке на графике соответствуют определенное время и определенная глубина. На график наносят средние значения температуры на разных глубинах в разные часы или месяцы. Проведя затем изолинии, соединяющие точки с равными температурами, например через каждый градус или через каждые 2 градуса, получим семейство термоизоплет. По такому графику можно определить значение температуры для любого момента суток или дня года и для любой глубины в пределах графика.

Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды

Выше было сказано об особенностях распространения тепла в водоеме в сравнении с почвой. Основное отличие заключается в том, что тепло в воде распространяется преимущественно путем турбулентности. Поэтому и нагревание, и охлаждение распространяется в водоемах на более толстый слой, чем в почве, и вдобавок обладающий большей теплоемкостью, чем почва. Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды очень малы. Амплитуда их — порядка десятых долей градуса: около 0,1-0,2° в умеренных широтах, около 0,5° в тропиках.

Суточные колебания температуры воды на поверхности океана имеют максимум около 15-16 часов и минимум через 2-3 часа после восхода солнца.

Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности океана значительно больше, чем суточная. Но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы. В тропиках она порядка 2-3°, под 40° с. ш. около 10°, а под 40° ю. ш. около 5°.

На внутренних морях и глубоководных озерах возможны значительно большие годовые амплитуды — до 20° и более.

Как суточные, так и годовые колебания распространяются в воде (также, конечно, с запозданием) до больших, глубин, чем в почве. Суточные колебания обнаруживаются в море на глубинах до 15-20 м и более, а годовые — до 150-400 м.

Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на одну треть.

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13-14 часов температура почвы, как мы знаем, начинает понижаться. В 14-15 часов она уравнивается с температурой воздуха; с этого времени при дальнейшем падении температуры почвы начинает падать и температура воздуха.

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды.

Но в отдельные дни суточный ход температуры воздуха может быть очень неправильным. Это зависит от изменений облачности, а также от адвекции.

Суточная амплитуда температуры воздуха меняется еще по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом. С увеличением широты суточная амплитуда температуры воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца над горизонтом. Под широтами 20-30° на суше средняя за год суточная амплитуда температуры около 12°, под широтой 60° около 6°, под широтой 70° только 3°. В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не заходит много дней подряд, регулярного суточного хода температуры нет вовсе.

Имеет значение и характер почвы и почвенного покрова. Чем больше суточная амплитуда температуры самой поверхности почвы, тем больше и суточная амплитуда температуры воздуха над нею. Над обильным растительным покровом она меньше.

На выпуклых формах рельефа местности (на вершинах и на склонах гор и холмов) суточная амплитуда температуры воздуха уменьшена в сравнении с равнинной местностью, а в вогнутых формах рельефа (в долинах, оврагах и лощинах) увеличена. Причина заключается в том, что на выпуклых формах рельефа воздух имеет уменьшенную площадь соприкосновения с подстилающей поверхностью и быстро сносится с нее, заменяясь новыми массами воздуха. В вогнутых же формах рельефа воздух сильнее нагревается от поверхности и больше застаивается в дневные часы, а ночью сильнее охлаждается и стекает по склонам вниз.

Изменение суточной амплитуды температуры с высотой

Подобно тому, как в почве или в воде нагревание и охлаждение передаются от поверхности в глубину, так и в воздухе нагревание и охлаждение передаются из нижнего слоя в более высокие слои. Следовательно, суточные колебания температуры должны наблюдаться не только у земной поверхности, но и в высоких слоях атмосферы. При этом, подобно тому как в почве и в воде суточное колебание температуры убывает и запаздывает с глубиной, в атмосфере оно должно убывать и запаздывать с высотой.

Нерадиационная передача тепла в атмосфере происходит, как и в воде, преимущественно путем турбулентной теплопроводности, т. е. при перемешивании воздуха. Но воздух более подвижен, чем вода, и турбулентная теплопроводность в нем значительно больше. В результате суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на более мощный слой, чем суточные колебания в океане.

На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры наступают на 1,5-2 часа позже. На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей 1-2°, на высоте 2-5 км 0,5-1°, а дневной максимум смещается на вечер. Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже в верхней тропосфере и в нижней стратосфере. В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на соответствующих высотах в свободной атмосфере, суточная амплитуда убывает с высотой медленнее. На отдельных горных вершинах, на высотах 3000 м и больше, суточная амплитуда еще может равняться 3-4°.

Непериодические изменения температуры воздуха

Во внетропических широтах эти изменения настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В остальное же время он отступает на задний план перед непериодическими изменениями. Такие изменения могут быть очень интенсивными, особенно похолодания зимой, когда температура в любое время суток может упасть (в континентальных условиях) на 18-20° за время порядка одного часа.

Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают также при проникновении холодных воздушных масс с востока. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки. Но чаще они задерживаются перед горными хребтами Европы, расположенными в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморского бассейна и Закавказья значительно отличаются от условий близких, но более северных районов.

В Азии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов, ограничивающих с юга и востока территорию среднеазиатских государств. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения холодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительные адвективные похолодания наблюдаются, однако, и в Индии. Холодные массы при этом обтекают горные массивы с запада.

В Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться там до Флориды и Мексиканского залива. Над океанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникать в тропики. Конечно, при этом холодный воздух прогревается над теплой водой; но все же он может создавать заметные понижения температуры.

Вторжения морского воздуха из средних широт Атлантического океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чем дальше в глубь Евразии, тем меньше становится повторяемость атлантических воздушных масс. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можно проследить вплоть до Средней Азии.

Тропический воздух вторгается в Европу и зимой, и летом из Северной Африки. Кроме того, летом воздушные массы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и потому также называемые тропическим воздухом, формируются на юге самой Европы или попадают в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории России летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии, северного Китая и из южных районов СНГ.

Даже в области северного полюса температура воздуха зимой иногда повышается до нуля в результате адвекции из умеренных широт.

Междусуточная изменчивость температуры

Характеристикой непериодических колебаний температуры в том или ином месте может служить междусуточная изменчивость температуры, т. е. среднее изменение средней суточной температуры воздуха от одних суток к другим.

Если бы не было непериодических изменений, средняя суточная температура день ото дня оставалась бы почти неизменной; точнее, плавно изменялась бы от суток к суткам на очень малую величину. В действительности средняя суточная температура меняется от суток к суткам по-разному, и иногда очень резко, в связи со сменой воздушных масс.

Возьмем абсолютные значения междусуточных изменений температуры за многолетний период, не обращая внимания на знак (т. е. на то, растет ли температура от одних суток к другим или падает), и выведем из них среднюю величину междусуточного изменения. Это и будет междусуточная изменчивость температуры. Наряду с многолетней средней амплитудой суточного хода она является одной из климатических характеристик. Междусуточная изменчивость температуры тем больше, чем чаще и чем сильнее адвективные изменения температуры, происходящие в данной местности.

Междусуточная изменчивость температуры мала в тропиках и возрастает с широтой. В морском климате она меньше, чем в континентальном. Особенно велика междусуточная изменчивость температуры на севере Западной Сибири, а также во внутренних частях Северной Америки. В этих районах в среднем за год она достигает 3,5°. На Европейской территории России она в среднем годовом около 2,5°. При этом зимой она всюду больше, чем летом.

Это говорит о более сильной циклонической деятельности зимой и о более значительных адвективных изменениях температуры, связанных с нею.

Заморозки

Важное в практическом отношении явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно.

Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже в то время, когда средние суточные температуры уже держатся выше нуля, т. е. весной и осенью.

Здесь, на высоте 2 м, она может остаться несколько выше нуля; но в самом нижнем, припочвенном слое воздуха она в это же время падает до нуля и ниже, и огородные или ягодные культуры повреждаются. Бывает и так, что температура воздуха даже и на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве.

Заморозки чаще всего бывают, когда в данный район приходит достаточно холодная воздушная масса, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха падает в суточном ходе ниже нуля, т. е. наблюдается заморозок.

Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов.

Заморозки чаще происходят в низинах, чем в возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры усилено.

Разработаны достаточно эффективные средства для защиты садов и огородов от ночных заморозков. Огород или сад укутывается дымовой завесой, которая понижает эффективное излучение и уменьшает ночное падение температуры.

Годовая амплитуда температуры воздуха

Разность средник месячных температур самого теплого и самого холодного месяца называют годовой амплитудой температуры воздуха. В климатологии рассматриваются годовые амплитуды температуры, вычисленные по многолетним средним месячным температурам.

Годовая амплитуда температуры воздуха прежде всего растет с географической широтой. На экваторе приток солнечной радиации меняется в течение года очень мало; по направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиации между зимой и летом возрастают, а вместе с тем возрастает и годовая амплитуда температуры воздуха. Над океаном, вдали от берегов, это широтное изменение годовой амплитуды, однако, невелико. Если бы Земля была сплошь покрыта океаном, свободным ото льда, то годовая амплитуда температуры воздуха менялась бы от нуля на экваторе до 5-6° на полюсе.

Годовые амплитуды температуры над сушей значительно больше, чем над морем (так же как и суточные амплитуды). Даже над сравнительно небольшими материковыми массивами южного полушария они превышают 15°, а под широтой 60° на материке Азии, в Якутии, они достигают 60°.

С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического пояса это убывание в среднем 2° на каждый километр высоты. В свободной атмосфере оно больше. Однако во внетропических широтах значительный годовой ход температуры остается даже в верхней тропосфере и в стратосфере.

Континентальность климата

Климат над морем, прежде всего характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, естественно назвать морским климатом, в отличие от континентального климата над сушей, с большими годовыми амплитудами температуры. Однако морской климат распространяется и на те прилегающие к морю области материков, где велика повторяемость морских воздушных масс.

Хорошо выражен морской климат в Западной Европе, где круглый год господствует перенос воздуха с Атлантического океана. На крайнем западе Европы годовые амплитуды температуры воздуха равны всего нескольким градусам. С удалением от Атлантического океана в глубь материка годовые амплитуды температуры растут; иначе говоря, растет континентальность климата. В Восточной Сибири годовые амплитуды возрастают до нескольких десятков градусов. Лето здесь более жаркое, чем в Западной Европе, зима гораздо более суровая. Близость Восточной Сибири к Тихому океану не имеет существенного значения, так как, вследствие условий общей циркуляции атмосферы, воздух с этого океана не проникает далеко в Сибирь, особенно зимою. Только на Дальнем Востоке приток воздушных масс с океана летом понижает температуру и тем самым несколько уменьшает годовую амплитуду.

Индексы континентальности

Между морским и континентальным климатом существуют также различия и в суточных амплитудах температуры, в режиме влажности и осадков и пр. Но величина годовой амплитуды температуры все же наиболее ясно отражает континентальность климата.

Однако годовая амплитуда температуры зависит еще и от географической широты. В низких широтах годовые амплитуды температуры уменьшены по сравнению с высокими широтами, даже в континентальных условиях. Следовательно, для более точной числовой характеристики континентальности климата нужно исключить влияние широты на годовую амплитуду температуры.

Для этого был предложен ряд способов, с помощью которых получаются различные индексы (показатели) континентальности климата в функции от годовой амплитуды температуры и от широты места. Особенно известен показатель Л. Горчинского

k = C*(A — 12sinφ)/sinφ

Здесь А — годовая амплитуда температуры, а выражение 12 sinφ определяет среднюю годовую амплитуду температуры над океаном в зоне между 30 и 60° широты. Таким образом, из фактической годовой амплитуды вычитается годовая амплитуда под широтой φ в некотором «среднем океаническом климате». Коэффициент С определяется в предположении, что средняя континентальность над океаном (т. е. при А = 12 sinφ) равна нулю, а для Верхоянска она равна 100.

Типы годового хода температуры воздуха

В зависимости от широты и континентальности можно выделить следующие типы годового хода температуры.

Экваториальный тип. Малая амплитуда, так как различия в поступлении солнечной радиации в течение года невелики, а время наибольшего притока радиации на границу атмосферы совпадает с наибольшей облачностью и дождями. Внутри материков, амплитуда порядка 5°, на побережьях менее 3°, на океанах 1° и менее.

Тропический тип. Амплитуда больше, чем в экваториальном типе: на побережьях порядка 5°, внутри материка 10-15°.

Тип умеренного пояса. В северном полушарии минимум наблюдается над сушей в январе, а над морем — в феврале или марте; максимум над сушей в июле, а над морем — в августе и иногда даже в сентябре. В умеренном поясе можно различать подзоны: субтропическую, собственно умеренную, субполярную.

Полярный тип. Амплитуда на суше (Гренландия, Антарктида) велика — порядка 30-40°.

Возмущения в годовом ходе температуры воздуха

Графически представляя годовой ход температуры мы получаем плавную кривую синусоидального характера. Но если представить годовой ход температуры по средним суточным данным, то и за многолетний период кривая не получится вполне плавной. На ней будут зазубрины, возмущения, обусловленные непериодическими изменениями температуры.

Эти зазубрины или неровности могут наблюдаться от одного календарного дня к другому. Это значит, что непериодические междусуточные изменения температуры не сгладились вполне даже на многолетней кривой. Некоторые возмущения в ходе температуры особенно значительны и распространяются на несколько дней подряд; это может быть, например, падение температуры весной на фоне ее общего роста. Такого рода возмущения можно объяснить тем, что потепления или похолодания повторяются из года в год (хотя и не обязательно каждый год) в некоторые более или менее устойчивые календарные сроки. Поэтому и на климатологической кривой остаются соответствующие возмущения, называемые календарными особенностями.

Осенью, в конце сентября или в начале октября, когда температура вообще падает, наблюдается временное замедление этого падения, а в отдельные годы даже смена его на рост в течение нескольких суток или даже пятидневок. Такие осенние периоды потеплений называются бабьим летом.

Возмущения в годовом ходе температуры говорят о наличии в году таких календарных периодов, когда в данный район преимущественно вторгаются воздушные массы одного определенного типа.

Изотермы. Приведение температуры к уровню моря

Нанесем на географическую карту средние месячные или годовые температуры воздуха, вычисленные по многолетним наблюдениям на отдельных станциях, и соединим точки с одинаковыми температурами линиями равных значений. Мы получим на карте средние изотермы — линии равной температуры воздуха, наглядно показывающие географическое распределение температуры.

Для того чтобы разобраться во влиянии различных географических факторов на приземное распределение температуры воздуха, нужно строить карты изотерм не только для реальной земной поверхности с ее топографическими различиями, но и для уровня моря. Наблюдения на судах можно считать относящимися именно к этому уровню. Но станции на суше расположены на разных высотах над уровнем моря, а известно, что с возрастанием высоты температура воздуха падает.

Исключить влияние высоты можно, приводя температуру к уровню моря, т. е. увеличивая температуру на каждой станции, расположенной выше уровня моря, соответственно высоте станции.

Географическое распределение температуры воздуха у земной поверхности

Рассматривая карты многолетнего среднего распределения температуры воздуха на уровне моря для отдельных календарных месяцев и для всего года, мы обнаруживаем в этом распределении ряд закономерностей, указывающих на влияние географических факторов.

Таково прежде всего влияние широты. Температура в общем убывает от экватора к полюсам в соответствии с распределением радиационного баланса земной поверхности.

Однако изотермы на картах не совпадают вполне с широтными кругами, как и изолинии радиационного баланса. Особенно сильно они отклоняются от зональности в северном полушарии. В этом ясно видно влияние расчленения земной поверхности на сушу и море. Кроме того, возмущения в распределении температуры связаны с наличием снежного или ледяного, покрова, горных хребтов, с теплыми и холодными океаническими течениями.

Год. Зимой материки холоднее океанов, а летом теплее; поэтому в средних годовых величинах противоположные отклонения изотерм от зонального распределения частично взаимно компенсируются. На средней годовой карте мы находим по обе стороны от экватора в тропиках широкую зону, где средние годовые температуры выше +25°. Внутри этой зоны очерчиваются замкнутыми изотермами острова тепла над Северной Африкой и, менее значительные по размерам, над Индией и Мексикой, где средняя годовая температура выше +28°. Над Южной Америкой, Южной Африкой и Австралией изотермы прогибаются к югу, образуя «языки тепла»: высокие температуры распространяются здесь дальше в сторону высоких широт, нежели над океанами.

Самые теплые места Земли лежат на побережьях южной части Красного моря (30°-32,5°). Самым холодным районом является Восточная Антарктида, где в центре плато средние годовые температуры порядка -50 — -55°.

Январь. На картах для января над северо-востоком Азии и над Гренландией мы находим даже замкнутые изотермы, обрисовывающие острова холода. В первом районе, между Леной и Индигиркой, средние температуры января достигают -48°, а на уровне местности -50° и ниже, а абсолютные минимумы — даже -70°. Это район якутского полюса холода.

Вторым полюсом холода в северном полушарии является Гренландия. Средняя температура января здесь понижается до -55°, а наинизшие температуры в центре острова доходят, по-видимому, до таких же низких значений, как в Якутии (-70°).

В южном полушарии в январе лето. Над материками в Южной Африке, Южной Америке и особенно в Австралии намечаются хорошо выраженные острова тепла со средними температурами до +34° в Австралии. Максимальные температуры достигают в Австралии +55°.

Июль. В июле в тропиках и субтропиках северного, теперь летнего полушария хорошо выражены острова тепла с замкнутыми изотермами над Северной Африкой, Аравией, Центральной Азией и Мексикой. Средние июльские температуры в Сахаре достигают +40° (на уровне местности несколько ниже). Абсолютные максимумы температуры в Северной Африке доходят до +58° (южнее города Триполи). Немногим ниже, +57°, абсолютный максимум температуры в глубокой впадине среди гор в Калифорнии, в Долине Смерти.

В южном полушарии температура довольно быстро понижается в направлении к Антарктиде. На окраинах материка она достигает -15 — -35°, а в центре Восточной Антарктиды средние температуры близки к -70°. В отдельных случаях наблюдаются температуры ниже -80°, а абсолютный минимум ниже -88° (станция Восток). Это полюс холода всего Земного шара.

Температуры широтных кругов, полушарий и Земли в целом

Для того чтобы лучше ориентироваться в том, как меняется температура воздуха у земной поверхности в зависимости от географической широты, удобно рассматривать средние температуры широтных кругов. Такую температуру легко получить, определив на карте изотерм значения температуры в ряде точек, равномерно распределенных на интересующем нас широтном круге, и получив из них среднюю величину.

В январе средняя температура самая высокая на экваторе: +27°. В июле самой теплой параллелью является 20° с. ш. с температурой +28°. В среднем самая теплая параллель — 10° с. ш. с температурой +27°. Самую теплую параллель называют термическим экватором. Как видно, в течение года термический экватор остается в северном полушарии, перемещаясь от зимы к лету в более высокие широты. Это легко объясняется преобладанием материковых площадей в тропиках северного полушария по сравнению с южным.

Умеренные широты в южном, полушарии зимой теплее, а летом холоднее, чем в северном полушарии. Поэтому годовые амплитуды температуры в умеренных широтах южного полушария значительно меньше, чем в северном полушарии.

По средним температурам широтных кругов можно подсчитать и средние температуры воздуха для целого полушария и для всего Земного шара.

Северное полушарие зимой холоднее, чем южное (в свою зиму), а летом значительно теплее.

Годовая амплитуда температуры для северного полушария 14°, а для южного — только 7°. Следовательно, климат северного полушария в целом более континентальный, чем климат южного полушария.

Средняя температура воздуха у земной поверхности для всего Земного шара в январе +12°, в июле +16° и в среднем годовом +14°. Сильное зимнее охлаждение материков северного полушария (особенно Азии) и такое же сильное летнее их прогревание делают январь для всего Земного шара в целом значительно холоднее июля.

Ускорение конвекции

Конвекция при вертикальных градиентах температуры, близких к адиабатическим, становится упорядоченной — превращается в мощные и значительные по площади поперечного сечения вертикальные токи воздуха, причем скорости восходящих токов могут достигать 10-20 м/сек.

Ускорение вертикально движущейся частицы воздуха — ускорение конвекции зависит от разности абсолютных температур движущегося воздуха и окружающей воздушной среды. При температурах, близких к O°C, и при разности температур = 1° вертикальное ускорение получается около 3 см/сек².

Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для сухого воздуха

Представим сначала, что мы имеем дело с сухим воздухом (те же выводы действительны и для влажного ненасыщенного воздуха). Сухая воздушная частица, адиабатически охлаждается на 1° на каждые 100 м подъема и нагревается на 1° на каждые 100 м спуска. Если между частицей и окружающим воздухом есть какая-то начальная разность температур, то для сохранения этой разности при движении частицы и, следовательно, для сохранения конвекции необходимо, чтобы в окружающей атмосфере температура менялась по вертикали на ту же величину, т. е. на 1° на каждые 100 м. Иными словами, должен существовать вертикальный градиент температуры, равный сухоадиабатическому градиенту т. е. 1°/100 м. Существующая конвекция при нем сохраняется, но не усиливается с высотою.

Если вертикальный градиент температуры в атмосфере меньше 1°/100, то, какова бы ни была первоначальная разность температур, при движении частицы вверх или вниз она будет уменьшаться. Следовательно, ускорение конвекции будет убывать и в конце концов дойдет до нуля, а вертикальное движение частицы прекратится.

Если вертикальный градиент температуры в атмосфере сверхадиабатический, т. е. больше 1°/100 м, то при вертикальном движении частицы вверх или вниз разность температур этой частицы и окружающего воздуха будет возрастать и ускорение конвекции будет увеличиваться.

Первоначальная разность температур восходящего и окружающего воздуха в первом случае возрастает, во втором — убывает.

Итак, для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе нужно, чтобы вертикальные градиенты температуры, в воздушном столбе были больше сухоадиабатического. В этом случае говорят, что атмосфера обладает неустойчивой стратификацией. При вертикальных градиентах температуры меньше сухоадиабатического условия для развития конвекции неблагоприятны. Говорят, что атмосфера обладает устойчивой стратификацией. Наконец, в промежуточном случае, при вертикальном градиенте, равном сухоадиабатическому, существующая конвекция сохраняется, но не усиливается. Говорят, что атмосфера обладает безразличной стратификацией.

Вместо терминов устойчивая, неустойчивая и безразличная стратификация употребляют еще термины устойчивое, неустойчивое и безразличное равновесие. Допустим, что никаких разностей температур по горизонтальному направлению не существует и, следовательно, никакой конвекции нет. Возьмем теперь частицу воздуха на некотором уровне. Предположим, что, приложив какую-то внешнюю силу, мы подняли или опустили эту частицу на какой-то новый уровень, хотя бы и очень близкий к начальному. При безразличной стратификации, т. е. при вертикальном градиенте в атмосферном столбе 1°/100 м, эта частица на любом новом уровне будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух на этом уровне. Следовательно, в новом положении разность температур останется равной нулю и частица останется в равновесии на новом уровне. Этот случай и называется безразличным равновесием по вертикали.

При устойчивой стратификации, т. е. при вертикальном градиенте меньше 1°/100 м, частица, смещенная из первоначального положения, адиабатически охладившись или нагревшись при смещении, станет холоднее окружающего воздуха, если она поднята вверх, и теплее, если она опущена вниз. Поэтому, предоставленная самой себе, частица вернется в начальное положение. В этом случае говорят об устойчивом равновесии по вертикали.

Наконец, при неустойчивой стратификации, т. е. при вертикальном градиенте температуры больше 1°/100 м, смещенная вверх частица окажется теплее, чем окружающий воздух, а смещенная вниз — холоднее. Предоставленная самой себе, она будет продолжать удаляться от начального положения. В этом случае говорят о неустойчивом равновесии по вертикали.

Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для насыщенного воздуха

Все сказанное выше относилось к сухому или к влажному ненасыщенному воздуху. Допустим теперь, что частица воздуха, движущаяся по вертикали вследствие разности температур, насыщена, т. е. содержит водяной пар в состоянии насыщения. Нужно при этом помнить, что частица, движущаяся вниз, может сохранять состояние насыщения только в том случае, если в ней есть жидкие или твердые продукты конденсации — взвешенные капельки или кристаллы. В противном случае адиабатическое повышение температуры при нисходящем движении сразу же ликвидирует состояние насыщения.

Так же как и в случае сухого воздуха, для сохранения конвекции нужно, чтобы первоначальная разность температур не менялась. Но насыщенный воздух адиабатически меняет свою температуру при вертикальном смещении не на 1° на каждые 100 м, а только на несколько десятых долей градуса в зависимости от температуры и давления. Поэтому сохранение разности температур возможно лишь в том случае, если и вертикальный градиент температуры в атмосферном столбе равен влажноадиабатическому градиенту.

Если вертикальные градиенты температуры в атмосфере больше влажноадиабатических для данных значений давления и температуры, то говорят, что стратификация атмосферы неустойчива по отношению к насыщенному воздуху или, короче, что она влажнонеустойчива; для сухого воздуха она при этом может быть устойчивой. При такой стратификации будет возрастать ускорение конвекции и конвекция будет развиваться. При вертикальных градиентах меньше влажноадиабатических имеется стратификация, устойчивая для насыщенного воздуха, т. е. не поддерживающая конвекцию в нем (влажноустойчивая). Наконец, в рассмотренном выше случае, когда вертикальные градиенты в атмосферном столбе в точности равны влажноадиабатическим, стратификация будет безразличной для насыщенного воздуха.

Суточный ход стратификации и конвекции

Итак, конвекция развивается только при неустойчивой стратификации. При этом чем неустойчивее стратификация, т. е. чем больше вертикальные градиенты температуры превышают адиабатические градиенты (сухоадиабатический для ненасыщенного воздуха и влажноадиабатический для насыщенного), тем сильнее развивается конвекция.

Над сушей, в условиях большого суточного хода температуры поверхности почвы (особенно летом), днем нижние слои воздуха сильно прогреваются от поверхности почвы и вертикальные градиенты температур возрастают. В приземном слое они могут стать очень большими, на несколько порядков величины превышая сухоадиабатический градиент. В среднем же в нижних сотнях метров или километрах они приближаются к сухоадиабатическому и, во всяком случае, больше, чем влажноадиабатические градиенты. Стратификация атмосферы становится, таким образом, неустойчивой, и возникает конвекция.

Как неустойчивость стратификации, так и конвекция особенно велики около полудня и в первые послеполуденные часы. Поэтому кучевые облака, ливневые осадки и грозы над сушей, связанные с конвекцией, имеют максимальное развитие именно после полудня. К вечеру стратификация становится устойчивее, а в ночные часы, когда приземный слой воздуха охлаждается от почвы, стратификация может стать даже настолько устойчивой, что развиваются приземные инверсии температуры, т. е. температура воздуха над почвой с высотой не падает, а растет. Понятно, что конвекция в это время суток затихает.

Иными будут условия над морем. Суточный ход температуры на поверхности моря очень мал. Поэтому существенного дневного увеличения неустойчивости над морем не будет; следовательно, не будет и послеполуденного максимума в развитии конвекции. Напротив, в ночные часы неустойчивость стратификации над морем несколько возрастает. Это связано с тем, что у поверхности моря температура ночью остается почти такой же, как и днем, а на высотах в свободной атмосфере температура ночью падает вследствие излучения из воздуха. Поэтому вертикальные градиенты температуры над морем ночью несколько возрастают, а вместе с ними и явления конвекции над морем имеют тенденцию к усилению ночью.

Стратификация воздушных масс

Воздушные массы можно в наиболее общем виде разделить на теплые, холодные и местные. Эти разные типы воздушных масс будут различаться и по условиям стратификации.

Теплая воздушная масса (например, тропический воздух или морской полярный воздух зимой над материком) движется на более холодную подстилающую поверхность (а также часто и в более высокие широты). Она при этом охлаждается снизу. Это охлаждение захватит прежде всего самые нижние слои воздушной массы и лишь постепенно и в ослабленном виде будет распространяться вверх. Следовательно, вертикальные градиенты температуры в нижних слоях воздушной массы будут уменьшаться. В типичной теплой массе, особенно в зимнее время над материком, вертикальные градиенты температуры становятся в нижнем километре порядка 0,2-0,4°/100 м, т. е. меньше влажноадиабатических для данных условий. Иными словами, воздушная масса получает в нижних сотнях метров устойчивую стратификацию — не только сухоустойчивую, но и влажноустойчивую. Можно короче сказать, что теплая воздушная масса по мере своего продвижения на холодную поверхность становится устойчивой массой.

Понятно, что при этом конвекция ослабевает и прекращается. Конденсация водяного пара в устойчивой массе будет происходить в форме туманов и низких слоистых облаков, из которых выпадает морось или, зимой, мелкий снег. Холодная воздушная масса (например, арктический воздух, морской полярный воздух летом над материком) движется на более теплую подстилающую поверхность и поэтому нагревается снизу. Нагревание распространяется вверх путем турбулентности и конвекции быстрее, чем охлаждение; но все-таки особенно нагретыми будут нижние слои, а с высотой нагревание становится слабее. Поэтому в холодной воздушной массе устанавливаются в нескольких нижних километрах большие вертикальные градиенты температуры, превышающие влажноадиабатические: порядка 0,7-0,8°/100 м и более. А это означает, что холодная масса приобретает в этих слоях неустойчивую стратификацию или, короче говоря, становится неустойчивой массой. В такой массе конвекция получает сильное развитие, а конденсация водяного пара происходит в виде кучевых и кучево-дождевых облаков с выпадающими из них ливневыми осадками.

Местные воздушные массы зимой, над охлажденной сушей, становятся устойчивыми, а летом, над нагретой почвой, — неустойчивыми. Поэтому зимой над сушей в умеренных широтах преобладают облака слоистых форм, а летом — кучевые облака.

Инверсии температуры

В предыдущих параграфах мы неоднократно упоминали об инверсиях температуры. Теперь остановимся на них несколько подробнее, поскольку с ними связаны важные особенности в состоянии атмосферы.

Падение температуры с высотой можно считать нормальным положением вещей для тропосферы, а инверсии температуры — отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере — частое, почти повседневное явление. Но они захватывают воздушные слои достаточно тонкие в сравнении со всей толщей тропосферы.

Инверсию температуры можно характеризовать высотой, на которой она наблюдается, толщиной слоя, в котором имеется повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя — скачком температуры. В качестве переходного случая между нормальным падением температуры с высотой и инверсией наблюдается еще явление вертикальной изотермии, когда температура в некотором слое с высотой не меняется.

По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.

Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). У подстилающей поверхности температура самая низкая; с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Затем инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой.

Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью. Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере; однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км. Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной — от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1° и меньше до 10-15° и больше.

Приземные инверсии

Приземные инверсии температуры над поверхностью суши или над ледяным покровом океана по большей части возникают вследствие ночного радиационного охлаждения подстилающей поверхности. Такие инверсии называют радиационными. Нижние слои воздуха охлаждаются от земной поверхности сильнее вышележащих.

Мощность инверсионного слоя зависит от длительности выхолаживания и от степени турбулентности, передающей охлаждение вверх. Но слишком сильная турбулентность неблагоприятна для образования и сохранения инверсии, так как охлажденный воздух будет ею быстро рассеиваться. Поэтому для образования приземных инверсий особенно благоприятны ясные ночи со слабым ветром. Такие условия погоды характерны для антициклонов и весной и осенью могут привести к ночным заморозкам. Явление заморозков, как правило, связано с образованием приземной инверсии.

С восходом солнца приземная инверсия радиационного типа разрушается, так как ночное охлаждение почвы уступает место прогреванию. Но в холодное время года приземная инверсия может существовать по нескольку суток подряд, ослабевая днем, но усиливаясь от ночи к ночи.

Рельеф местности может усиливать инверсию. Охлаждение воздуха в ясную погоду особенно велико в котловинах, откуда выхоложенный воздух не находит выхода. В Верхоянске зимой даже средняя температура на 10-15° ниже, чем на склонах гор в том же районе на высоте около 900 м.

Меньшая часть приземных инверсий над сушей может возникать и по другим причинам. Так, весной теплый воздух, текущий над снежным покровом, охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная, или весенняя, инверсия.

Инверсии в свободной атмосфере

Инверсии в свободной атмосфере возникают преимущественно в устойчивых антициклонах как над сушей, так и над морем и наблюдаются над большими территориями на протяжении длительных периодов. Наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км, но нередко наблюдаются и в более высоких слоях тропосферы.

Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями сжатия, или оседания. Они возникают вследствие нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания при этом.

Страница не найдена | Институт геологии

ЮНЕСКО пригласила Международный союз спелеологов www.uis-speleo.org отметить Международный год пещер и карста в штаб-квартире ЮНЕСКО в Париже.
Празднование состоится 14 сентября 2021 года.
Президент Международного года карста и пещер George Veni отмечает, что до сих пор пещеры и карст никогда не привлекали такого высокого международного внимания.

У международного года IYCK 203 партнерские организации из многих стран — Институт геологии УФИЦ и Геопарк Янган-Тау — в их числе (http://iyck2021.org/index.php/partners/).
У международного года IYCK 202 завершенных мероприятия — среди них новости от геопарка и от института, и в том числе наши совместные мероприятия.
Вы можете найти их на http://iyck2021.org/index.php/event-results/# .

Размещена информация о предстоящей Всероссийской молодежной конференции
«ГЕОЛОГИЯ, ГЕОЭКОЛОГИЯ И РЕСУРСНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ УРАЛА И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ТЕРРИТОРИЙ»
18–22 октября 2021 в г. Уфа.

Перейти на страницу конференции

«ГЕОЛОГИЯ, ГЕОЭКОЛОГИЯ И РЕСУРСНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ УРАЛА
И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ТЕРРИТОРИЙ»
18–22 октября 2021, г. Уфа

(далее…)

Когда Уфа уйдет под Землю? За 30 лет в городе произошло более 150 карстовых провалов.
Канал UTV беседовал с С.Г.Ковалевым 19 марта 2021 г.

Интервью С.Г. Ковалева автору публикации.

Екатерина Климович «Уфимский карст: проблемы и реалии».
ufaved.info — Городская электронная газета — Экспертное мнение — 04.03.2021
https://www.ufaved.info/articles/mnenie/ufimskiy_karst_problemy_i_realii/

Международный союз спелеологов объявил 2021 год международным годом пещер и карста (IYCK). Институт геологии УФИЦ РАН является партнером этого мероприятия.

На странице IYCK опубликован специальный репортаж ( https://youtu.be/OZMLRpIqHcA ) о карстовых процессах и проблемах, которые возникают и могут возникнуть при строительстве на карстовых территориях, в котором приняли участие директор ИГ УФИЦ РАН С.Г. Ковалев и старший научный сотрудник А.И. Смирнов.

Об исследовательском потенциале геопарка, найденных на его территории новых объектах и дальнейших планах учёных рассказала руководитель лаборатории геологии кайнозоя Института геологии УФИЦ РАН, кандидат геолого-минералогических наук Гузель Данукалова.

Подробннее можно прочитать в статье Айгуль Нургалеевой «Открытия в геопарке. Чем интересен учёным-геологам северо-восток республики.» — Электронная версия журнала «Табигат» №12, декабрь 2020 года (https://ecology.bashkortostan.ru/upload/uf/3e0/TABIGAT_12_2020_color_m.pdf).

Приглашаем Вас ознакомиться с материалами тематического архива научных журналов и материалов научных мероприятий по направлению науки о Земле и энергетика, перейдя по ссылке: https://doc365.ru/
С уважением, ЛИТ «РЕСУРС XXI» http://lit-resurs21.ru/; +7 (495) 142-79-82

17-21 августа 2020 года состоялся экспедиционный выезд по территории геопарка «Янган-Тау» сотрудников института геологии Уфимского научного центра РАН Данукаловой Гузель Анваровны и Осиповой Евгении Михайловны совместно с биологом геопарка Полежанкиной Полиной Геннадьевной и биологом Мокеевым Денисом Юрьевичем.

Основная цель поездки – мониторинг труднодоступных территорий междуречья рек Юрюзань и Ай, а также отрогов хребта Каратау и Уфимского плоскогорья.

Во время поездки решались следующие задачи – сбор палеонтологических остатков на карьерах, пополнение коллекции субфоссильных наземных и пресноводных моллюсков, оценка ландшафтов (форм рельефа, растительности) для вовлечения интересных объектов в экскурсионную деятельность геопарка.

Во время поездки погодные условия были в основном дождливые и прохладные, что, соответственно, осложняло доступ к труднодоступным объектам. Слаженная работа геологов, биологов, администрации геопарка позволила справиться с поставленными задачами вполне успешно.

Больше материала на сайте геопарка «Янган-Тау»
https://www.geopark-yangantau.ru/novosti/ekspeditsionnyy-vyezd-po-territorii-geoparka-yangan-tau/

ДОРОГОЙ И УВАЖАЕМЫЙ
АЛЕКСАНДР МИХАЙЛОВИЧ!

Примите наши сердечные поздравления с замечательным юбилеем! ПОЗДРАВЛЯЕМ!

Желаем Вам долгих лет, новых творческих успехов в научной деятельности, счастья, здоровья, благополучия, бодрости и оптимизма!

Пусть Вам всегда сопутствует удача, поддержка и понимание близких, друзей и коллег!

С огромным уважением — коллектив Института геологии, Ваши друзья и коллеги.

Ученые собираются бурить лед Антарктиды на глубину 3 км. Это поможет спрогнозировать темпы глобального потепления

Джонатан Эймос
Научный обозреватель Би-би-си

13 апреля 2019

Автор фото, Laurent AUGUSTIN/CNRS

Подпись к фото,

Предыдущий ледяной керн, добытый во время экспедиции EPICA в 1996-2005 годах, позволил ученым получить представление об атмосфере и климате Земли 800 тысяч лет назад.

Ученые определили точку бурения для исследований, которые помогут узнать, что происходило на Земле 1,5 миллиона лет назад.

В декабре группа европейских исследователей отправится в Антарктиду бурить восточный ледниковый щит. Цель экспедиции — извлечь ледяной керн длиной 3 км. Ученые считают, что это поможет понять, почему около миллиона лет назад на Земле изменилась длительность периодов оледенения.

На первый взгляд интерес ученых может показаться эзотерическим, однако информация, которая содержится в древних льдах, необходима для того, чтобы понять, как температура на Земле будет повышаться в ближайшие несколько столетий.

«Около 900 тыс. лет назад произошло что-то, в результате чего продолжительность циклов оледенения сменилась с примерно 40 тыс. лет до 100 тыс. лет. Мы хотели бы понять почему», — рассказала в интервью Би-би-си доктор наук Катрин Ритц из Института геоэкологии во французском Гренобле.

«Это важно, потому что если мы хотим предсказать, что будет происходить с климатом в будущем с учетом увеличения концентрации парниковых газов в атмосфере, нам придется моделировать будущее на основе того, что произошло в прошлом», — поясняет она.

Ритц выступала на заседании Европейского союза наук о Земле в Вене, на котором официально объявили точку бурения для этой операции.

Работы будут вестись на высоком горном хребте примерно в 40 километрах к юго-западу от Антарктической исследовательской базы «Конкордия» (Dome C). Новую точку бурения уже прозвали «Малой Конкордией» (Little Dome C).

В проекте бурения, который называют Beyond-EPICA, примут участие исследовательские институты из 10 стран. На то, чтобы извлечь ледяной керн, понадобится около пяти лет, еще год уйдет на то, чтобы изучить ледяную породу.

Проект финансируется из бюджета Евросоюза и обойдется в 30 миллионов евро (33,8 миллиона долларов).

Автор фото, R.Mulvaney/BAS

Подпись к фото,

Каждый пузырек воздуха несет в себе информацию о составе атмосферы в древние времена

Что лед может рассказать нам о прошлом?

Ледники Антарктиды образовались из снега, который выпадал на континент в течение миллионов лет. По мере того, как лед спрессовывался, в нем застывали пузырьки воздуха. Эти маленькие газовые карманы — своеобразные «капсулы времени», хранящие микроснимок атмосферы древних времен.

По уровню содержания в пузырьках CO2 и других газов ученые могут многое узнать о составе древней атмосферы. Анализ молекул воды, из которых состоит лед, дает нам представление о том, какие температуры преобладали в тот период времени.

На данный момент самый древний цельный ледяной керн, который удалось добыть, получили во время предыдущей операции «Конкордии» — бурового комплекса Европейского проекта бурения льда в Антарктиде (EPICA).

Эта экспедиция продолжалась с 1996 по 2004 год, в результате ученым удалось извлечь ледяной цилиндр диаметром 10 см и длиной 2744 метра.

Что мы уже знаем благодаря предыдущему ледяному керну?

Ледяной керн, извлеченный во время экспедиции EPICA, содержал информацию о температурах и содержании углекислого газа в атмосфере за последние 800 тысяч лет.

Эти величины менялись циклично и было видно, насколько они взаимосвязаны: каждый раз, когда на Земле наступал ледниковый период и температура падала, концентрация парниковых газов в атмосфере тоже снижалась. А когда климат снова становился теплее, одновременно увеличивался и уровень CO2 в атмосфере.

Такие циклы сменяются в керне EPICA примерно каждые 100 тысяч лет — фазы, скорее всего, зависели от небольших изменений эксцентриситета земной орбиты вокруг Солнца (больший или меньший эллипсис).

Но из других данных о климате древних времен, полученных путем изучения горных пород, мы знаем, что еще раньше циклы похолодания и потепления были гораздо короче — они сменялись примерно каждую 41 тысячу лет.

Вероятно, этот период определялся небольшими изменениями угла наклона земной оси. Но почему периодичность изменилась, никто точно сказать не может.

В чем могла быть причина смены циклов?

Небольшие отклонения в орбите Земли, о которых мы упоминали выше, влияют на количество солнечного тепла, достигающего Земли. В результате средние глобальные температуры колебались в пределах 1,5 градуса Цельсия.

Но ледниковые периоды от их максимальных до минимальных температурных значений фиксируют колебания глобальной температуры на 6 градусов. Это означает, что что-то усиливало этот эффект.

Различия в составе и концентрации парниковых газов в атмосфере, без сомнения, будут частью разгадки, и если уже в новом керне Beyond-EPICA удастся получить данные о том, что происходило с атмосферой 1,5 миллиона лет назад, мы получим свидетельства о том, что на это повлияло. Безусловно, важно учитывать и дополнительные факторы.

«Лично я считаю, что, вероятнее всего, речь идет о внутреннем механизме в климатической системе, который связан с изменением ледяного покрова Земли, — говорит профессор Олаф Айзен, координатор проекта Beyond-EPICA из немецкого Института полярных и морских исследований имени Альфреда Вегенера. — Если меняется в размере ледяной покров Земли, то меняется также и уровень моря и циркуляция океана. Но в эпоху среднего Плейстоцена что-то произошло. О причинах среднего плейстоценового перехода все еще спорят, они связаны с базовым пониманием климатической системы».

Как выбирали точку бурения

Многие страны, включая Америку, Россию, Китай, Японию и Австралию, искали подходящее место для точки бурения. Европейский проект первым дошел до реализации плана. С точки зрения логистики очень помогает близость к уже существующей исследовательской базе, однако точка бурения «Малой Конкордии» была согласована только после трех лет тщательных исследований местности.

Команды специалистов изучали льды при помощи специальных радаров и брали пробы, чтобы определить температуру ледяного покрова там, где он соприкасается с грунтом. Одна из сложностей заключалась в том, что земля выделяет тепло и нагревает самые древние слои ледяного массива. Чем глубже бурение, тем выше подобный риск, так как самые низкие температуры всегда наблюдаются у верхней поверхности ледяного покрова.

«Ледяной керн извлекается цилиндрами длиной по четыре метра. Затем на «Малой Конкордии» мы будет разрезать каждый из них на фрагменты метровой длины и отправлять на базу EPICA, — рассказывает профессор Роб Малвейни из Британской антарктической службы. — Там мы распилим полученные цилиндры продольно на две половины. Одна половина останется в Антарктике для архивных целей (нам не придется отдельно оплачивать заморозку!), а вторую отправим в Европу для анализа».

Автор фото, R.Mulvaney/BAS

Подпись к фото,

Команда Beyond-EPICA проехала с радарами 2 500 км, чтобы найти подходящую точку для бурения льда

Озера по-разному реагируют на изменения климата

Международный коллектив исследователей оценил, как менялась температура поверхностных и глубинных вод в озерах в летнее время за последние сорок лет. Для анализа были использованы данные измерений, выполненных на 102 озерах на пяти континентах. Поверхностные воды под действием глобального изменения климата в среднем стали теплее чуть больше чем на 1.5 градуса Цельсия, тогда как для глубинных вод общей тенденции не выявлено. В некоторых озерах вода в глубине чуть потеплела, тогда как во многих, наоборот, стала холоднее. Ученые отмечают, что, по всей видимости, на температуру и связанное с ней качество воды в озерах влияет уникальный для каждого водоема или региона комплекс факторов. Результаты масштабного исследования опубликованы в журнале Scientific Reports.

На земле насчитывается почти 1.5 миллиона озер. Несмотря на то что почти треть всей пресной воды запасена в нескольких крупных озерах, многочисленные более мелкие собратья важны как источники питьевой воды, рыбы и других биологических ресурсов, места отдыха. С экологической точки зрения, озера играют важную роль в круговороте углерода, поддерживают жизнь многих уникальных организмов. Наблюдаемые на планете климатические изменения могут оказать серьезное воздействие на водные экосистемы. Однако точной оценки последствий глобального потепления для температуры воды в озерах до сих пор не выполнено.

Для многих глубоких водоемов в теплое время типично разделение толщи на слои разной плотности — стратификация. Это явление связано с физическими свойствами воды, которая имеет максимальную плотность при температуре 4^оС, более теплая и более холодная вода будут легче. Летом в любом крупном озере теплый и легкий слой воды, можно сказать, плавает на холодном и тяжелом. При этом температура воды с глубиной понижается не плавно, а скачком. Чем больше разница температур между поверхностью и глубиной, тем круче этот температурный скачок и тем сложнее перемешать озеро. В случае устойчивой стратификации в озере около дна может закончиться кислород, температура воды на разных глубинах и размер поверхностной и глубинной зон определяют условия для жизни рыб и других организмов. Таким образом, температура воды на разных глубинах, место расположения температурного скачка — важные характеристики, которые во многом определяют качество воды.

Проследить, как меняется температура воды в озерах на всей планете, непросто. В случае поверхностных вод на помощь ученым пришли спутники, с помощью которых можно легко оценить температуру. Ученые уже фиксировали, что за последние годы поверхность озер стала чуть теплее. Чтобы проследить за процессами в глубине, нужны данные прямых измерений. Около пятнадцати лет назад специалисты по исследованию озер объединились в международное сообщество, чтобы собрать доступные данные долговременных наблюдений. Оказалось, что для глобальных оценок специфичных реакций водных объектов на внешние воздействия данных все еще не хватает. Так, для целей долговременного температурного анализа подошли лишь 102 озера, расположенные в разных климатических зонах на пяти континентах.

«Эта работа — результат многолетнего сбора данных и сотрудничества нескольких десятков ученых и организаций из 18 стран. Мы обнаружили, что температура воды в глубине озер реагирует на изменение климата совсем не так, как это происходит в поверхностных водах. Более того, оказалось, что такие характеристики, как размер озера или его расположение, также несильно влияют на изменчивость температуры глубинных вод. Наблюдаемые глобальные тенденции, скорее всего, связаны с локальными или региональными климатическими особенностями или другими внешними факторами, которые нужно изучать отдельно», — поделилась основным результатом работы первый автор статьи Рэйчел Пилла, аспирантка лаборатории лимнологии глобальных изменений в Университете Майами (США).

При анализе результатов прямых измерений ученые подтвердили ранее зафиксированные тенденции к росту температуры поверхностных вод и разницы между плотностью воды на глубине и на поверхности. Этот тренд наблюдается практически на всех континентах и во всех климатических зонах и связан с ростом температуры воздуха. Реакция температуры глубинных вод, по крайней мере на доступном массиве данных, на изменение климата не так очевидна. В целом, как и предполагали авторы, для озер с площадью водной поверхности меньше одного квадратного километра в глубине воды стали чуть холоднее, а в более крупных — немного теплее.

Подобные масштабные исследования стали особенно популярны в последние годы. Такая возможность открылась с накоплением данных о поведении отдельных экосистем. Раньше ученые-экологи уделяли больше внимания конкретным водоемам или особенностям жизни одной экосистемы. Сейчас все чаще предпринимаются попытки обобщить накопленные данные и найти глобальные закономерности в поведении экосистем. Однако изучить все озера на планете невозможно. Поэтому часто ученые уповают на то, что поведение характерных водоемов будет типично для большего класса объектов. Так, в азиатской части России эталонной системой считается озеро Байкал, крупнейший пресный водоем на планете.

«Одна из проблем подобных работ заключается в том, что при существовании значительного числа долговременных рядов наблюдений за температурными режимами озер практически отсутствуют параллельные ряды наблюдений за прозрачностью воды, концентрацией хлорофилла, динамикой планктонного сообщества. На Байкале сотрудники НИИ биологии Иркутского государственного университета с 1945 года ведут проект комплексного мониторинга, так называемая «точка №1», в ходе которого следят не только за температурой и прозрачностью воды, но и за состоянием планктона (содержание хлорофилла, численность и биомасса различных видов фито- и зоопланктона). Это один из самых старых и подробных рядов озерных данных не только в России, но и в мире. Благодаря этому мы можем отследить масштабные процессы долговременных изменений, связанных с глобальными климатическими процессами. На Байкале мы наблюдаем процессы замещения специализированных эндемичных видов видами космополитами, по сути, медленную трансформацию планктона. И здесь важно отметить, что именно планктонное сообщество является фундаментом любой водной экосистемы, в том числе и Байкала», — рассказал соавтор исследования доктор биологических наук, директор НИИ биологии Иркутского государственного университета Максим Тимофеев.

Авторы исследования отмечают, что сложность в прогнозе изменчивости температуры на глубине делает менее предсказуемым поведение крупных водоемов при изменении климата. С другой стороны, для небольших озер подтвержденный рост поверхностной температуры говорит о хорошо прогнозируемых последствиях. В их число входят уменьшение концентрации кислорода на глубине, вероятность заморных явлений в летнее время, гибель некоторых видов рыб или других организмов. В любом случае для надежных глобальных оценок поведения озер в новой климатической реальности требуется детально исследовать большее количество водоемов.

«Если посмотреть на карту с использованными при анализе озерами, мы увидим доминирование Западной Европы и Северной Америки. Это не удивительно — в работе учитывались только результаты непрерывных наблюдений за температурой воды с поверхности до глубины озера с 1970 по 2009 год. В России подходящих под такие требования водоемов считанные единицы. В то же время основной результат статьи заключается в том, и это редкий случай, когда в престижном журнале публикуется, можно сказать, отрицательный вывод, что мы не можем предсказать реакцию конкретного водоема на изменение климата на основании каких-то общих закономерностей. Плохая новость для тех, кто надеется, что можно исследовать один объект и экстраполировать результаты на остальные. Если нам важно качество воды в наших озерах и водохранилищах, нужно налаживать систему непрерывных наблюдений и исследований на крупных объектах в разных климатических и природных зонах», — рассказал один из авторов исследования, кандидат биологических наук, ведущий научный сотрудник Красноярского научного центра СО РАН Егор Задереев.

Информация предоставлена Федеральным исследовательским центром «Красноярский научный центр Сибирского отделения Российской Академии наук»

Фото: http://ksc.krasn.ru

{2}}} = \ frac {1} {\ alpha} \ frac {\ partial T (y, t)} {\ partial t}. $$

(1)

Решение вышеуказанного уравнения подчиняется первому граничному условию на поверхности земли, данному Бхардваджем и Бансалом (1981):

$$ — k \ left. {\ frac {\ partial T} {\ partial y}} \ right | _ {y \, = \, 0} = h (T _ {\ text {a}} — T_ {y \, = \, 0}) — \ varepsilon \ Delta R + \ alpha_ {0} S. $$

(2)

Фиг.1

a Физическая модель и b вычислительная область

Левая часть приведенного выше уравнения показывает проводимость через поверхность земли. Первый член в правой части уравнения показывает конвективный теплоперенос между поверхностью земли ( T _{y = 0}) и воздух ( T _а). Второй член — тепловое излучение (Δ R ) с излучательной способностью почвы ε .Третий член обозначает солнечную радиацию ( S ), поглощаемую поверхностью земли с поглощающей способностью почвы α ₀. Вышеприведенное уравнение можно записать в виде общего граничного условия конвективного теплообмена:

$$ — k \ left. {\ frac {\ partial T} {\ partial y}} \ right | _ {y = 0} = h (T _ {\ text {e}} — T_ {y = 0}). $$

(3)

Температуру \ (T _ {\ text {e}} \) можно выразить следующим образом:

$$ T _ {\ text {e}} = T _ {\ text {a}} + \ alpha_ {0} S / ч — \ varepsilon \ Delta R / h.$$

(4)

В формуле. (4), ч, и \ (\ Delta R \) вычисляются согласно Кейсу и Кроуфорду (1980). Обозначение h — это общий коэффициент теплопередачи, который включает коэффициенты конвективной и радиационной теплопередачи. Конвективный член зависит от скорости воздуха ( v ), а радиационный член зависит от температуры воздуха. Δ R — тепловое излучение, зависящее от температуры воздуха и неба, данное в Hillel (1980, 1982, 2004):

$$ h = h _ {\ text {c}} + h _ {\ text {r}} $$

(5)

$$ h _ {\ text {c}} = 2.{4}]. $$

(9)

Второе граничное условие рассматривается как постоянная температура, которая является среднегодовой эффективной температурой (\ (\ bar {T} _ {\ text {e}} \)):

$$ T_ {y \ to \ infty} = \ bar {T} _ {\ text {e}}. $$

(10)

GEO ExPro — Углубляясь в жару

InnovaRig обладает высокой степенью автоматизации (система транспортировки труб, автоматическое оборудование для обхода) и применяет новые технологии, такие как обсадные трубы при бурении, наклонно-направленное бурение, керновое бурение и эрлифтное бурение.Однако соединение труб по-прежнему требует практических навыков и опыта. Благодаря бесшумной работе и высоким стандартам безопасности и охраны окружающей среды, эта установка использовалась для бурения глубинных геотермальных источников энергии в самом центре Ганновера, без каких-либо жалоб со стороны жителей, живущих рядом с буровой. Фото: Мортен Смелрор Буровая установка на скважине Кирхвайдах глубиной 3900 метров на юге Германии способна достигать высоты 5000 метров. Фото: Мортен Смелрор Геотермальная энергия извлекается из недр земли через воду, находящуюся либо в жидкой, либо в паровой фазе.Используя геотермальные тепловые насосы, геотермальную энергию можно получать из низкотемпературных источников и использовать для обогрева рабочих мест, больниц, школ и наших домов. Сегодня более 80 стран мира используют геотермальную энергию для отопления. Поскольку грунтовое тепло для обогрева домов обычно извлекается из неглубоких скважин глубиной от 100 до 200 м, ключевые факторы, контролирующие эффект и экономичность установок для извлечения геотермальной энергии на небольших глубинах, в основном связаны с покрывающими слоями, гидрогеологической деятельностью под землей. , а также способность горных пород действовать как резервуары и носители воды.Поэтому нам нужна информация о пространственном распределении, пористости и проницаемости геотермальных резервуаров для оценки геотермального потенциала определенной области.

За некоторыми исключениями, геотермальная энергия для отопления использовалась в Европе очень редко. В районе Парижа известняковый резервуар площадью 15 000 км² обеспечивает температуру в диапазоне от 56 до 85 ° C и за последние 20 лет использовался для обогрева 150 000 домов. Для геотермальной отопительной установки будет достаточно воды с температурой ниже 100 ° C, а 60-70% энергии, используемой в Европе, используется для низкотемпературных применений.Недавние исследования, проведенные GeoForschungsZentrum Potsdam (GFZ), показали, что большие площади северогерманских бассейнов, предгорий Альп и Рейнского грабена подходят для извлечения тепла из земли. Геотермальная отопительная установка, установленная в Нойштадт-Глеве в Мекленбурге, с 1995 года использует воду с температурой 98 ° C с глубины 2300 м. GFZ подсчитала, что, учитывая геологические и геотехнические требования, это было бы возможно для 17000 установки для выработки тепла только из бассейна Северной Германии.Однако есть одно ограничение: геотермальная энергия должна использоваться вблизи того места, где она производится, поскольку транспортировка такой энергии на большие расстояния экономически нецелесообразна.

Drilling Deeper

В областях с высокими температурными градиентами, таких как активная вулканическая зона в Исландии, геотермальный пар и горячая вода могут использоваться для выработки электроэнергии. Но даже в районах с низкими температурами вода с высокими температурами может быть найдена на глубине. Вода, закачиваемая с глубины при температуре 100–150 ° C, может передавать тепло через теплообменник в отопительный контур, содержащий жидкость с низкой температурой кипения.Создаваемое таким образом давление газа заставляет турбину производить электричество. Похоже, что переход на глубокую жару становится все более и более технологичным и экономически привлекательным.

В Кирхвайдахе, на юге Германии, летом 2011 года была пробурена скважина глубиной 3900 метров. Объектом исследования был карстово-карбонатный коллектор верхнеюрского периода с хорошей проницаемостью и температурой воды, достигающей 130 ° C. Это используется для производства электроэнергии в дополнение к мощности теплоэлектростанции. Планируется производить до 13 000 МВтч в год.Бурение проводилось с помощью InnovaRig компании GFZ, которая оказалась очень эффективной. Бурение началось в ноябре 2010 года, и через месяц буровая коронка достигла 2,5 км. Скважина наклонена, так что на 3800 м отклонение по горизонтали составляет почти 600 м. Общая концессионная территория для геотермального бурения составляет 76 км², с запланированными двумя глубокими скважинами. После завершения строительства двух скважин в Кирхвайдахе в близлежащем районе начнется бурение новых геотермальных источников энергии.

Использование геотермального отопления и энергии не приводит к образованию оксидов азота, диоксида серы или диоксида углерода.Одного мегаватта электроэнергии хватит примерно на 1000 домохозяйств. Это предотвратит попадание в атмосферу около 3000 тонн углекислого газа ежегодно. Есть зеленый свет для дальнейшего развития использования тепла под нашими ногами.

Изменение температуры грунта по глубине пласта в ледяной тундре [v1]

Препринт Статья Версия 1 Сохранено в Portico. Эта версия не рецензировалась.

Версия 1 : Получено: 6 февраля 2020 г. / Утверждено: 7 февраля 2020 г. / Онлайн: 7 февраля 2020 г. (11:31:37 CET)

Также существует рецензируемая статья этого препринта.

Liu, Z .; Ю., Т .; Ян, Н .; Гу Л. Изменение температуры грунта по глубине пласта в ледяной тундре в районе гор Хингган, северо-восток Китая. Науки о Земле 2020 , 10 , 104. Liu, Z .; Ю., Т .; Ян, Н .; Гу Л. Изменение температуры грунта по глубине пласта в ледяной тундре в районе гор Хингган, северо-восток Китая. Науки о Земле 2020, 10, 104. Копировать

Ссылка на журнал: Geosciences 2020, 10, 104
DOI: 10.3390 / geosciences10030104

Укажите как:

Лю, З.; Ю., Т .; Ян, Н .; Гу Л. Изменение температуры грунта по глубине пласта в ледяной тундре в районе гор Хингган, северо-восток Китая. Науки о Земле 2020 , 10 , 104. Liu, Z .; Ю., Т .; Ян, Н .; Гу Л. Изменение температуры грунта по глубине пласта в ледяной тундре в районе гор Хингган, северо-восток Китая. Науки о Земле 2020, 10, 104. Копировать

ОТМЕНИТЬ КОПИРОВАТЬ ДЕТАЛИ ЦИТАТЫ

Абстрактный

Свайный фундамент в районе вечной мерзлоты находится в отрицательной температурной среде, поэтому на бетон влияет отрицательная температура окружающей почвы.Это не только влияет на формирование прочности бетона, но и в серьезных случаях приводит к несчастным случаям с инженерным качеством. Основываясь на фактических измерениях температуры на разных глубинах пластов и всестороннем учете температуры поверхности, земного теплового потока и других параметров, кривая закона изменения температуры по глубине в Большом Хингане. Расчетные результаты кривой согласуются с результатами измерений температуры грунта. Результаты показывают, что тренд изменения температуры грунта по глубине пласта на разных участках мониторинга в основном одинаков.С июня по ноябрь температура грунта на разных глубинах имеет тенденцию быть постоянной. С декабря по май температура грунта на любой глубине в диапазоне глубин от 0 до 5,5 м подчиняется закону функции косинуса. Ниже 5,5 м — земля. температура больше не меняется с глубиной. Результаты исследований могут быть использованы как справочные при строительстве свайного фундамента в условиях отрицательной температуры окружающей среды.

Тематические области

вечная мерзлота; температура; нелинейная подгонка; модель прогноза

Это статья в открытом доступе, распространяемая по лицензии Creative Commons Attribution License, которая разрешает неограниченное использование, распространение и воспроизведение на любом носителе при условии правильного цитирования оригинальной работы.

Комментарии (0)

Мы приветствуем комментарии и отзывы широкого круга читателей. См. Критерии для комментариев и наше заявление о разнообразии.

что это?
Добавьте запись об этом обзоре в Publons, чтобы отслеживать и демонстрировать свой опыт рецензирования в мировых журналах.
×
(PDF) Измерения температуры грунта на разных глубинах
Рис. 1. Энергетические потоки в земле.
Тепловой поток, который является мерой количества
тепловой энергии, исходящей из земли, рассчитывается
путем умножения геотермического градиента на теплопроводность
.Каждый тип породы имеет различную тепловую проводимость
, которая является мерой способности материала
проводить тепло. Породы, богатые кварцем
, такие как песчаник, обладают высокой теплопроводностью,
, что указывает на то, что тепло легко проходит через них.
Породы, богатые глиной или органическим материалом, например, сланцы
и уголь, имеют низкую теплопроводность,
означает, что тепло с меньшей легкостью проходит через эти слои
.Если тепловой поток постоянен по всей скважине
(т.е. вода не течет вверх и вниз по скважине),
, то очевидно, что слои сланца
с низкой проводимостью будут иметь более высокий геотермический градиент
по сравнению с слоям песчаника с высокой проводимостью [2].
Полная модель для прогнозирования суточного
и годового изменения температуры поверхности земли —
, представленная Mihalakakou et al. [3]. Эта модель использует
дифференциальное уравнение нестационарной теплопроводности и
уравнение баланса энергии на поверхности земли, чтобы
предсказывали температуру поверхности земли.Уравнение баланса энергии
включает в себя конвективный обмен энергией
между воздухом и почвой, солнечное излучение
, поглощаемое поверхностью земли, скрытый тепловой поток
из-за испарения на поверхности земли, а также
— длительную энергию. волновое излучение. Модель проверена
на 10-летних почасовых измерениях температуры для
голых и покрытых короткой травой почв в Афинах и
Дублине. Результаты сравниваются с соответствующими результатами моделей
с использованием анализа Фурье
.Кроме того, исследование чувствительности
проводится для изучения влияния различных факторов
, участвующих в уравнении баланса энергии на поверхности земли
, на профиль температуры почвы. Как показано на примере
, увеличение скорости ветра приводит к
снижению температуры поверхности земли, в основном
, вызванному конвекционным теплопереносом между
земной поверхностью и воздухом, а также скрытым
тепловой поток за счет испарения.Увеличение поглощающей способности почвы
приводит к повышению температуры поверхности земли
. Также увеличение относительной влажности воздуха
приводит к повышению температуры поверхности земли на
.
Popiel et al. [4], представлены распределения температуры
, измеренные в земле за период
с лета 1999 по весну 2001. Исследование
проводилось в Познани, Польша, для
двух разных покрытых поверхностей земли, всего
поверхность и поверхность, покрытая невысокой травой.
Температуры измерялись термопарами
, расположенными в земле на глубине от 0 до 7 м (голая поверхность
) и от 0 до 17 м (короткая трава). Было обнаружено
, что кратковременные колебания температуры достигли глубины
примерно 1 м. С июля по конец сентября
от поверхности земли на глубине
(ниже примерно 1,5 м) был передан тепловой поток 3,6 Вт / м2
. Обычно рекомендуемая глубина для горизонтальных грунтовых теплообменников
от 1.От 5 до 2 мес.
Измерения также показывают, что в летний период
температура земли под голой поверхностью
ниже 1 м была примерно на 4 ° C выше по сравнению с температурой
земли, покрытой короткой травой.
Следовательно, для наземного «холодного» источника, например для кондиционирования воздуха
рекомендуется поверхность, покрытая короткой травой
. Однако зимой распределения температуры
были почти такими же.Сравнение
формулы Баггса для распределения температуры земли
, адаптированного к области
Познань, показывает хорошее согласие с экспериментальными данными
.
С точки зрения распределения температуры
выделяются три наземные зоны [4]:
1. Поверхностная зона, достигающая глубины около 1 м, в
, где температура земли очень чувствительна к кратковременным
изменения погодных условий.
2. Зона мелководья, простирающаяся от глубины около
1-8 м (для сухих легких почв) или 20 м (для влажных тяжелых песчаных почв
), где температура почвы
почти постоянна и близка к средней. годовая температура воздуха
; в этой зоне распределение температуры земли
зависит в основном от погодных условий сезонного цикла
и
3. Глубокая зона (ниже 8-20 м), где температура земли
практически постоянна (а
— очень медленно. поднимается с глубиной в соответствии с геотермальным градиентом
).
Подземные воды
поток
Осадки
Теплопроводность
в горных породах
Геотермальная энергия
тепловой поток
Скрытая теплота испарения
Тепловое излучение
00020003
Тепловое излучение
Тепловое излучение
Радиация
тепло
теплообменники
10-20 м под влиянием
сезонных погодных изменений
Температура стабильна в течение
года, увеличивается с
глубиной
Температурные колебания подземного грунта с глубиной в течение типичных дней…
Контекст 1
… урбанизация в развивающихся странах создает огромный спрос на энергию в промышленном, жилом и коммерческом секторах для выполнения своих функций. Следовательно, энергетический кризис этих стран может стать большой угрозой в ближайшем будущем, если они не предпримут каких-либо заблаговременных инициатив по оптимизации использования энергии или использованию других альтернатив искусственной энергии или использованию естественной энергии в различных секторах города. Многие страны мира сейчас пытаются использовать солнечную, водную, воздушную и геоэнергетику в различных секторах (промышленном, коммерческом, жилом и т. Д.) Для экономии антропогенной энергии и создания безопасной и устойчивой окружающей среды.Из данных обследования потребления электроэнергии Малайзии в 2007 году видно, что коммерческий и бытовой секторы потребляют соответственно 31,76% и 18,8% от общего потребления электроэнергии в этой стране. Предполагается, что большая часть потребляемой электроэнергии используется для охлаждения зданий. Энергоэффективное проектирование зданий в настоящее время является серьезной проблемой для инженеров и архитекторов, а также других исследователей и ученых. В последние годы по этому вопросу проводятся серьезные исследования.Пассивные методы охлаждения, такие как правильная ориентация здания, изоляция всей оболочки здания, соответствующее соотношение окна к стене (WWR), двухслойный фасад, высокоэффективное остекление, полное затенение от прямых солнечных лучей, герметичность, озеленение вокруг здание и т. д. принимаются во внимание при строительстве коммерческих и жилых зданий по всему миру для обеспечения энергоэффективности зданий. 2–4 Общие или средние преобладающие погодные условия определенного региона, включая температуру, атмосферное давление, влажность, осадки, облачность и ветры, в течение года, усредненные за ряд лет, определяются как климат.5 Состояние погоды может варьироваться от региона к региону. Климатический график Куала-Лумпура, Малайзия, показан на рисунке 1. Из этого графика видно, что температура (минимальная, максимальная и средняя) и средний час солнечного света почти постоянны в течение года, а другие погодные факторы, такие как осадки, относительная влажность и влажный день, меняются. за год. На тепловую среду внутри здания сильно влияет местный климат. Здания могут перегреваться в дневное время из-за поступления солнечного тепла через ограждающие конструкции и проникновения солнечного света через окна в тропическом климате.7 Климатические и физические факторы, такие как осадки, относительная влажность, атмосферное давление, облачность и ветер, также важны, как температура воздуха, для теплового комфорта здания. Таким образом, индекс комфорта определяется параметрами окружающей среды, которые влияют на тепловой комфорт, такими как температура, радиация, влажность и скорость ветра. Гут и Дитер 8 отметили, что основными климатическими факторами, влияющими на комфорт человека и имеющими отношение к строительству, являются температура воздуха, ее экстремальные значения и разница между днем и ночью, а также летом и зимой; влажность и осадки; приходящая и уходящая радиация, влияние состояния неба, движения воздуха и ветра.Подземный грунт может действовать как пассивная охлаждающая среда для зданий, построенных в тропической среде, из-за того, что его температура намного ниже, чем температура окружающей среды в здании, и может играть роль в экономии энергии охлаждения, которая требуется для охлаждения здания в тропических или жарких регионах. Имеющаяся литература, относящаяся к температуре подземной почвы, указывает на то, что температура подземной почвы может варьироваться от 8 C до 27 C в некоторых частях мира, особенно в регионах с преобладанием холода (Северная Америка) и от 15 C до 25 C в тропическом климате.9–11 Nassar et al. 12 проводили исследования по оценке термических свойств подземного грунта в Ливии. Они провели исследование температуры почвы на глубине 4 м от поверхности земли. Они обнаружили, что средняя температура почвы на этой глубине подземной почвы составляет 21 ° C. Bansal et al. 13 измеряли температуру почвы под землей на той же глубине (4 м) в условиях увлажненной почвы, покрытой сухим черноземом с затененной поверхностью в течение года в Нью-Дели, Индия. Они обнаружили максимальную температуру почвы 17.5 ° C, на этой глубине увлажненной почвы. Температура наружного воздуха (показанная на рис. 2) под смешанными диптерокарповыми лесами полуострова Малайзия для типичного дня с июля по август 2006 г. была определена Nik et al. 14 Они отметили, что температура почвы под лесным покровом постоянно ниже, чем на открытом воздухе, на 4–6 ° C из-за эффекта затенения лесного покрова. Cui et al. 15 оценили изменение температуры с глубиной подземного слоя почвы для типичного дня в тропических странах (см. Рисунок 3). Следовательно, температура грунта под землей всегда будет ниже, чем температура окружающей среды в здании, если не будет воздействия естественных источников тепла.Колебания подземной температуры грунта обычно до глубины 3 м; после этого он становится постоянным. Однако это зависит от нескольких факторов, таких как теплопроводность, плотность и удельная теплоемкость, климат окружающей среды (метеорологические условия, интенсивность солнечного излучения, скорость ветра, дождь, влажность и температура воздуха) и любые естественные источники тепла вблизи земной коры. Используя преимущества подземной температуры почвы на примере дома Cooltek, Reimann et al. 16 оценили наземное охлаждение вентиляционного воздуха для энергоэффективного дома в Малайзии.Они проанализировали измерения на месте системы воздуховодов для охлаждения грунта в энергоэффективном доме Cooltek в Малакке, Малайзия. Внутренняя, наружная и внутренняя температура, влажность и содержание CO 2 в воздуховоде для охлаждения грунта были измерены для двух режимов работы, таких как полностью пассивный режим, когда вентиляция приводится в действие тепловым потоком солнечного дымохода, и гибридный режим, в котором помогает небольшой вентилятор. солнечный дымоход в вентиляции здания. Они отметили, что грунтовая система охлаждения приточного воздуха может помочь повысить энергоэффективность дома.Подземный грунт иногда также можно использовать в качестве радиатора для модифицированного кондиционера. В настоящее время геотермальная энергия также используется другими способами, такими как теплообменник земля-воздух, тепловой насос с грунтовым источником, скважинный теплообменник, энергетические сваи и грунтовые поглотители в Германии, США и многих других странах мира. 17–19 Распределение температуры внутри здания в жаркое и холодное время суток непостоянно. Он может меняться по вертикали и горизонтали внутри комнаты.Симоне и Роде 20 измерили вертикальную и горизонтальную температуру помещения riso flexhouse с различными принципами управления отоплением. Они обнаружили, что вертикальный температурный профиль комнаты показывает заметные градиенты температуры, особенно в рабочей зоне, когда солнечное усиление велико, в то время как в остальном горизонтальное распределение температуры невелико. Они измеряли вертикальные температуры на расстоянии 1 м от окна на высоте 0,1 м, 0,6 м, 1,1 м и 1,7 м от пола с 8 утра до 5 вечера.м. дня. Они обнаружили вертикальное изменение температуры на 3–5 ° C с 11:30 до 14:00. Ясуи и др. 21 провел исследование тепловой среды в помещении и вертикального градиента температуры в большом цехе с поликарбонатной крышей школы без кондиционирования воздуха в летнее время. Они обнаружили большие колебания вертикальной температуры внутри комнаты. Они обнаружили, что температура в помещении может стать высокой из-за высокой солнечной радиации летом и поликарбонатной кровельной системы здания.По тем же принципам может быть сформирован большой вертикальный градиент температуры. Pollard et al. 22 обнаружили вертикальное колебание температуры внутри комнаты от 0,5 C до 1,5 C для солнечного излучения примерно с 13 до 15 часов. Оверби 23 также обнаружил аналогичное изменение вертикальной температуры внутри комнаты (показано на рисунке 4). В данном исследовании изменение внутренней температуры помещения по высоте помещения и изменение температуры почвы до глубины 3 м учитывались при численном анализе задачи теплопередачи всей системы.Здание (малоэтажное) можно считать энергоэффективным путем размещения материалов с высокой теплопроводностью (алюминиевых труб) вдоль внутренней стороны стен в комнатах здания путем расширения их нижней части до достаточного контакта с землей, где температура ниже температуры окружающей среды в помещении. Малоэтажное однокомнатное здание было учтено при численном исследовании теплового потока по трубам с высокой теплопроводностью в подземный грунт. Считалось, что здание построено из железобетонного материала с цементобетонным (ЦБ) возведением внутренних и внешних стен.В качестве теплопроводной среды были выбраны полые алюминиевые трубы меньшего размера, которые считались закрепленными (через винтовые соединения в некоторых точках) на оптимальном расстоянии по горизонтали (между двумя трубами) вдоль внутренних поверхностей стенок CC. Оптимальный размер, форма и расстояние между трубами теплопроводности были получены с учетом диапазона комфортной температуры в помещении. Поскольку размер и расстояние между трубами теплопроводности коррелируют друг с другом (труба большего размера будет иметь большую площадь поверхности, следовательно, больше тепла может передаваться одной трубой, которая может быть размещена на большем расстоянии по горизонтали для того же количества тепла, передаваемого посредством трубы меньшего размера с меньшим шагом по горизонтали) потребуется много времени, чтобы установить взаимосвязь между ними.Таким образом, численный анализ всей области проводился только для фиксированных размеров, формы и шага теплопроводных труб для получения предварительного …
Context 2
… становится постоянным. Однако это зависит от нескольких факторов, таких как теплопроводность, плотность и удельная теплоемкость, климат окружающей среды (метеорологические условия, интенсивность солнечного излучения, скорость ветра, дождь, влажность и температура воздуха) и любые естественные источники тепла вблизи земной коры.Используя преимущества подземной температуры почвы на примере дома Cooltek, Reimann et al. 16 оценили наземное охлаждение вентиляционного воздуха для энергоэффективного дома в Малайзии. Они проанализировали измерения на месте системы воздуховодов для охлаждения грунта в энергоэффективном доме Cooltek в Малакке, Малайзия. Внутренняя, наружная и внутренняя температура, влажность и содержание CO 2 в воздуховоде для охлаждения грунта были измерены для двух режимов работы, таких как полностью пассивный режим, когда вентиляция приводится в действие тепловым потоком солнечного дымохода, и гибридный режим, в котором помогает небольшой вентилятор. солнечный дымоход в вентиляции здания.Они отметили, что грунтовая система охлаждения приточного воздуха может помочь повысить энергоэффективность дома. Подземный грунт иногда также можно использовать в качестве радиатора для модифицированного кондиционера. В настоящее время геотермальная энергия также используется другими способами, такими как теплообменник земля-воздух, тепловой насос с грунтовым источником, скважинный теплообменник, энергетические сваи и грунтовые поглотители в Германии, США и многих других странах мира. 17–19 Распределение температуры внутри здания в жаркое и холодное время суток непостоянно.Он может меняться по вертикали и горизонтали внутри комнаты. Симоне и Роде 20 измерили вертикальную и горизонтальную температуру помещения riso flexhouse с различными принципами управления отоплением. Они обнаружили, что вертикальный температурный профиль комнаты показывает заметные градиенты температуры, особенно в рабочей зоне, когда солнечное усиление велико, в то время как в остальном горизонтальное распределение температуры невелико. Они измерили вертикальные температуры на расстоянии 1 м от окна на высоте 0 °.1 м, 0,6 м, 1,1 м и 1,7 м над полом с 8:00 до 17:00. дня. Они обнаружили вертикальное изменение температуры на 3–5 ° C с 11:30 до 14:00. Ясуи и др. 21 провел исследование тепловой среды в помещении и вертикального градиента температуры в большом цехе с поликарбонатной крышей школы без кондиционирования воздуха в летнее время. Они обнаружили большие колебания вертикальной температуры внутри комнаты. Они обнаружили, что температура в помещении может стать высокой из-за высокой солнечной радиации летом и поликарбонатной кровельной системы здания.По тем же принципам может быть сформирован большой вертикальный градиент температуры. Pollard et al. 22 обнаружили вертикальное колебание температуры внутри комнаты от 0,5 C до 1,5 C для солнечного излучения примерно с 13 до 15 часов. Оверби 23 также обнаружил аналогичное изменение вертикальной температуры внутри комнаты (показано на рисунке 4). В данном исследовании изменение внутренней температуры помещения по высоте помещения и изменение температуры почвы до глубины 3 м учитывались при численном анализе задачи теплопередачи всей системы.Здание (малоэтажное) можно считать энергоэффективным путем размещения материалов с высокой теплопроводностью (алюминиевых труб) вдоль внутренней стороны стен в комнатах здания путем расширения их нижней части до достаточного контакта с землей, где температура ниже температуры окружающей среды в помещении. Малоэтажное однокомнатное здание было учтено при численном исследовании теплового потока по трубам с высокой теплопроводностью в подземный грунт. Считалось, что здание построено из железобетонного материала с цементобетонным (ЦБ) возведением внутренних и внешних стен.В качестве теплопроводной среды были выбраны полые алюминиевые трубы меньшего размера, которые считались закрепленными (через винтовые соединения в некоторых точках) на оптимальном расстоянии по горизонтали (между двумя трубами) вдоль внутренних поверхностей стенок CC. Оптимальный размер, форма и расстояние между трубами теплопроводности были получены с учетом диапазона комфортной температуры в помещении. Поскольку размер и расстояние между трубами теплопроводности коррелируют друг с другом (труба большего размера будет иметь большую площадь поверхности, следовательно, больше тепла может передаваться одной трубой, которая может быть размещена на большем расстоянии по горизонтали для того же количества тепла, передаваемого посредством трубы меньшего размера с меньшим шагом по горизонтали) потребуется много времени, чтобы установить взаимосвязь между ними.Поэтому численный анализ всей области проводился только при фиксированных размерах, форме и расстоянии между теплопроводными трубами для получения предварительного представления о тепловом потоке из помещения здания в подземный грунт. Схема помещения с конфигурацией труб, рассмотренная в данном исследовании, показана на Рисунке 5. Изменение температуры учитывалось в подземном грунте на глубине до 3 м (согласно Рисунку 3 средняя температура учитывалась за июль 2010 г. — сентябрь 2010 г.).Считается, что на этой глубине температуры будут варьироваться в пределах 27 ° C, 24 ° C, 22 ° C и 20 ° C на глубинах 0–1 м, 1–2 м, 2–3 м и> 3 м соответственно. После этого была принята постоянная температура 20 ° C на большей глубине (> 3 м) подземного грунта. Наружная температура здания принималась равной 30 C. Температура трубы считалась такой же, как температура в помещении и температура окружающей грунтовой почвы, в которой она установлена. Из литературы и рисунка 4 видно, что комнатная температура увеличивается по вертикали от пола до потолка вдоль внутренней части (центра) комнаты.20–23 Таким образом, вертикальное изменение температуры в помещении (27 C, 28 C и 29,5 C на уровне пола 0 м, 1 м и 2,3 м над полом, соответственно) между высотой помещения от 0 до 2,3 м было рассмотрено в эта учеба. Тенденция этого изменения температуры была получена из исследования Оверби. 23 Оверби проводил исследования окружающей среды с преобладанием умеренных температур. Однако в этом исследовании исследование проводилось для тропических стран, таких как Малайзия, где температура может колебаться от 26 C до 32 C в дневное время.Полный анализ проводился путем изучения трех разных случаев. В первом случае анализировался тепловой поток между теплопроводными трубами и подземным грунтом. То же самое было проанализировано в помещении здания: без изолированной стены CC, с изолированной стеной CC и теплопроводной трубой. В третьем случае анализировался тепловой поток помещения здания, оборудованного механической системой охлаждения и теплопроводными трубами. Весь анализ теплового потока рассматривался как теплопроводность в стене CC, алюминиевых трубах и подземном грунте и свободная конвекция между поверхностями стены CC и наружным и внутренним воздухом здания.Электропроводность / конвекционные свойства различных материалов приведены в таблице 1. В данном исследовании принималось во внимание стационарное состояние теплового потока в систему. Влажность воздуха в помещении и вентиляция не учитывались при численном моделировании среды в помещении. Поскольку ANSYS поддерживает несколько вариантов (заданный тепловой поток, заданная температура, конвективная теплопередача, внешнее излучение и объединение внешнего излучения и внешнего конвективного теплообмена) для определения тепловых граничных условий в модели, различные варианты граничных условий были приняты во внимание для создания наиболее важных тепловая среда.Граничные условия для всех трех случаев приведены в таблице 2. Этот анализ был проведен для изучения роли теплопроводных труб в охлаждении здания. Поскольку предполагалось, что все трубы будут прикреплены к стене CC посредством винтового соединения в некоторых точках на стене и с одинаковым горизонтальным интервалом, и все трубы будут испытывать одинаковую температуру, одна алюминиевая труба с подземным грунтом рассматривалась как образец внутренней среды комната. Программное обеспечение ANSYS 11 25 (математическое программное обеспечение, которое использует метод конечных элементов для решения двумерных и трехмерных (3D) задач теплопередачи) использовалось для моделирования всей области (проводящие среды и подземный грунт), в которой протекает тепло.Восьмиузловые линейные тепловые трехмерные твердотельные элементы (SOLID 70) с одной степенью свободы в каждом узле использовались для дискретизации всей области. Геометрия подземного грунта принималась как 3 м (длина) Â 3 м (ширина) Â 3 м (глубина). Детали области показаны на рисунке 5. Полая алюминиевая труба квадратного сечения (внешний размер 25,4 Â 25,4 мм при толщине 3 мм) была принята во внимание для простоты анализа. Поскольку температура вокруг трубы (на четырех сторонах трубы) считалась такой же, как температура воздуха в помещении, а материал и геометрия трубы по всей длине трубы также одинаковы, только одна четверть трубы ( преимущество симметрии четверти).Кусочно-регулируемая конвекция воздуха по высоте трубы (показанная на рисунке 6) применялась к внешней поверхности трубы и рассматривалась как тепловая нагрузка трубы. При моделировании области считалось, что трубы вставлены на глубину 3 м влажного песчаного грунта, а температуры труб и грунта на разных глубинах почвы считались одинаковыми. Переменные температуры почвы и труб (27 C, 24 C, 22 C и 20 C) на глубине почвы 0–1 м, 1–2 м, 2–3 м и> 3 м были определены в модели как ограниченные температуры.Температура трубы в месте контакта с грунтом считалась такой же, как температура почвы в этом месте. Температура подземного грунта в горизонтальном направлении (вдали от трубы) не должна сильно меняться. Предполагалось, что температура подземного грунта в каждой точке, удаленной от труб, была одинаковой. Граничные условия этого случая приведены в Таблице 2. Этот раздел касается …
Под землей | Журнал Architect
В войне за сокращение потребления энергии линия фронта была проведена в области контроля температуры.По оценкам Министерства энергетики США, примерно 40 процентов общего энергопотребления в стране идет на обогрев и охлаждение наших домов, офисов и учреждений. Независимо от того, используют ли они электрическую сеть, чтобы избавиться от жары летом, или сжигают ископаемое топливо на месте, чтобы бороться с холодом зимой, здания в целом делают внедорожники экологически чистыми.
Несмотря на то, что были предприняты значительные шаги для изменения этой картины путем разработки более эффективных механических систем, повышения тепловых характеристик и развития производства возобновляемой энергии на месте — все это важные и достойные восхищения достижения — возможно, наиболее многообещающий ресурс, доступный для архитектуры, можно найти в очень твердой поверхности, на которой располагаются конструкции в виде геотермальных систем.
Первое, что вам скажет любой специалист по технологиям, это то, что геотермальные системы для зданий, также известные как геотермальные тепловые насосы или геотермальные тепловые насосы (GHP), — это не то же самое, что геотермальные электростанции. Геотермальные электростанции, известные в отрасли как геотермальные источники с горячими породами, — это большие установки, построенные (в этой стране) в основном вокруг Скалистых гор и хребта Сьерра-Невада, где чрезвычайно высокие температуры от мантии Земли могут быть обнаружены относительно близко к поверхности.Они используют эти запасы тепла и используют их для производства пара, который затем приводит в действие турбину, производя таким образом электричество.
GHP, с другой стороны, используют тепловую энергию, хранящуюся в верхней части земной коры, для обогрева или охлаждения здания, заменяя обычные котлы и системы кондиционирования воздуха. «Температура Земли на 20 или 30 футов является относительно постоянной величиной круглый год, где-то между 50 и 60 градусами по Фаренгейту», — говорит Джон Келли, главный операционный директор Geothermal Exchange Organization, некоммерческой торговой организации в Вашингтоне, округ Колумбия.C., лоббирующий более широкое внедрение технологии. «Геотермальный тепловой насос перемещает тепло к Земле и от Земли, циркулируя воду через колодец».
«Например, — предлагает Келли, — допустим, в Канзас-Сити температура под землей 55 градусов. Летом температура воздуха 100 градусов, а зимой 20, а под землей все еще 55. Не так уж и сложно добиться такой постоянной температуры из-под земли, чтобы зимой было тепло, а летом прохладно ».
Другими словами, зимой GHP перемещает тепловую энергию из-под земли в здание, а летом обращает этот процесс вспять, перемещая тепло в здании вниз в землю.Эти системы включают в себя заглубленный в землю трубопровод, по которому циркулирует вода, а тепловой насос снимает температуру с воды и распределяет ее по всему зданию, почти так же, как работает центральное кондиционирование воздуха. В качестве альтернативы грунтовые воды циркулируют напрямую через ряд колодцев.
В любом случае, GHP значительно дешевле в эксплуатации, чем обычные системы отопления и охлаждения. «Снижение затрат происходит благодаря тому, что начальная температура грунта ближе к желаемой для отопления и охлаждения, чем сезонные экстремальные температуры, от которых зависят многие традиционные системы отопления, вентиляции и кондиционирования воздуха», — говорит Джон Райнер, старший менеджер проекта в P.W. Grosser Consulting из Богемии, штат Нью-Йорк, инженерно-строительная компания, специализирующаяся на геотермальной энергии и в настоящее время разрабатывающая книгу руководящих принципов по технологии для Департамента дизайна и строительства Нью-Йорка. «Чтобы компенсировать эту меньшую разницу температур, требуется меньше энергии», — говорит Райнер.
Хотя теория и технология, лежащие в основе GHP, просты, внедрение системы GHP может быть более сложным делом. Существует несколько различных типов систем GHP, и выбор лучшей для конкретного проекта может потребовать серьезного изучения и адаптации.«Это не формальный подход, — говорит Райнер. «Некоторый уровень предварительного технико-экономического анализа необходим, чтобы выбрать правильную систему для конкретного объекта. Для средних и крупных коммерческих систем комплексная проверка и анализ осуществимости имеют решающее значение и не должны разрушать бюджет ».
«Цель, — добавляет Райнер, — состоит в том, чтобы с самого начала увести всех на одну страницу и дать четкое направление при приближении. Тип наиболее подходящей системы зависит от географического положения, в зависимости от геологических условий, способа соединения здания с землей и подходящего метода бурения.”
Три наиболее распространенных типа систем GHP — это системы с замкнутым контуром, разомкнутым контуром и колодец с вертикальной колонной. В замкнутых системах вода циркулирует по герметичной сети подземных трубопроводов. Вода в трубах передает тепло от земли к зданию зимой и наоборот летом через теплообменник. Поскольку вода течет по замкнутому контуру, она не меняет всю свою температуру; Летом здесь может быть жарко от 80 до 90 градусов по Фаренгейту, а зимой — от 40 до 30 градусов по Фаренгейту.По этой причине воду обычно смешивают с 30-процентной смесью пищевого антифриза (например, пропиленгликоля), чтобы жидкость не гелилась в зимние месяцы.
Системы с замкнутым контуром могут быть размещены либо горизонтально на полях, закопанных прямо под линией замерзания, либо вертикально в колодцах, пробуренных обычно на глубину от 200 до 500 футов. Горизонтальные системы обычно используются для небольших или жилых проектов. Их дешевле установить, но на них влияет температура наружного воздуха, а это означает, что они могут стать менее эффективными с течением времени года и по мере того, как почва приобретает характеристики температуры воздуха.
Вертикально пробуренные системы с замкнутым контуром более эффективны, чем горизонтальные системы, так как большая часть трубы контактирует со стабильными холодными грунтовыми материалами. Они наиболее эффективны, если их можно просверлить в грунтовых водах, а не в сухом грунте, поскольку вода является хорошим проводником тепла. Системы с обратной связью обычно требуют большого количества земли. «Для системы с обратной связью все зависит от того, сколько трубы вы можете проложить в земле с открытой землей, с которой вы можете работать», — говорит Райнер.«Вы получаете определенное количество тонн на погонный метр (тонна тепла составляет 12 000 британских тепловых единиц в час) и можете проложить больше трубы в земле, идущей вертикально, чем горизонтально».
Системы с открытым контуром забирают грунтовые воды из колодца, пропускают их через теплообменник, а затем возвращают воду в отдельные колодцы, где она может просачиваться обратно в водоносный горизонт. Подающая и обратная скважины (последние также известны как «нагнетательные скважины») должны быть расположены достаточно далеко друг от друга, чтобы гарантировать, что термически измененная вода (т.е.е., вода, которая нагрета или охлаждается) не всасывается обратно в систему через питающие колодцы, пока не восстановится температура грунта. Количество необходимых нагнетательных скважин полностью зависит от дебита из питающих скважин.
Системы с разомкнутым контуром обычно более эффективны, чем системы с замкнутым контуром, потому что они лучше связаны с температурами грунта, при этом не происходит теплопередача через пластиковую трубу с замкнутым контуром или раствор, используемый для герметизации ствола скважины. Однако эти системы действительно создают проблемы, в первую очередь химический состав воды, который может вызвать коррозию оборудования теплового насоса или со временем загрязнить систему, требуя дополнительной очистки.Если грунтовые воды содержат большое количество соли, минералов или железа, обычно предпочтительны системы с замкнутым контуром.
Колодцы со стоячими колоннами — это специализированный тип разомкнутой системы, который хорошо подходит для случаев, когда коренная порода не находится слишком глубоко под поверхностью. Скважины с стоячими колоннами пробуриваются на глубину от 1500 до 2000 футов. В неглубокой части скважины, проходящей через почвенную зону, установлена стальная обсадная колонна, а на оставшейся глубине пробурена и оставлена открытая скальная скважина. В этих системах грунтовые воды закачиваются со дна колодца, проходят через тепловой насос или теплообменник, а затем возвращаются в верхнюю часть колодца, где они медленно фильтруются вниз, обмениваясь теплом с окружающей коренной породой.
По словам Райнера, «скважины с стоячими колоннами обеспечивают наибольшую тепловую мощность на установку, поэтому они популярны в городских районах, таких как Нью-Йорк, с ограниченным количеством объектов для бурения». Если коренная порода глубже 100–125 футов, установка этих колодцев может стать слишком дорогостоящей из-за большого количества стальных обсадных труб, которые вам понадобятся для герметизации зоны почвы.
Чтобы выбрать, какая из этих систем подходит для конкретного проекта, необходимо рассчитать потребность здания в обогреве и охлаждении и провести подземный анализ, чтобы определить теплоемкость площадки, а также количество скважин или размер кольцевого поля.Если расчеты выполнены правильно и система правильно спроектирована, GHP могут справиться со всеми нагрузками на отопление и охлаждение здания, независимо от того, какие климатические условия преобладают.
«Тепловые насосы работают в любой точке мира», — говорит Келли. «Они, безусловно, хорошо работают по всей Северной Америке. Они широко используются в Канаде, а также в Мексике ». При правильном проектировании и установке GHP резко сокращают количество энергии, необходимой для обогрева и охлаждения здания. По данным Агентства по охране окружающей среды США, GHP на 48 процентов эффективнее, чем лучшая газовая печь, и на 75 процентов эффективнее, чем лучшая масляная печь.Они потребляют на 25–50 процентов меньше энергии, чем другие системы HVAC, и снижают затраты на эксплуатацию и техническое обслуживание на целых 40 процентов.
Основным препятствием для широкомасштабного внедрения GHP сегодня является относительно высокая первоначальная стоимость установки, большая часть которой идет на бурение, необходимое для строительства скважин и кольцевых полей, а также на проектирование и анализ, необходимые для адаптации системы к условиям эксплуатации. строительство. Само механическое оборудование — тепловые насосы и теплообменники — не дороже обычных систем отопления и охлаждения.Однако ежегодная экономия на счетах за электроэнергию компенсирует первоначальные затраты. Срок окупаемости коммерческих систем GHP обычно рассчитывается в диапазоне от 10 до 20 лет, но часто может быть короче, например, если система заменяет стареющую, неэффективную систему HVAC. Системы GHP могут быть конкурентоспособными по стоимости по сравнению со многими традиционными системами в новом строительстве. В результате GHP в первую очередь были популярны среди муниципальных и институциональных клиентов, владельцев зданий, которые планируют заселять и эксплуатировать свои объекты в долгосрочной перспективе, а также тех, кто просто больше заинтересован в охране окружающей среды, чем в чистой прибыли.
Город Чикаго в настоящее время строит пять новых библиотек-филиалов, которые включают в себя ряд элементов экологичного дизайна. Библиотеки, разработанные Лохан Андерсон, полагаются на системы GHP. Среди них — Библиотека отделения Ричарда М. Дейли, объект площадью 16 300 квадратных футов, намеченный для получения сертификата LEED Silver. Ветвь обслуживается 24 геотермальными скважинами с замкнутым контуром, пробуренными на глубине 395 футов под стоянкой. Они будут подавать горячую или охлажденную воду в приточно-вытяжную установку, а также в систему обогрева пола.Хотя тепловая мощность системы GHP достаточна для удовлетворения всех потребностей библиотеки в обогреве и охлаждении, клиент также запросил резервный бойлер.
«У города не так много опыта работы с этими системами, поэтому они не чувствовали себя комфортно, полагаясь только на геотермальную энергию», — объясняет Стивен Новак, инженер проекта из компании Henneman Engineering в Чикаго, которая разработала библиотеку GHP. «Через некоторое время, когда появится дополнительная документация и они увидят, что эти системы работают, котлы могут быть исключены из прототипа городской библиотеки филиала.”
GHP не обязательно должны разрабатываться специально для отдельных проектов. Новак рассматривает строительство крупных районных геотермальных полей, которые инвесторы могли бы использовать во многом как коммунальное предприятие, как один из способов, позволяющих использовать эту технологию в будущем. Например, в Бойсе, штат Айдахо, есть районная геотермальная система, которая обогревает здания в центре города. Но система полагается на геологические горячие источники, природный ресурс, недоступный для большинства городов.
Государственный университет Болла в Манси, штат Индиана., с другой стороны, в настоящее время работает над системой GHP аналогичного масштаба. По завершении это будет самая большая замкнутая система GHP в стране. В рамках проекта четыре стареющих угольных котла будут заменены на 3600 скважин на полях, расположенных по всему университетскому городку площадью 660 акров. Эти поля будут обеспечивать отопление и охлаждение более 45 зданий, сокращая углеродный след университета примерно вдвое и экономя 2 миллиона долларов в год на эксплуатационных расходах. Вся система будет проходить через две энергетические станции, где тепло, забираемое из земли или возвращаемое в землю, будет передаваться посредством тепловых насосов, подключенных к двум отдельным контурам, проходящим через кампус.По одному контуру будет проходить холодная вода с постоянной температурой 42 градуса; другой будет нести горячую воду с постоянной 150 градусами. Эти контуры будут проходить через теплообменники в каждом здании, где вентиляторы будут доставлять жильцам желаемую температуру.
Хотя системы GHP представляют очевидные экологические стимулы, они также дают архитекторам возможность освободиться от бремени сокрытия неприглядного механического оборудования, поскольку большинство компонентов систем находятся под землей и находятся вне поля зрения.Это особенно приветствуется при модернизации исторических сооружений.
Одним из таких проектов является проект Helpern Architects по реставрации Нокс-холла в Колумбийском университете. Построенный в 1909 году, Нокс-Холл представляет собой семиэтажное каменное здание в неоготическом стиле с скатными медными крышами площадью 50 000 квадратных футов. «Это не достопримечательность, но мы относились к ней так, как если бы она была занята Колумбийским университетом в кампусе Союзной теологической семинарии», — говорит Маргарет Кастильо, AIA, директор Helpern.«Мы изучили пять различных систем отопления, вентиляции и кондиционирования воздуха, в том числе геотермальную. В конце концов, хотя архитектурные проблемы были решающим фактором — было бы нелегко установить чиллеры на крыше, геотермальная энергия оказалась наиболее рентабельной с точки зрения эксплуатации ».
Knox Hall полагается на четыре скважины с вертикальными колоннами, пробуренные на глубину 1800 футов, для удовлетворения всех потребностей в обогреве и охлаждении. Система помогла проекту заработать LEED Gold. Хотя первоначальные затраты были относительно высокими, Columbia оценивает окупаемость примерно через шесть или семь лет.«Они очень довольны, что этот проект снижает потребление энергии и выбросы парниковых газов», — говорит Кастильо.
границ | Изменения климатологии, снежного покрова и температуры земли в высокогорных районах
1. Введение
Воздействие изменения климата на тепловой режим земли в высокогорной среде остается неопределенным во многих аспектах, отчасти из-за сложных процессов, включающих обмен массой и энергией с зимним снежным покровом.Прогнозы альпийского снежного покрова были составлены на основе нескольких исследований (например, Laternser and Schneebeli, 2003; López-Moreno, 2005; Derksen and Brown, 2012), во всех отчетах о продолжающемся сокращении снежного сезона, в основном из-за более раннего таяния Дата. Недавние исследования, такие как, например, López-Moreno et al. (2008) и Schmucki et al. (2015) использовали модельные подходы для прогнозирования изменений снежного покрова до конца века. Однако эволюция высоких температур грунта в горах, вызванная изменением климата, и связь с изменениями зимнего снежного покрова менее ясны и до сих пор изучались в относительно небольшом количестве исследований.
В нескольких исследованиях документально подтверждены обрушения склонов в условиях вечной мерзлоты и они увязаны с общими тенденциями потепления или конкретными событиями, такими как волна тепла 2003 г. (Gruber et al., 2004; Stoffel et al., 2005), однако они обычно сообщают о конкретных случаях. исследования. Раванель (2011) исследовал переходные изменения в массиве Монблан с конца Малого ледникового периода до 2100 года и обнаружил отчетливое потепление на всех исследованных Скалистых валах. Deline et al. (2015) составили инвентаризацию камнепадов за последние 300 лет и нашли доказательства увеличения камнепадов и причинной связи с повышением температуры горных пород.Лючг и Хаберли (2005) рассмотрели взаимодействие снежного покрова и температуры почвы в более раннем исследовании и обнаружили, что нижний предел вечной мерзлоты повысился на 170 и 580 м за 80-летний период. Однако это исследование было проведено только на одном объекте — Вайсфлухйох, Давос.
Были проведены специальные исследования вечной мерзлоты как для определения текущего состояния (Luetschg and Haeberli, 2005), так и для будущей эволюции теплового режима земли в различных местах исследования (Noetzli et al., 2007; Раванель и др., 2017). Однако они были сосредоточены либо исключительно на районах вечной мерзлоты, проблемах устойчивости склонов, либо на динамике скальных стен. Ни в одном исследовании систематически не изучалось влияние на температуру снега и земли в условиях изменяющегося климата в Альпах. Ожидаемые изменения важно охарактеризовать, в частности, в Швейцарских Альпах, где инфраструктура и активы часто строятся на горных вечномерзлых грунтах (или подвергаются воздействию). Изменения температуры грунта могут вызвать серьезные социально-экономические проблемы, поскольку тающий грунт теряет механическую прочность и, следовательно, стабильность (Haeberli, 1998; Gruber et al., 2004; Krautblatter et al., 2013), потенциально вызывая или способствуя камнепаду, оползням, селевым потокам или другим событиям, связанным с дестабилизацией грунтового материала в приледниковой среде (Gobiet et al., 2014; Deline et al., 2015). В нескольких исследованиях было зафиксировано повышение температуры почвы за последние десятилетия (Harris et al., 2003), что привело к увеличению количества разрушений склонов вечной мерзлоты (Noetzli et al., 2007; Haeberli and Gruber, 2008; Phillips et al., 2017). . Имеются данные как об увеличении разрушения скальных стенок в результате изменений теплового режима грунта (Deline et al., 2015) и селей (Gobiet et al., 2014), хотя это явление дополнительно сильно связано с крупными осадками.
Процессы, связанные со снегом, часто близки к точке плавления и поэтому очень чувствительны к изменению климата. В горных районах за последние десятилетия наблюдалось сильное повышение среднегодовой температуры воздуха (до 0,35 ° C за десятилетие в Швейцарских Альпах) (Ceppi et al., 2012), и повышение температуры, вероятно, продолжится в ближайшие десятилетия (Bernstein и другие., 2008) и, как следствие, уменьшится снежный покров. Поэтому весьма вероятно, что температура земли также претерпит значительные изменения. Однако взаимодействие температуры почвы и снежного покрова не совсем однозначно, и такие исследования, как Delarue et al. (2015) и Haberkorn et al. (2015) показали, что повышение температуры воздуха может привести к похолоданию почвы в определенных условиях местности и почвы. В отличие от этих выводов, Генри (2008) сообщил об уменьшении количества дней промерзания почвы в Канаде, а Мелландер и Лефвениус (2007) обнаружили повышение температуры почвы в шведских сосновых насаждениях.Однако очень мало исследований (и ни одного из них, насколько нам известно) смоделировали взаимодействие температуры почвы и снежного покрова в более крупном масштабе и в различных климатических условиях в высокогорной среде, учитывая при этом эту динамику в условиях будущего климата. Снег влияет на температуру почвы в основном своими физическими свойствами (высокое альбедо, низкая теплопроводность, скрытый напор плавления) (Zhang, 2005). Поскольку физические свойства снега могут приводить как к охлаждению, так и к нагреванию почвы, итоговый эффект зависит от времени года и состояния снежного покрова (Haeberli, 1998; Luetschg et al., 2008). Эффекты охлаждения в основном наблюдаются в начале зимы из-за высокого альбедо (Wendler and Kelley, 1988; Zhang et al., 1996) и во время таяния снега, когда температура равна нулю из-за изотермических условий на границе раздела почва и снега, поскольку скрытое тепло выделяется. выделяется при повторном замерзании талой воды в снегу. Эффекты потепления преобладают в разгар зимы под толстым снежным покровом (Haeberli, 1973). Изоляционный эффект толстого зимнего снежного покрова был продемонстрирован в нескольких исследованиях (Zhang, 2005; Luetschg et al., 2008), а также охлаждающий эффект более тонкого снежного покрова (Kaste et al., 2008). Снежный покров может изменять среднегодовую температуру земли на несколько градусов, и общий эффект зависит от высоты снежного покрова, даты начала снежного покрова зимой, продолжительности периода снежного покрова, плотности снега и даты таяния снежного покрова. весной / летом (Haeberli, 1975; Zhang, 2005). В зависимости от продолжительности полностью изолирующего снежного покрова, снежный покров может повышать годовую температуру почвы на 2–7 ° C (Zhang et al., 1997; Bartlett et al., 2004). Различия в датах наступления и таяния снежного покрова могут привести к изменению среднегодовой температуры почвы до 6 ° C (Goodrich, 1982). Исследования показали (Ling and Zhang, 2003), что дата появления снежного покрова осенью более критична, чем день таяния снега, и, кроме того, увеличение высоты снежного покрова на один метр может повысить температуру на 2,7 ° C.
В Альпах топография оказывает большое влияние на температуру земли, в основном из-за различий в поступающей коротковолновой радиации и температуре воздуха (Gubler et al., 2011). Это влияет на метаморфозу снега и может усилить таяние снега на несколько недель или месяцев на южных склонах. На накопление снега и, следовательно, толщину снежного покрова также сильно влияет топография из-за ветровых эффектов и угла наклона (Gerber et al., 2017). Из-за этих эффектов температура может сильно изменяться в небольших масштабах. Недавние исследования мелкомасштабной изменчивости среднегодовой температуры поверхности земли на горных склонах обнаружили изменчивость 0,16–2,5 ° C в пределах 10 × 10 м следов (Gubler et al., 2011) и 1,5–3,0 ° C на расстояниях 30–100 м (Isaksen et al., 2011).
Это исследование преследует две основные цели:
1. Подход, основанный на модели, используется для моделирования изменений температуры грунта в Швейцарских Альпах до конца века в заснеженных районах на высоте от 1700 до 2800 м над уровнем моря. с использованием технологической модели SNOWPACK. Сильной стороной этого исследования является возможность оценить базисный период, который охватывает годы с 2004 по 2016 год, на основе высококачественного набора данных высотных автоматических метеорологических станций (AWS) из используемой сети межкантональных измерений и информации (IMIS). для прогноза лавин в Швейцарии.Эта сеть записывает полный набор метеорологических параметров, включая высоту снежного покрова и температуру земли. Таким образом, этот набор данных дает хорошую возможность изучить взаимодействие температуры снега и грунта в текущих и будущих условиях.
2. Для моделирования снежного покрова в SNOWPACK используются измерения высоты снежного покрова в зимний период. Чтобы моделировать температуру грунта, модель необходимо запускать непрерывно в течение всего годового цикла. Однако зимние осадки на этих станциях не измеряются, поскольку потребности в энергии для обогреваемых плювиометров не могут быть удовлетворены на этих удаленных станциях.Для решения этой проблемы дополнительно представлен метод восстановления набора данных об осадках за весь год на каждой АРМ.
2. Данные и методы
В этом исследовании температура земли и высота снежного покрова моделируются для базисного периода и трех будущих периодов на 16 высокогорных станциях АМС ИМИС в Швейцарии. Их можно разделить на высокогорные (с возможным возникновением вечной мерзлоты), высокогорные и низкие. Высота станций от 1630 м над уровнем моря.для низкоальпийских станций до 2850 м над ур. м. для высокогорных станций. Все станции относительно плоские (угол наклона 2–12 °), и все станции зимой имеют постоянный снежный покров. Продолжительность снежного сезона на станциях колеблется от 192 (Боско / Гурин, БОГ2) до 250 дней (Симплон, СПН2). Средняя высота снежного покрова варьируется от 0,68 м в Simplon Ze Seewe (SPN2) до 1,96 м в Simplon (SPN3). Высокогорные станции расположены в Граубюндене и Вале, средневысотные станции в Граубюндене, а также на центральном северном склоне Альп и более низкие станции (ниже 2000 м над уровнем моря).s.l.) на северной стороне Альп. На Рисунке 1 показано расположение, а в Таблице 1 приведены метаданные для каждой станции. Пространственное размещение станций охватывает все климатические районы Швейцарии. Несмотря на то, что территория Швейцарских Альп относительно небольшая, климатическая изменчивость велика. На основании прогнозируемых сигналов изменения климата (например, из сводных отчетов Ch3011 и Ch3018) принято делить Альпы на западный, восточный и северный секторы. Это в основном связано с тем, что Швейцарские Альпы находятся на границе европейского климатического водораздела с прогнозируемым уменьшением зимних осадков к югу от Альп и увеличением к северу от Альп.В этом исследовании играют роль оба сигнала, поэтому станции в основном классифицируются по их географическому положению, в результате чего выделяются три основных региона, которые используются в этом исследовании. К ним относятся: (1) регион Вале на юго-западе, с богатой снегом зимой, (2) Граубюнден, расположенный на юго-востоке Швейцарии и гораздо более сухой, с внутренним альпийским климатом. во многих частях и (3) северный склон Альп, на который в основном влияют погодные условия из Северной Атлантики и Северной Европы.
Рисунок 1 . Расположение и высота 16 станций, использованных в исследовании.
Таблица 1 . Идентификационный номер, название, местоположение, высота, вид склона, угол наклона (уклон), тип почвы, категория (а. Луг означает альпийский луг) и средняя высота снежного покрова, для всех дней высота снежного покрова (HS)> 0,1 м для всех станций. использованный в исследовании.
2.1. Входные данные
Все станции ИМИС измеряют следующие переменные: температуру воздуха, относительную влажность, скорость ветра, направление ветра и исходящую коротковолновую радиацию, температуру поверхности снега, температуру поверхности земли и высоту снежного покрова.Датчики температуры / относительной влажности имеют естественную вентиляцию. Данные доступны с 30-минутным разрешением. Для использования модели требуется непрерывный набор данных о летних и зимних осадках, но он недоступен, поскольку неотапливаемые плювиометры на станциях способны измерять только жидкие осадки. Кроме того, только часть станций была оборудована ненагреваемыми дождемерами и только с 2009 года. Эти данные, когда они доступны, используются для ввода жидких осадков летом. Поэтому данные полностью отсутствуют зимой и немногочисленны летом.Обработка пробелов в данных описана ниже.
Поля IMIS используются для принудительного использования SNOWPACK, а твердые осадки рассчитываются обратно на основе измеренной высоты снега с использованием модели плотности снега Costijn Zwart. Дополнительные проверки качества и контроля качества выполняются в наборе данных следующим образом. Поскольку рост растительности неправильно регистрируется как снег звуковым рейнджером (Lehning et al., 1999), они отфильтровываются путем проверки корреляции между повышением температуры воздуха и земли и скорости изменения фильтра для высоты снежного покрова (Marty and Klein, 2015). ).Измерения высоты снега, определяемые как растительность, обнуляются. Отрицательные значения снега из-за ошибок калибровки датчика обнуляются. Чтобы отфильтровать тающий снег в ненагреваемых дождемерах, вызывающих ложные осадки, измерения ненулевых осадков из всех источников разрешены только в том случае, если относительная влажность> 0,6 и разница температур между температурой воздуха и поверхности снега менее 3 ° C для высота снега выше 0 ° C, потому что это указывает на пасмурность.Отрицательные значения осадков из-за ошибок калибровки и измерений со станций ИМИС обнуляются.
Сеть автоматических наземных измерений (ANETZ) является частью сети метеорологических измерений Швейцарской национальной метеорологической службы (SwissMetNet). Эта сеть состоит из около 160 станций, которые измеряют температуру воздуха и осадки, по крайней мере, с 2000 года. Все станции оснащены подогреваемыми плювиометрами для круглогодичного измерения осадков.Однако мы предпочитаем использовать данные ИМИС, поскольку эти станции лучше представляют альпийскую зону, тогда как станции ANETZ полностью запитаны и поэтому часто расположены в более низких или менее удаленных местах из-за этого требования быть «подключенным к сети». Эта сеть используется для заполнения оставшихся пробелов в данных ИМИС в соответствии со следующей процедурой: (1) данные SwissMetNet используются в качестве входных данных для множественной линейной регрессии, которая используется для восстановления явлений осадков на станциях ИМИС. (2) Регрессии пяти лучших станций SwissMetNet в радиусе 35 км и с наименьшим перепадом высот используются в качестве первой оценки для данной станции IMIS.(3) Наконец, из этих пяти станций выбираются максимум две станции, которые дают наилучшие значения R ². Для всех станций, использованных в исследовании, значение R ² превышает пороговое значение, установленное на уровне 0,6. Регрессии рассчитываются на основе почасовых данных и на основе подмножества зимних осадков, которые превышают> 1 мм. Обратите внимание, что некоторые из регрессий содержат термин взаимодействия, который может иметь отрицательный знак. Если осадки на одной станции сильные, а на другой слабые, то возможно выпадение отрицательных осадков.Если такая ситуация будет обнаружена, вероятность дождя на фактической станции ИМИС маловероятна, поэтому значения устанавливаются равными нулю. Отрицательные значения составляют от 3 до 5% всех значений.
Чтобы подготовить полный набор данных об осадках и зафиксировать явления дождя на снегу (осадки во время «снежного» сезона), пробелы не только заполнялись данными регрессии, но и для каждой точки данных было принято решение на основе набора правил ( Таблица 2), какие значения осадков следует принимать. Значения взяты из трех существующих источников.(1) Твердые осадки взяты из моделирования SNOWPACK, рассчитаны на основе измеренной разницы высот снега с использованием рассчитанной плотности снега из SNOWPACK. Жидкие осадки берутся либо из (2) измерений на станции IMIS, либо (3) из значений линейной регрессии, рассчитанных на близлежащих станциях ANETZ. В качестве первого шага проверяется высота снега, если высота снега> 0,1 м, а температура ниже 1,2 ° C, используются значения осадков, рассчитанные с помощью SNOWPACK на основе измеренных разностей высоты снега, потому что при температурах ниже этого порогового значения дождь маловероятен.Для температур выше 1,2 ° C и высоты снега более 0,1 м регрессия от ANETZ используется в качестве входных данных для дождя, если регрессия дает ненулевое значение. Для высоты снега от 0,02 до 0,1 м измерения ANETZ выполняются, если температура выше 0 ° C, и данные SNOWPACK в противном случае. Порог для тонкого снежного покрова другой, потому что снежный покров ниже 0,1 м в основном существует осенью, когда дождь на снегу случается чаще, потому что в среднем температура воздуха выше, чем зимой (Il Jeong and Sushama, 2018).Однако это составляет только <5% от всех точек данных. Если высота снега ниже 0,02 м и на станции IMIS есть измерения осадков, эти значения принимаются, в противном случае используются регрессии ANETZ. Для высоты снега менее 0,02 м измерения SNOWPACK, которые зависят от разницы в высоте снега, не являются точными. Поэтому ниже 0,02 м проводятся только измерения IMIS и ANETZ. Такая ситуация возникает в основном летом, когда измерения IMIS точны, возможные летние снежные явления также будут измеряться ненагреваемым дождемером из-за типичного быстрого таяния, когда температура воздуха нагревается до «нормальных» летних условий.Отсутствующие летние данные IMIS предпочтительно заполняются данными ANETZ, в противном случае используются данные SNOWPACK, если измерения ANETZ также отсутствуют. Этот алгоритм также включает в себя летние снежные события, поскольку он зависит от высоты снега, а не от температуры воздуха или времени года. При сравнении регрессий ANETZ с данными измерений зимних и летних осадков данные ANETZ имеют тенденцию к завышению оценок выпадения осадков, поэтому предпочтительно использовать данные IMIS, если они доступны. Переоценка регрессий ANETZ в основном связана с тем, что не все события ложных осадков можно отфильтровать, поскольку расстояния между станциями большие.Для станции Weissfluhjoch представленный выше метод дает среднегодовое количество осадков 1359 мм в год, которое можно сравнить со средними годовыми значениями с 1981 по 2010 год, полученными с помощью подогреваемого плювиометра на 1411 мм компанией MeteoSwiss. Дополнительные пробелы в полях воздействия заполняются линейной регрессией (Bavay et al., 2012), за исключением станции Weissfluhjoch, где отсутствуют данные с августа 2008 г. по октябрь 2008 г. и заполнены средними значениями за весь период наблюдений за соответствующий день.Промежутки не превышают трех дней, за исключением случая Weissfluhjoch.
Таблица 2 . Сводка правил, которые используются для построения наборов данных об осадках.
2.2. Изменение климата
Для периода изменения климата применяется метод изменения дельты (Hay et al., 2000), который применяет масштабирование («сигнал дельты») к значениям базисного периода для моделирования измененного климата (Ch3011, 2011). Чтобы применить сигнал изменения дельты, дельта-изменения температуры воздуха добавляются к каждой точке данных соответствующего дня года.Для осадков данные за базовый период умножаются на сигнал изменения дельты соответствующего дня года. Этот подход обычно используется в исследованиях климата, поскольку он устойчив к ошибкам региональной климатической модели, но имеет тот недостаток, что экстремальные значения и межгодовая изменчивость не изменяют характер (López-Moreno et al., 2008), изменяется только величина. Изменения дельты применяются ко всему базисному периоду, и будущее моделирование было выполнено для 12 лет для каждого будущего климатического периода.Мы обнаружили, что моделирование будущих периодов напрямую с помощью сигнала изменения климата не выявляет каких-либо существенных различий по сравнению с переходным периодом с 2000 по 2100 год, который был выполнен для одной региональной климатической модели в Weissfluhjoch.
Швейцарский сценарий изменения климата Ch3011 (Ch3011, 2011) предсказывает возможные изменения средней сезонной температуры воздуха и количества осадков в Швейцарии до конца столетия. Это исследование в основном проводилось до выпуска новых сценариев Ch3018 (Национальный центр климатического обслуживания, 2018 г.), и поэтому они не могли быть рассмотрены.Однако, как указано в техническом отчете (Ch3018, 2018), последние результаты в основном подтверждают результаты предыдущей оценки сценария, Ch3011, и поэтому мы не ожидаем, что это окажет существенное влияние на наши основные выводы. для осадков (%) и температуры воздуха (° C) в этом исследовании используется расширенная версия Ch3011 (Масштабирование модели — местные суточные сценарии, PS-LDS). Для набора данных PS-LDS региональные результаты с Ch3011 были уменьшены до местоположения станций MeteoSwiss, и результаты получены для 10 различных региональных климатических моделей (Bosshard et al., 2011). Данные Ch3011 были получены из центра моделирования климатических систем (C2SM) ETH Zurich. Используется многомодельный подход, и результаты генерируются для двух различных сценариев выбросов, определенных в четвертом отчете МГЭИК (2007a, Bernstein et al., 2008). В этом исследовании используются результаты сценария A2 МГЭИК 2007, который описывает очень неоднородный мир, что означает незначительное воздействие на климат или его отсутствие, а также местное развитие, которое приводит к постоянному увеличению населения и более фрагментированному и более медленному экономическому росту.Для сценария А2 прогнозируется повышение зимних температур на станциях, использованных в исследовании, на 3,5–3,8 ° C за период 2070–2099 гг. По сравнению с базисным периодом 1980–2009 гг. В дополнительном материале 1 показаны сигналы изменения десяти региональных моделей для станции WFJ. По прогнозам, средняя летняя температура повысится на 4,3–5,5 ° C. Все температуры имеют приблизительную погрешность 1 ° C. К 2085 году количество летних осадков, по прогнозам, уменьшится на 9–22%, а зимних — увеличится на 3–14%.Данные сценария Ch3011 доступны в масштабе участка на всех станциях MeteoSwiss, однако они не расположены рядом со станциями ИМИС. В этом исследовании используются ежедневные сигналы изменения дельты ближайшего соседа для каждой станции ИМИС. Расстояние между станциями не превышает 10 км, но в некоторых случаях перепады высот могут быть большими. К сигналам изменения дельты не применялось масштабирование на основе высоты.
2.3. Установка для моделирования
В качестве базового периода используется время с октября 2004 г. по октябрь 2016 г., которое включает 12 полных зимних сезонов.Учетный период отличается от базисного периода, используемого для Ch3011 (1980–2009 гг.), И он короче (12 лет по сравнению с 29 годами), поскольку данные полезного качества доступны только с 2004 г. для большинства станций. До 2004 года существовала лишь часть станций ИМИС, а временные ряды содержали большие пробелы в данных. Для станции Налунс использовались данные только с 2010 по 2016 год, поскольку более ранние измерения недоступны. Он был включен в это исследование, потому что он измерял температуру земли с 2013 по 2016 год.По станциям в центральной части северных Альп (Гадмен, Муттен, Гуттаннен) данные доступны только с 2009 года. Они включены в исследование, чтобы обеспечить покрытие для этого региона Швейцарии. Для периодов изменения климата сигналы изменения дельты за период 2035–2060 (2035), 2060–2085 (2060) и 2085–2100 (2085) добавляются к входным данным за базисный период.
2.4. СНОУПАК
SNOWPACK — это одномерная, физически обоснованная численная модель, которая предоставляет информацию о состоянии снежного покрова, включая новую высоту снежного покрова, температуру и плотность снега (Lehning et al., 2002а). Снег моделируется как трехфазная пористая среда (лед, вода, воздух) и характеризуется объемным содержанием (θ) каждой среды и четырьмя независимыми параметрами микроструктуры (сферичность, дендричность, размер зерна и размер связи). Процессы переноса массы, энергии и фазового перехода моделируются таким же образом в почве и снеге (Lehning et al., 2002b). Модель решает уравнения в частных производных, определяющие сохранение массы, энергии и количества движения в снежном покрове и слоях почвы, с использованием метода лагранжевых конечных элементов (Bartelt and Lehning, 2002).
Почва моделируется как четырехкомпонентный материал, состоящий из воды, воздуха, льда и минеральных компонентов почвы. Различные типы почв характеризуются средним размером зерна, плотностью и термическими свойствами сухого почвенного материала. Размер зерна определяет объемное содержание воды и почвы (Luetschg et al., 2008). В SNOWPACK 12 классы размера зерен предопределены, эти классы также определяют способность удерживания воды путем установки параметров ван Генухтена для кривой удержания воды.Для этого используются классификация почв ROSETTA и средние по классу гидравлические параметры (Schaap et al., 2001). Насыщенная гидравлическая проводимость также устанавливается в соответствии с классом крупности. Luetschg et al. (2003) показали, что моделирование различных типов почв по радиусу их зерен дает удовлетворительные результаты. Плотность содержания почвы, теплоемкость, альбедо почвы и теплопроводность также сильно влияют на поведение почв. Эти параметры необходимо настраивать индивидуально для каждого профиля почвы.
2.4.1. Инициализация параметра
Для исходных почвенных профилей, используемых в исследовании, станции классифицируются по классам землепользования: скалистые или альпийские луга. Затем на основе этой классификации присваивается почвенный профиль. На всех исследуемых станциях присутствует какой-то органический или растительный материал, так как ни один из них не расположен непосредственно на коренных породах. Преобладающий поверхностный покров на станциях взят из полевых съемок, проведенных на всех станциях ИМИС в 2015 году, и дополнительно подтвержден картами, доступными в Федеральном статистическом управлении (1979).Для всех станций наблюдаемый напочвенный покров соответствует карте землепользования (Wever et al., 2017). Информация о почве также доступна на всех станциях по профилям, сделанным во время съемки 2015 года. Для класса «рок» присваивается суглинисто-песчаный профиль, тогда как для «альпийского луга» ил-суглинок от 0,00 до 0,6 м и супеси-суглинок для более глубоких почв от 0,60 до 3,00 м), следуя Wever et al. (2015). Значения плотности частиц почвы (ρ _s), теплопроводности (γ _s) и удельной теплоемкости ( c _p) взяты из предыдущих исследований (Wever и другие., 2017) и сопоставимы, по крайней мере, для станции Weissfluhjoch с измерениями (Wever et al., 2015). Грунты смоделированы до глубины 5 м, всего 50 слоев. Толщина слоя увеличивается с 0,01 м на поверхности до 0,30 м в нижней части профиля. Толщина слоя 0,01 м на поверхности выбрана по количественным причинам из-за высокой суточной изменчивости температуры на поверхности и из-за того, что температура поверхности очень чувствительна к толщине поверхностного слоя (Gubler et al., 2013).Приповерхностные температуры (0,00–1,00 м) инициализируются измеренной температурой поверхности на станции. Результаты моделирования показывают, что среднегодовая температура грунта нечувствительна к начальной температуре на поверхности, так как она изменяется относительно быстро. Температура на глубине 1,00–5,00 м инициализируется средней смоделированной температурой на глубине 1,00–5,00 м, полученной в результате 12-летнего прогона модели.
2.4.2. Установка для моделирования
Модель управляется суммой осадков, температурой воздуха, направлением ветра, относительной влажностью и уходящим коротковолновым излучением.Вместо измеренной температуры поверхности параметризованное входящее длинноволновое излучение используется в качестве граничного условия для температурного уравнения, поскольку оно связано с температурой воздуха и, следовательно, дает более реалистичные результаты для сигнала изменения климата, как подробно описано Schmucki et al. (2015). Входящее длинноволновое излучение параметризуется с использованием формулировки всего неба Кроуфорда и Дюшона (1999) и параметризации чистого неба Дилли и О’Брайен (1998). Для атмосферной стабильности модель поправки MOHOLTSLAG (Schlögl et al., 2017), которая основана на модели Holtslag, De Bruin (1988). Длина шероховатости для всех станций установлена на 2 мм, растительный покров отсутствует. Граничное условие Неймана используется для уравнения температуры на поверхности снежного покрова и геотермального теплового потока 0,6 Вт · м ² в качестве граничного условия в основании. Температурный порог отделения снега от дождя составляет 1,2 ° C. Для переноса воды в снегу и почве используется полное решение уравнения Ричардса со свободным дренажем (Wever et al., 2014а, 2015). Альбедо снега параметризуется в SNOWPACK (Schmucki et al., 2014).
3. Результаты и обсуждение
3.1. Проверка
Для проверки эффективности модели используются следующие показатели: смоделированная средняя высота снежного покрова и день наступления и таяния снежного покрова. Средняя высота снега — это средняя высота снега для всех дней с высотой снега> 0,10 м. Этот порог выбран, потому что измерения и результаты моделирования приемлемы для ошибок менее 0,10 м. Различия в моделировании и моделировании.наблюдаемая высота снега составляет от -4 до 12%. День таяния снега был определен как первый день с февраля по август, когда измеренная высота снега составила 0,00 м. Поскольку все станции расположены в высокогорных альпийских регионах и имеют непрерывный снежный покров с декабря до конца зимы, с помощью этого определения можно определить день таяния снега. Смоделированная средняя высота снежного покрова обычно находилась в ожидаемом диапазоне для каждой станции и составляла от 0,68 м в Симплоне до 1,96 м в Венгхорне (Таблица 3). На нескольких станциях высота снежного покрова недооценивается моделью, особенно когда среднегодовая высота снежного покрова высока (Рисунок 2).Это было замечено в других исследованиях (Wever et al., 2015) на станции Weissfluhjoch для моделирования SNOWPACK на основе осадков. Это имеет три основные причины: во-первых, ошибки моделирования, такие как смещения во входных данных об осадках или ошибки в параметризации модели (например, уплотнение). Во-вторых, смоделированная высота снега включает много дней с высотой снега ниже 10 см в начале зимы, которые не отображаются в измерениях. Эти значения ниже средней смоделированной высоты снежного покрова. Чтобы минимизировать этот эффект, для расчета средней высоты снега используются только значения выше 10 см.В дополнительном материале 2 показаны различия между расчетной средней высотой снега с низким порогом снега и без него. В-третьих, раннее таяние снежного покрова снижает среднюю высоту снежного покрова, как описано в разделе 5.1. ниже. Однако большая часть этого смещения вызвана проблемами расчетов и в основном возникает при глубине снежного покрова более 1 м и поэтому не ожидается, что оно существенно повлияет на температуру грунта. Кроме того, даты таяния обычно точно моделируются со смещениями не более чем на 2 дня.
Таблица 3 . Средняя высота снежного покрова (HS) для всех дней с высотой снега> 0,1 м в метрах и продолжительностью снежного сезона в днях для базисного периода, а также для трех будущих периодов и уменьшение в процентах от общей высоты снега и продолжительности снежного сезона .
Рисунок 2 . Рассеянный график смоделированной и измеренной максимальной годовой высоты снежного покрова для станции, использованной в исследовании. Точки обозначают станции. Квадраты представляют собой высокогорные станции, звезды — высокогорные станции, а треугольники — низкоальпийские.Среднеквадратичная ошибка (RMSE) для всех станций составляет 0,16 м.
Для наступления снежного покрова выбирается первый день, когда высота снежного покрова превышает 10 см в течение 10 дней подряд. Различия между измеренным и смоделированным начальным днем, а также годовые различия велики. Различия между смоделированными и измеренными начальными днями составляют от 7 до 30 дней. Более раннее смоделированное наступление снежного покрова связано, главным образом, с тем, что некоторые осенние снегопады переоцениваются моделью, и таяние этих событий происходит медленнее, чем в действительности.Низкая скорость таяния также наблюдается весной и может быть связана с ошибками в альбедо снега и параметризацией приходящей длинноволновой радиации. Для всех станций начало таяния снега всегда слишком раннее и связано с фазой быстрого таяния снега, которую нельзя увидеть в измерениях. Поскольку день оттаивания моделируется точно по сравнению с измерениями, можно видеть, что скорость таяния после первого быстрого таяния снега смоделирована слишком низкой. Для станции Weissfluhjoch этого не наблюдалось в более ранних исследованиях, таких как Schmucki et al.(2015). В этих более ранних исследованиях измеренная входящая длинноволновая и исходящая коротковолновая радиация использовалась для расчета альбедо снега, тогда как в этом исследовании используется только измеренная исходящая коротковолновая и параметризованная входящая длинноволновая радиация. Таким образом, ошибки в расчетном альбедо снега могут объяснить быстрое таяние весной, приводящее к обычно отрицательно смещенной высоте снежного покрова. Поскольку измеренное входящее длинноволновое излучение доступно только для Weissfluhjoch, но не для других станций, для согласованности в этом исследовании использовалось только измеренное исходящее коротковолновое излучение.Эта фаза раннего таяния снижает среднюю высоту снега на всех станциях до 0,02 м. Он также имеет незначительное влияние на температуру почвы. На рис. 3 представлены измеренные и смоделированные высота снежного покрова и температура земли на разных глубинах за период 2014–2016 гг. На станции WFJ2. Метод моделирования 1 (зеленые линии) использует только измеренную исходящую короткую волну для расчета высоты снежного покрова. Этот подход используется в данном исследовании для всех станций. Подход к моделированию 2 (синие линии) представляет собой моделируемые данные, рассчитанные с использованием измеренного входящего длинноволнового излучения, что приводит к лучшим результатам при моделировании высоты снега, поскольку здесь не воспроизводится раннее таяние.Это сравнение показывает, что смоделированное раннее начало таяния снега сдвигает начало точки нулевой завесы и вместе с этим увеличивает среднюю температуру. Пересчет средней температуры с более низкой температурой грунта для критического времени приводит к снижению средней температуры на 0,01–0,03 ° C, в зависимости от станции и результатов измерения высоты снега.
Рисунок 3 . Измеренная и смоделированная высота снега (HS, A ) и температура грунта (GT) на поверхности (B) и при 10 (C) , 20 (D) и 50 см (E) глубины на 2014–2016 гг. на станции Weissfluhjoch (WFJ).Серая горизонтальная линия обозначает линию нуля градусов на каждом графике температуры почвы.
Для точных оценок температуры грунта требуется точное моделирование дня таяния и средней высоты снежного покрова зимой, что стало возможным с этим исследованием. Однако смоделированные температуры грунта не могут быть полностью оценены, потому что имеется мало доступных высококачественных измерений. Станция Weissfluhjoch является единственным исключением, где измерения температуры земли на глубине 10, 20 и 50 см с 2014 по 2016 год сравниваются с смоделированной температурой земли.Данные измеряются вблизи станций ИМИС с разрешением 30 минут. Измерения температуры поверхности земли (GST) доступны для большинства станций ИМИС с основной целью измерения температуры у основания снежного покрова. Они не всегда закрашены и поэтому подвержены ошибкам измерения. Поскольку эти измерения недостаточно качественны в контексте данного исследования, они не используются для оценки модели.
В Weissfluhjoch (рис. 3) температура грунта смоделирована несколько заниженной на всех глубинах для лета и зимы, это наблюдалось в других исследованиях Weissfluhjoch, таких как Wever et al.(2015). Зимние температуры моделируются с одинаковым качеством на всех глубинах, но летняя изменчивость температуры грунта лучше улавливается на глубине, даже если абсолютное значение имеет отрицательное смещение на глубине 0,50 м. Температурные колебания на поверхности выше, чем на земле, и поэтому более чувствительны к ошибкам. Турбулентные потоки на границе воздуха и почвы усиливают теплообмен на границе и вызывают быструю прямую реакцию температуры поверхности земли на температуру воздуха. Глубже в почвенном профиле этот эффект отсутствует, а слои почвы, расположенные выше, обладают изолирующим эффектом.Из-за такой низкой теплопроводности снижается влияние температуры воздуха на глубине. Более медленную динамику и меньшую изменчивость проще смоделировать, и они могут объяснить лучшие результаты летом для глубины 0,30 и 0,50 м. Быстрая и прямая реакция температуры поверхности на состояние поверхности также объясняет улучшенные результаты моделирования зимой, поскольку зависимость зависит только от высоты снежного покрова и переноса тепла в снежном покрове, который можно моделировать более точно, чем поток тепла почвы. Можно сделать вывод, что реальный перенос тепла в почве слишком быстр для довольно простой параметризации, использованной в этом исследовании.
Зимнее моделирование температуры грунта очень чувствительно к высоте снежного покрова. Таяние снега характеризуется периодом времени, когда температура земли составляет точно 0,0 ° C из-за изотермических условий, «период нулевой завесы». Эта фаза хорошо видна на поверхности и на глубине 0,10 м. На глубине эффект не такой сильный, но все же заметен, главным образом потому, что это поверхностный эффект. Также отчетливо видно повышение температуры почвы после таяния снега, которое зависит от точности моделирования снега.Слишком поздно в конце зимы 2013/2014, когда таяние снега моделируется слишком поздно, и слишком рано в конце зимы 2015/2016, когда таяние снега моделируется слишком рано по сравнению с измерениями. Высокие температуры до 20 ° C подчеркивают проблему ошибок моделирования из-за прямого моделирования воздействия солнечного излучения. Приборы для измерения температуры земли обычно затенены и не подвергаются прямому солнечному излучению, тогда как в исследовании не моделируется затенение земли, что может привести к очень высокой температуре из-за прямого солнечного излучения.Термисторы температуры земли были размещены на глубине 1 см, чтобы уменьшить эту проблему, но низкое альбедо земли и отсутствие затенения по-прежнему могут привести к высокой температуре. Эти высокие значения температуры также наблюдаются в начале зимы 2013/2014 гг. На поверхности и на глубине 10 см.
3.2. Период изменения климата
3.2.1. Высота снега
Удовлетворительные результаты за отчетный период сделали моделирование температуры грунта и снега до 2100 г. полезным занятием. Согласно результатам моделирования для периодов изменения климата, средняя высота снежного покрова будет уменьшаться для всех трех будущих периодов на всех станциях.Однако различия между ответами станций велики и зависят от высоты и местоположения станции. К 2035 году ожидается сокращение от 1% (SIMP3) до 11% (Bosco Gurin), а к периоду 2085 года наблюдается уменьшение высоты снежного покрова от 19% (Glaernisch) до 42% (Bosco Gurin) (Таблица 3). Уменьшение высоты снежного покрова больше на станциях в Вале и южнее Альп, чем в Граубюндене и северных Альпах. В основном это связано с двумя эффектами. Во-первых, снежный покров в Вале начинается раньше, чем в Вайсфлуйохе и Цернеце, потому что в Граубюндене в начале зимы обычно меньше осадков.И наоборот, в западных Альпах более высокая частота выпадения снега в начале зимы, близкой к точке таяния, которая, вероятно, преобразуется в дождь в будущем. Это задерживает наступление снежного покрова на этих станциях, а также приводит к значительным различиям в средних значениях высоты снежного покрова, так как эти ранние зимние снегопады исключаются из годового бюджета снежного покрова. В Гризоне основной период выпадения снега приходится на разгар зимы, когда температура будет оставаться на уровне ниже 0.0 ° C на большой территории в будущие моделируемые периоды. Более раннее таяние снега, которое наблюдается на всех станциях, не оказывает существенного влияния на среднюю высоту снега.
Станции в Вале больше подвержены влиянию сигнала об изменении климата на юге страны, и поэтому, вероятно, будут получать меньше осадков зимой, в отличие от станций в Граубюндене, где ожидается увеличение зимних осадков. Однако прогнозируемые изменения в количестве осадков неопределенны и сильно зависят от используемой региональной климатической модели.Однако изменения средней высоты снега чувствительны к этому сигналу, поскольку увеличение количества зимних осадков может компенсировать более короткий зимний сезон из-за более позднего наступления или более раннего дня таяния снега. Для станций в климатически схожих регионах преобладают эффекты высоты, и уменьшение средней высоты снежного покрова сильнее всего на низких станциях и меньше на высоких альпийских и альпийских станциях. Это просто потому, что на более низких высотах снегопад происходит ближе к точке таяния и, следовательно, более чувствителен к изменениям температуры воздуха.В таблице 3 показано абсолютное и процентное уменьшение средней высоты снежного покрова вместе с изменениями продолжительности снежного сезона для всех станций и периодов.
К 2035 году высота снежного покрова на всех станциях, вероятно, увеличится примерно на такую же величину (Таблица 3). Здесь сигнал высоты является основным фактором, определяющим тенденцию к уменьшению высоты снежного покрова. На высокогорных станциях в Граубюндене и Симплоне, а также на подверженных ветру высокогорных станциях с тонким снежным покровом наблюдается только снижение примерно на 0,06 м (таблица 3).Топография станции и региональный климат, по-видимому, являются доминирующими факторами. Таких же относительных изменений.
Однако к 2085 году самое сильное понижение (около 0,40 м) будет наблюдаться в Вале, Энгадине и на низких станциях. Предполагается, что в Вале это связано с уменьшением количества зимних осадков. На высокогорных и низкогорных станциях уменьшение высоты снежного покрова составляет ок. 0,38 м, с несколько более сильным понижением на снежных станциях. Исключение составляет высокогорная станция Симплон и высокогорные станции Флуэпасс и Налунс.Эти станции расположены в местах, подверженных воздействию ветра. Из-за ветровой эрозии снега высота снежного покрова на этих станциях сильно уменьшается. Однако расчетное уменьшение высоты снежного покрова при сценариях изменения климата на этих станциях относительно невелико. Основная причина этого заключается в том, что ветровая эрозия является доминирующим фактором, влияющим на накопление высоты снега, однако изменения скорости ветра в сценарии не учитываются.
С точки зрения изменения продолжительности снежного сезона, региональные климатические различия считаются наиболее важным фактором.Сокращение снежного сезона наиболее сильно в Вале — 8% в 2035 году и 25% в 2085 году. Это происходит главным образом потому, что, как отмечалось ранее, снежный сезон в Вале обычно начинается раньше, и это раннее зимнее выпадение снега, вероятно, преобразуется дождь в будущем. В Гризоне снежный сезон сократится примерно на 5% и примерно на 13 дней в 2035 году и на 18% в 2085 году. В северных Альпах это значение составит примерно 9% в 2035 году и примерно 21% в 2085 году. Weissfluhjoch, Zermatt, Gadmen, Fluelapass на каждый день среднего года за базисный период, а также на 2035, 2060 и 2085 годы.Значения представляют собой среднесуточное значение, рассчитанное за весь 12-летний период. На всех станциях наблюдается более раннее начало периода таяния снега и более раннее окончание снежного покрова. Все станции показывают уменьшение снежного покрова для всех времен года и для всех будущих периодов.
Рисунок 4 . Средняя высота снежного покрова (HS) в среднем за 12 лет для базисного периода (черная линия) и трех периодов изменения климата (красный, зеленый, синий) для Гадмена (GAD2, A ), Fluela (FLU2, B ), Weissfluhjoch (WFJ2, C ) и Церматт (ZER2, D ).Средний год следует за снежным сезоном, поэтому выбран сентябрь-сентябрь, указана высота станций. Серые линии показывают измеренную высоту снега, черные линии моделируют высоту снега за базисный период (2004–2016 гг.), За ними следуют красный (2035–2060), зеленый (2060–2085), синий (2085–2100).
К 2035 году на внутренних альпийских станциях Fluelapass и Weissfluhjoch значительных изменений в периоде снегонакопления не наблюдается, однако вероятен более ранний и более быстрый процесс таяния снега. Этот эффект в основном обусловлен более высокими температурами весны.На этих станциях снегонакопление в начале зимы происходит медленно, и большинство снегопадов происходит в середине зимы, когда температура намного ниже точки плавления и небольшое повышение температуры не является значительным. К 2035 году не ожидается изменений в процессах накопления и максимальной высоты снежного покрова. Однако к концу века уменьшение высоты снежного покрова на всех станциях и в период зимы вероятно, но изменения в периоде таяния снега все еще сохраняются. более выражен во внутренних альпийских областях в Граубюндене.На альпийских станциях изменения периода накопления также меньше, чем в период таяния, особенно на станциях с относительно тонким снежным покровом (Naluns и Fluelapass) и более медленными темпами накопления снега. Эту тенденцию также можно увидеть в изменении продолжительности снежного сезона, поскольку она определяется количеством дней между наступлением и днем таяния снежного покрова. В таблице 3 сокращение снежного сезона на станциях в Вале сильнее, чем на малоснежных станциях во внутреннем альпийском районе Граубюнден, который менее подвержен воздействию западных ветров с Атлантики.
3.2.2. Температура земли
Повышение температуры воздуха, сокращение снежного сезона и изменения количества осадков, вероятно, повлияют на температуру земли на всех глубинах в будущие десятилетия. На Рисунке 5 показаны разности температур между базисным периодом и тремя будущими периодами для всех станций на глубине 5,0, 2,0, 1,0, 0,3, 0,1 м и у поверхности. Этот результат показывает повышение температуры на всех станциях и на всех глубинах к 2035 году, и это повышение будет продолжаться до 2085 года.Для большинства станций поверхностное потепление больше, чем в более глубоких почвах, и колеблется от среднего повышения на 0,6–2,3 ° C к 2035 году и от 2,9 до 6,8 ° C к 2085 году на поверхности. А на глубине 5 м от 0,3 до 1,8 ° C к 2035 году и от 1,6 до 4,4 ° C к 2085 году. К 2035 году поверхностное потепление на высокогорных станциях будет больше, чем на средних и низкоальпийских станциях, но к 2085 году поверхностное потепление на высота высокогорной станции примерно такая же, как и на других станциях. Повышение температуры, наблюдаемое на станциях Вале, больше, чем на станциях в Граубюндене, на всех глубинах.Этот факт согласуется с различиями в изменении высоты снежного покрова. Следовательно, сокращение снежного сезона и более сильное уменьшение высоты снежного покрова приводит к более сильному повышению температуры почвы. На более глубоких почвах повышение температуры наиболее сильно для станций, которые классифицируются как каменистые (таблица 1), более высокая проницаемость и содержание воздуха в этих почвах позволяют более быстрое нагревание на глубине в ответ на сигнал температуры поверхности. Органические почвы имеют более высокую теплоемкость, и поэтому почвы альпийских лугов могут накапливать больше тепла, что может замедлить нагревание более глубоких земель.На поверхности класс почвы не имеет значения, потому что здесь основной движущей силой температурной динамики является изменение высоты снежного покрова.
Рисунок 5 . Показано повышение температуры грунта (GT) на поверхности (D) , 0,3 м (C) , 1,0 м (B) и 5,0 м глубина (A) , для всех станций и за весь период. Станции ранжируются от высокого к низкому, а цвета указывают на период изменения климата. Для всех станций показаны три прямоугольника. Разница температур грунта показана по сравнению с базовым периодом.Во вставках показаны различия между 10 различными региональными моделями изменения климата.
Изменчивость модели, которая представлена прямоугольными диаграммами на Рисунке 5, увеличивается со временем, как и величина различий между смоделированными разностями температур грунта. На большинстве станций со временем температура повышается. В Аролле повышение температуры почвы является самым сильным в период 2060–2085 годов, где также заметно сокращение снежного сезона и может быть объяснено входным сигналом изменения климата, который прогнозирует небольшое уменьшение количества зимних осадков в 2060 году и увеличение как в 2035 году, так и в 2085 году.В Гадмене самое сильное потепление наблюдается в период с 2035 по 2060 год. В Гадмене уменьшение высоты снежного покрова также является самым сильным в этот период, что еще раз показывает высокую степень связи между высотой снега и температурой земли. На Муттзее и Венгхорне потепление в 2060 г. будет немного меньше, чем в другие периоды, что соответствует меньшему снижению высоты снежного покрова для этого будущего периода. На высокогорных станциях Zermatt, Weissfluhjoch и Zernez поверхностное потепление в 2060 г. меньше, чем в периоды 2035 и 2085 гг.
Средняя годовая температура грунта для 16 смоделированных станций в целом демонстрирует тенденцию к повышению, однако для некоторых конкретных лет и станций можно наблюдать кратковременное похолодание температуры грунта. На рисунке 6 показаны изменения температуры земли и высоты снежного покрова за два типичных года. На верхней панели мы видим год с низким накоплением снега и охлаждением почвы в начале зимы, тогда как на нижней панели мы видим год с быстрым накоплением снега и повышением температуры почвы.Этот охлаждающий эффект наблюдается только при соблюдении определенных условий. Как видно на Рисунке 6A, тонкий длительный снежный покров в начале зимы, который не тает, приводит к охлаждению почвы в начале зимы. Это в основном связано с тем, что тонкий снежный покров все еще имеет высокое альбедо, которое отражает приходящую коротковолновую радиацию, но позволяет холодной зимней температуре проникать в почвы, поскольку нет отделения от атмосферы из-за тонкого снежного покрова. Показано, что высота снежного покрова 0,40 м является пороговым значением, определяющим степень связи между поверхностью и атмосферой.Если высота снега опускается ниже этого значения, охлаждающий эффект усиливается. Снежный покров от 0,40 до 0,80 м, обычный порог для полностью изолирующего снежного покрова (Haeberli, 1973, 1975), демонстрирует небольшой охлаждающий эффект. Снежный покров должен быть тонким в течение значительного времени в начале зимы и требует более одного значительного выпадения снега на высоту более 0,80 м для заметного охлаждения почвы. В период тонкого снежного покрова температура должна быть ниже нуля для охлаждения. В годы похолодания максимальная высота снега ниже, чем в другие годы.На рис. 6В показан год без охлаждающего эффекта, и мы видим, что в начале зимы с тонким снежным покровом существует лишь короткий период времени. В этот период температура земли значительно снижается, но высота снега в будущем будет выше, поэтому усиленное охлаждение не компенсирует более высокую температуру воздуха. Высота снега действительно очень рано превышает 0,80 м. При высоте снежного покрова выше 0,80 м температура грунта полностью изолирована от холода зимнего воздуха, и дальнейшего охлаждения не наблюдается, даже если высота снежного покрова в целом будет немного уменьшена в будущем.В оба года наблюдается более раннее таяние снега, вызывающее более раннее повышение температуры почвы по сравнению с базовым периодом. Если посмотреть на среднегодовую температуру почвы (рис. 5), то сильное повышение температуры весной компенсирует все возможные охлаждающие эффекты ранней зимы. Было обнаружено, что даже в годы с небольшим охлаждающим эффектом зимой среднегодовая температура поверхности земли повышалась. С точки зрения долгосрочной и средней температуры почвы охлаждающее воздействие тонкого раннего зимнего снежного покрова оказалось незначительным.
Рисунок 6 . Пример бесснежного года ( A , 2006), когда можно увидеть похолодание земли в начале зимы, и богатого снегом года ( B , 2009) без охлаждающего эффекта для станции Бевер в Гризоне. . Высота снега (HS) обозначена зеленоватым цветом, а температура грунта (GT) — синим.
На рисунке 7 показаны изменения температуры почвы за снежный сезон для 2035 года (вверху), 2060 года (посередине), 2085 года (внизу). Было замечено, что температура грунта увеличивалась на всех глубинах и в любое время года.Снижение температуры, которое наблюдается на некоторых станциях в период накопления снега (Рисунок 6), не приводит к общей тенденции похолодания в начале зимы, поскольку межгодовые и межстанционные колебания велики. Как показано на Рисунке 5, повышение температуры является наибольшим на поверхности, со средним повышением в 2035 г. на 1,24 ° C на поверхности и 0,7 ° C на глубине 5 м. Сезонные различия отчетливо видны и снова наиболее сильны на поверхности. На поверхности повышение является наименьшим за время с постоянным снежным покровом (зимой), потому что до тех пор, пока присутствует постоянный, полностью изолирующий снежный покров, температура земли не связана с атмосферными условиями.Повышение температуры почвы зимой в основном происходит за счет повышения температуры почвы в период накопления снега (осень). Сильное повышение в период таяния (весна) в основном связано с более ранним таянием снега, что приводит к очень большим перепадам температуры почвы. В бесснежный период (летом) температура грунта связана с температурой воздуха, и повышение температуры грунта сопоставимо с величиной повышения температуры воздуха, вызванного сигналом изменения дельты.Сигналам температуры поверхности требуется время, чтобы проникнуть на глубину. На глубине времена года смещены, что хорошо видно на Рисунке 7. Например, при приземной температуре воздуха сигналу требуется около шести месяцев, чтобы достичь глубины 5 м, поэтому на 5 м самое сильное повышение температуры грунта происходит осенью и самое слабое повышение весной, отражающее сигналы летней и зимней температуры воздуха соответственно.
Рисунок 7 . Среднее повышение температуры почвы (GT) за период накопления снега [ноябрь – январь, (осень, звездочка)], время снежного покрова [февраль – апрель, (зима, кружок)], таяние [май – июль, (весна, треугольник) )], и бесснежный период [август – октябрь, (лето, крест)], и круглый год (квадрат) для разной глубины.Точки представляют собой средние значения всех 16 станций. Различия для 2035 (A) , 2060 (B) и 2085 (C) .
3.3. Неопределенности
В этом исследовании у нас есть три основных источника ошибок: сама модель, входные данные об осадках и сигнал изменения климата. Все значения изменения дельты, используемые для будущего моделирования изменения климата, из Ch3011 имеют ошибку c. 1 ° C (Ch3011, 2011), однако, поскольку мы берем среднее значение 10 различных моделей изменения климата за длительный период, это мало влияет на результаты.Значения зимних осадков реконструируются хорошо, по крайней мере, для средних значений. Отдельное событие может быть пропущено или переоценено. Поскольку влияние одиночного явления (дождь на снегу) на общую высоту снежного покрова зимой незначительно, результаты являются приемлемыми. Реконструкция летних осадков связана с большей погрешностью, по крайней мере, по сравнению со станционными измерениями осадков ИМИС. Поскольку они не обогреваются и не защищены, восстановленные значения осадков более надежны, чем измерения ИМИС, которые используются для сравнения.Поскольку мы используем одни и те же входные данные для всех периодов моделирования, даже если общие числа могут включать некоторые ошибки, прогнозируемые изменения на будущее кажутся надежными. Тест на чувствительность для модели SNOWPACK в этом исследовании не проводился, поскольку SNOWPACK уже широко использовался для исследований изменения климата, и в этом контексте проводились многочисленные исследования чувствительности (Lehning et al., 2002a; Wever et al., 2014b ; Richter et al., 2018). Schmucki et al. (2014) показали, что выбор входящей длинноволновой параметризации не влияет на результаты по высоте снежного покрова, но SNOWPACK чувствителен к количеству атмосферных осадков.Коррекция недобора осадков, как это было сделано в этом исследовании, действительно значительно улучшает результаты SNOWPACK.
Расчет средней высоты снежного покрова показывает небольшое отрицательное смещение смоделированной высоты снежного покрова, однако, как обсуждалось выше, это не влияет на температуру земли. Ошибки в расчетах и раннее начало периода таяния снега приводят к различиям между смоделированной и измеренной высотой снега от 3 до 10%. Мы смогли показать, что это лишь незначительно влияет на температуру земли.Эти систематические ошибки также влияют на результаты модели изменения климата, но так же, как и для базисного периода. Таким образом, рассчитанные изменения к концу века в относительном смысле не затронуты. Годовой цикл снежного покрова может быть хорошо представлен, и изменения в снежном цикле приемлемы для всех станций.
Оценка ошибок моделирования температуры грунта является сложной задачей, так как было мало измерений, которые можно было бы использовать для сравнения. Годовой цикл температуры земли воспроизводит ожидаемую закономерность.Для Вайсфлухйох и Налунс абсолютные ошибки средней годовой температуры грунта составляют от 1 до 3 ° C. Эти ошибки кажутся довольно высокими, но поскольку мы используем одни и те же методы для базисного периода и периода изменения климата, изменения дельты все еще очень разумны. Использование различных настроек модели показывает, что хорошее представление летней температуры действительно имеет большее влияние на среднюю температуру земли, чем небольшие различия в моделировании высоты снежного покрова (Рисунок 3). Наша модель успешно отображает летнюю температуру.Раннее начало сезона таяния приводит к изменению температуры почвы только на 0,1–0,3 ° C, что меньше расчетных изменений температуры. Представленная модель устойчива к среднегодовой температуре и ее изменениям, а также к изменениям сезонной модели, но имеет некоторые недостатки при моделировании отдельных явлений. В дополнительном материале 2 мы представляем дальнейшие результаты полностью переходного периода (2004–2100 гг.). Сравнение с нашим моделированием будущего климата почвы за один временной период (12 лет) показывает, что последнего, по-видимому, достаточно.
4. Заключение
В этом исследовании мы смоделировали взаимодействие высоты снежного покрова и температуры земли на 16 высокогорных альпийских станциях в климатически различных регионах Швейцарских Альп. Применение сигналов изменения дельты из сценариев изменения климата Ch3011 показало уменьшение высоты снежного покрова и сокращение снежного сезона до конца столетия для всех станций. Уменьшение средней высоты снежного покрова к концу столетия составило 35% на низких станциях, 32% на альпийских станциях, 35% на высокогорных участках в Вале и 20% в Граубюндене.Изменения в дате схода снежного покрова больше, чем на дату начала таяния. Величина сокращения снежного сезона и уменьшения средней высоты снежного покрова зависит от станции и демонстрирует значительную изменчивость в зависимости от высоты и климатической зоны.
Прогнозируется повышение температуры земли для всех станций на всех глубинах во все будущие периоды. Для большинства станций поверхностное потепление больше, чем в более глубоких почвах, и колеблется в пределах от 0,6 до 2,3 ° C к 2035 году и 2 годам.От 9 до 6,8 ° C к 2085 году на поверхности и 0,3 и 1,8 ° C к 2035 году и 1,6 и 4,4 ° C к 2085 году на глубине 5 м. Эффект похолодания на некоторых станциях наблюдается только в течение нескольких лет, как правило, при наличии тонкого снежного покрова в начале зимы. Однако эти охлаждающие эффекты незначительны по сравнению с летним потеплением и межгодовой изменчивостью, которая доминирует в сигнале. Увеличение средней летней температуры больше, чем средней зимней температуры грунта, и видно, что среднегодовая температура грунта на поверхности увеличивается сильнее, чем на глубине.Абсолютные значения повышения температуры грунта зависят от станции. Показана сильная связь изменений температуры с изменениями снежного цикла.
Моделирование температуры грунта все еще остается сложной задачей. Сравнение с несколькими существующими измерениями показывает, что годовой цикл температуры грунта воспроизводится хорошо, но различия в абсолютных значениях могут быть довольно большими. Температура грунта очень чувствительна к моделированию высоты снежного покрова, а наличие измеренных радиационных полей для управления моделью (например, приходящей короткой волны в Вайсфлухйохе) помогает значительно улучшить моделирование температуры грунта.
Моделирование воздействий изменения климата связано с большими неопределенностями и ошибками. Самая большая ошибка возникает из-за ошибок моделирования, поскольку невозможно точно воспроизвести высоту снежного покрова и температуру грунта для базисного периода. Кроме того, сигналы изменения дельты для периодов изменения климата содержат ошибки. Базовый период и периоды изменения климата моделируются с использованием одного и того же подхода, поэтому, хотя абсолютные значения будущей температуры земли и высоты снежного покрова могут быть неопределенными, относительные изменения в смоделированном будущем по сравнению с эталонным периодом заслуживают внимания.
Мы представили метод построения полного набора данных об осадках за круглый год высокого качества для наших высокогорных участков, где есть измерения высоты снежного покрова, но нет надежных датчиков прямых осадков. Метод состоит из расчета осадков на основе изменений высоты снежного покрова и моделирования оседания снега с помощью SNOWPACK (Lehning et al., 1999) и интерполяции дождя с соседних станций, которые имеют надежные датчики. Набор данных для 16 станций между 1630 и 2850 м над уровнем моря.s.l. доступен для дальнейшего анализа.
Заявление о доступности данных
Наборы данных, созданные для этого исследования, публикуются на платформе данных WSL EnviDat с doi: 10.16904 / envidat.144.
Взносы авторов
Е.Б. провел анализ и подготовил рукопись. JF помогал с анализом и текстом. ML разработал исследование и помог с анализом и текстом.
Финансирование
Проект поддержан Швейцарским национальным научным фондом (грант SNF 200020_179130).
Конфликт интересов
Авторы заявляют, что исследование проводилось при отсутствии каких-либо коммерческих или финансовых отношений, которые могут быть истолкованы как потенциальный конфликт интересов.
Редактор обработки заявил о прошлом соавторстве с одним из авторов ML.
Благодарности
Матиас Бавай, Чарльз Фирц, Нандер Вевер и Кристоф Марти благодарим за помощь в моделировании и подготовке данных. Данные Ch3011 были получены из Центра моделирования климатических систем (C2SM).
Дополнительные материалы
Дополнительные материалы к этой статье можно найти в Интернете по адресу: https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/feart.2020.00100/full#supplementary-material
Список литературы
Бартельт П. и Ленинг М. (2002). Физическая модель SNOWPACK для швейцарского предупреждения о сходе лавин. Часть I: численная модель. Cold Regions Sci. Technol. 35, 123–145. DOI: 10.1016 / S0165-232X (02) 00074-5
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Бартлетт, М.Г., Чепмен, Д. С., и Харрис, Р. Н. (2004). Рекорд температуры снега и земли при изменении климата. J. Geophys. Res. 109. DOI: 10.1029 / 2004JF000224
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Бавай, М., Эггер, Т., Фирц, К., и Ленинг, М. (2012). «MeteoIO: библиотека предварительной обработки для числовых моделей», в Proceedings of the EGU General Assembly Conference Abstracts (Вена).
Google Scholar
Бернштейн, Л., Бош, П., Канциани, О., Чен, З., Крист, Р., и Риахи, К. (2008). МГЭИК, 2007: Изменение климата 2007: Обобщающий отчет . МГЭИК.
Google Scholar
Босхард, Т., Котларски, С., Эвен, Т., и Шер, К. (2011). Спектральное представление годового цикла в сигнале изменения климата. Hydrol. Earth Syst. Sci. 15, 2777–2788. DOI: 10.5194 / hess-15-2777-2011
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ceppi, P., Scherrer, S.C., Fischer, A.М., и Аппенцеллер, К. (2012). Возвращаясь к тенденциям температур в Швейцарии 1959–2008 гг. Внутр. J. Climatol. 32, 203–213. DOI: 10.1002 / joc.2260
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ч3011 (2011). Ch3011, (2011), Сценарии изменения климата в Швейцарии, Ch3011 . Ch3011 от C2SM, MeteoSwiss, ETH, NCCR Climate и OcCC (Цюрих).
Google Scholar
Кроуфорд, Т. М., и Дюшон, К. Э. (1999). Улучшенная параметризация для оценки эффективного коэффициента излучения атмосферы для использования при расчете дневной нисходящей длинноволновой радиации. J. Appl. Meteorol. 38, 474–480. DOI: 10.1175 / 1520-0450 (1999) 038 <0474: AIPFEE> 2.0.CO; 2
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Delarue, F., Buttler, A., Bragazza, L., Grasset, L., Jassey, V., Gogo, S., et al. (2015). Экспериментальное потепление по-разному влияет на микробную структуру и активность на двух контрастных участках влажности торфяника с преобладанием сфагнума. Sci. Tot. Environ. 511, 576–583. DOI: 10.1016 / j.scitotenv.2014.12.095
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Делайн, П., Gruber, S., Delaloye, R., Fischer, L., Geertsema, M., Giardino, M., et al. (2015). «Глава 15 — Исчезновение льда и стабильность склонов в высокогорных регионах», в Снежные и ледовые опасности, риски и бедствия, , ред. Дж. Ф. Шредер, В. Хэберли и К. Уайтман (Бостон, Массачусетс: Academic Press) , 521–561.
Google Scholar
Дерксен, К., и Браун, Р. (2012). Весеннее сокращение площади снежного покрова в период 2008–2012 гг. Превышает прогнозы климатических моделей. Geophys.Res. Lett. 39. doi: 10.1029 / 2012GL053387
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Дилли А. и О’Брайен Д. (1998). Оценка нисходящей длинноволновой освещенности при ясном небе на поверхности по температуре экрана и наличия осадков. Q. J. R. Meteorol. Soc. 124, 1391–1401. DOI: 10.1002 / qj.49712454903
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Федеральное статистическое управление, S. (1979). Hintergrunddaten Arealstatistik и Vereinfachte Bodennutzung. Abteilung Raum und Umwelt Sektion Geoinformation 2.
Google Scholar
Гербер, Ф., Ленинг, М., Хох, С., и Мотт, Р. (2017). Гребневое мелкомасштабное поле атмосферного течения и его влияние на снегонакопление. J. Geophys. Res. 122, 7737–7754. DOI: 10.1002 / 2016JD026258
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Гобиет, А., Котларски, С., Бенистон, М., Генрих, Г., Райчак, Дж., И Стоффель, М. (2014). Изменение климата в XXI веке в Европейских Альпах — обзор. Sci. Tot. Environ. 493, 1138–1151. DOI: 10.1016 / j.scitotenv.2013.07.050
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Гудрич, Л. Э. (1982). Влияние снежного покрова на термический режим почвы. Кан. Геотех. J . 19, 421–432.
Google Scholar
Gruber, S., Hoelzle, M., and Haeberli, W. (2004). Таяние вечной мерзлоты и дестабилизация скальных валов Альп жарким летом 2003 года. Geophys. Res. Lett. 31.
Google Scholar
Гублер С., Эндриззи С., Грубер С. и Первес Р. С. (2013). Чувствительность и неопределенность смоделированных температур грунта в горной среде. Geosci. Модель Dev. 6, 1319–1336. DOI: 10.5194 / GMD-6-1319-2013
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Гублер С., Фиддес Дж., Келлер М. и Грубер С. (2011). Масштабное измерение и анализ изменчивости температуры поверхности земли в альпийской местности. Криосфера 5, 431–443. DOI: 10.5194 / TC-5-431-2011
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Haberkorn, A., Phillips, M., Kenner, R., Rhyner, H., Bavay, M., Galos, S.P., et al. (2015). Температурный режим горных пород и его связь со снежным покровом в крутых альпийских скальных стенах: драгоценные камни, центральные швейцарские Альпы. Геогр. Аня. Сер. Физ. Геогр. 97, 579–597. DOI: 10.1111 / geoa.12101
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Haeberli, W. (1973). Die Basis- Temperatur der Winterlichen Schneedecke als Möglicher Indikator für die Verbreitung von Permafrost in den Alpen. Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie.
Google Scholar
Haeberli, W. (1975). Untersuchungen zur Verbreitung von Permafrost. Mitteilung der Versuchsanstalt fuer Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie and der ETH Zuerich.
Google Scholar
Хэберли В. и Грубер С. (2008). «Проблемы исследования вечной мерзлоты на крутых и холодных склонах: альпийская перспектива», в Труды 9-й Международной конференции по вечной мерзлоте (Фэрбенкс, штат AK), 597–605.
Google Scholar
Хэберли В. и Бенистон М. (1998). Изменение климата и его влияние на ледники и вечную мерзлоту в Альпах. Ambio 27, 258–265.
Google Scholar
Харрис К., Фондер Мюлл Д., Исаксен К., Хэберли В., Соллид Дж., Кинг Л. и др. (2003). Прогревающаяся вечная мерзлота в европейских горах. Glob. Планета. Изменить 39, 215–225. DOI: 10.1016 / j.gloplacha.2003.04.001
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Хэй, Л., Уилби, Р., и Ливсли, Г. (2000). Сравнение сценариев изменения дельты и уменьшенного масштаба ГКМ для трех горных бассейнов в США. J. Am. Водный ресурс. Доц. 36, 387–397. DOI: 10.1111 / j.1752-1688.2000.tb04276.x
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Генри, Х. А. Л. (2008). Изменение климата и динамика промерзания почв: исторические тенденции и прогнозируемые изменения. Клим. Изменить 87, 421–434. DOI: 10.1007 / s10584-007-9322-8
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Гольцлаг, А., и Де Брюин, Х. (1988). Прикладное моделирование баланса ночной поверхностной энергии над сушей. J. Appl. Meteorol. 27, 689–704. DOI: 10.1175 / 1520-0450 (1988) 027 <0689: AMOTNS> 2.0.CO; 2
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Иль Чжон Д. и Сушама Л. (2018). Дождь на снегу над Северной Америкой на основе двух канадских региональных климатических моделей. Клим. Дин. 50, 303–316. DOI: 10.1007 / s00382-017-3609-x
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Исаксен, К., Ødegård, R. S., Etzelmüller, B., Hilbich, C., Hauck, C., Farbrot, H., et al. (2011). Деградация вечной мерзлоты в горах на юге Норвегии: пространственная и временная изменчивость средних температур грунта, 1999-2009 гг. Permaf. Перигль. Процесс. 22, 361–377. DOI: 10.1002 / ppp.728
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Касте, О., Остнес, К., Вестгарден, Л.С., и Райт, Р. (2008). Манипуляции со снегом в небольших водосборах в верховьях Сторгамы, Норвегия: влияние на вымывание неорганического азота. AMBIO J. Hum. Environ. 37, 29–37. DOI: 10.1579 / 0044-7447 (2008) 37 [29: MOSISH] 2.0.CO; 2
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Краутблаттер М., Функ Д. и Гюнцель Ф. К. (2013). Почему вечная мерзлота становится нестабильной: механическая модель породы и льда во времени и пространстве. Earth Surf. Процесс. Формы суши 38, 876–887. DOI: 10.1002 / esp.3374
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Laternser, M., and Schneebeli, M.(2003). Многолетние тренды снежного климата Швейцарских Альп (1931–99). Внутр. J. Climatol. 23, 733–750. DOI: 10.1002 / joc.912
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ленинг, М., Бартельт, П., Браун, Б., и Фирц, К. (2002a). Физическая модель SNOWPACK для швейцарского предупреждения о лавинах: часть III: метеорологическое воздействие, формирование тонкого слоя и оценка. Холодная рег. Sci. Technol. 35, 169–184. DOI: 10.1016 / S0165-232X (02) 00072-1
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ленинг, М., Бартельт, П., Браун, Б., Фирц, К., и Сатьявали, П. (2002b). Физическая модель SNOWPACK для швейцарского предупреждения о сходе лавин: часть II: микроструктура снега. Холодная рег. Sci. Technol. 35, 147–167. DOI: 10.1016 / S0165-232X (02) 00073-3
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ленинг, М., Бартельт, П., Браун, Б., Русси, Т., Стёкли, У., и Циммерли, М. (1999). Расчеты модели снежного покрова для предупреждения о лавинах на основе новой сети метеорологических и снежных станций. Холодная рег.Sci. Technol. 30, 145–157. DOI: 10.1016 / S0165-232X (99) 00022-1
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Линг, Ф., и Чжан, Т. (2003). Влияние сроков и продолжительности сезонного снежного покрова на активный слой и вечную мерзлоту в Арктике Аляски. Permafrost Periglac. Процесс. 14, 141–150. DOI: 10.1002 / ppp.445
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Лопес-Морено, Дж. (2005). Последние изменения высоты снежного покрова в Центральных испанских Пиренеях. Arct. Антарктида. Альп. Res. 37, 253–260. DOI: 10.1657 / 1523-0430 (2005) 037 [0253: RVOSDI] 2.0.CO; 2
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Лопес-Морено, Дж., Гойетт, С., Бенистон, М., и Альвера, Б. (2008). Чувствительность энергетического баланса снега к климатическим изменениям: прогноз снежного покрова в Пиренеях в 21 веке. Клим. Res. 36, 203–217. DOI: 10.3354 / cr00747
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Лютчг, М., Бартельт, П., Ленинг, М., Стоекли, В., и Хэберли, В. (2003). «Численное моделирование процессов взаимодействия между снежным покровом и альпийской вечной мерзлотой», в 8th International Conference on Permafrost Proceedings (Lisse; Zürich: Swets & Zeitlinger), 697–702.
Google Scholar
Luetschg, M., and Haeberli, W. (2005). Эволюция вечной мерзлоты в Швейцарских Альпах в условиях меняющегося климата и роль снежного покрова. Norweg. J. Geogr. 59, 78–83. DOI: 10.1080 / 00291950510020583
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Лютчг, М., Ленинг, М., и Хэберли, В. (2008). Чувствительное исследование факторов, влияющих на теплую / тонкую вечную мерзлоту в Швейцарских Альпах. Дж. Глациол . 54, 696–704. DOI: 10.3189 / 002214308786570881
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Марти К. и Кляйн Г. (2015). «Автоматический алгоритм проверки достоверности измерений высоты снежного покрова станциями ИМИС», в документе Swiss Geoscience Meeting (Базель).
Google Scholar
Mellander, P., Löfvenius, M.O., и Лаудон, Х. (2007). Влияние изменения климата на температуру снега и почвы в древостоях сосны обыкновенной северной. Клим. Изменить 85, 179–193. DOI: 10.1007 / s10584-007-9254-3
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Национальный центр климатического обслуживания, Z. Ch3018 (2018), Ch3018 — Климатические сценарии для Швейцарии, Технический отчет . Национальный центр климатического обслуживания.
Google Scholar
Ноецли, Дж., Грубер, С., Коль, Т., Зальцманн, Н., и Хэберли, В. (2007). Трехмерное распределение и эволюция температур вечной мерзлоты в идеализированном высокогорном рельефе. J. Geophys. Res. 112. doi: 10.1029 / 2006JF000545
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Филлипс, М., Вольтер, А., Люти, Р., Аманн, Ф., Кеннер, Р., и Бюлер, Ю. (2017). Обрушение скального откоса в недавно удаленной ледяной стенке вечной мерзлоты в Пиц-Кеш, Восточные швейцарские Альпы), февраль 2014 г. Earth Surf. Процесс. Landf. 42, 426–438.DOI: 10.1002 / esp.3992
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Раванель, Л., Делайн, П. (2011). Влияние климата на камнепады в высокогорных крутых скальных стенах: северная сторона Эгюий-де-Шамони (массив Монблан) с конца «малого ледникового периода». Голоцен 21, 357–365. DOI: 10.1177 / 0959683610374887
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Раванель, Л., Магнин, Ф., Делайн, П. (2017). Воздействие летних волн тепла 2003 и 2015 годов на скальные стены, затронутые вечной мерзлотой, в массиве Монблан. Sci. Tot. Environ. 609, 132–143. DOI: 10.1016 / j.scitotenv.2017.07.055
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Рихтер Б., ван Хервейнен А., Ротах М. и Швейцер Дж. (2018). «Чувствительность смоделированной нестабильности снега к входной метеорологической неопределенности», в материалах International Snow Science Workshop Proceedings (Insbruck), 1186–1190.
Google Scholar
Шаап М., Лей Ф. и Ван Генухтен М. (2001).ROSETTA: компьютерная программа для оценки гидравлических параметров почвы с иерархическими функциями педотрансфера. J. Hydrol. 251, 163–176. DOI: 10.1016 / S0022-1694 (01) 00466-8
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Шлёгль, С., Ленинг, М., Нисимура, К., Хувальд, Х., Каллен, Н. Дж., И Мотт, Р. (2017). Как действуют поправки на устойчивость в устойчивом пограничном слое над снегом ?. Пограничный слой Meteorol . 165, 161–180. DOI: 10.1007 / s10546-017-0262-1
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Шмуки, Э., Марти, К., Фирц, К., и Ленинг, М. (2014). Оценка смоделированной высоты снежного покрова и водного эквивалента снега на трех контрастных участках в Швейцарии с использованием моделирования SNOWPACK, основанного на вводе различных метеорологических данных. Холодная рег. Sci. Technol. 99, 27–37. DOI: 10.1016 / j.coldregions.2013.12.004
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Шмуки, Э., Марти, К., Фирц, К., и Ленинг, М. (2015). Моделирование реакции снега 21 века на изменение климата в Швейцарии с помощью набора RCM. Внутр. J. Climatol. 35, 3262–3273. DOI: 10.1002 / joc.4205
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Stoffel, M., Schneuwly, D., Bollschweiler, M., Lièvre, I., Delaloye, R., Myint, M., et al. (2005). Анализ активности камнепадов (1600–2002 гг.) В защитном лесу — тематическое исследование с использованием дендрогеоморфологии. Геоморфология 68, 224–241. DOI: 10.1016 / j.geomorph.2004.11.017
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Вендлер Г. и Келли Дж.(1988). Об альбедо снега в Антарктиде: вклад в IAGO. J. Glaciol. 34, 19–25. DOI: 10.1017 / S0022143000009011
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Вевер Н., Комола Ф., Бавай М. и Ленинг М. (2017). Моделирование влияния процессов на поверхности снега на динамику влажности почвы и формирование речного стока на высокогорном водосборе. Hydrol. Earth Sys. Sci . 21, С. 4053–4071.
Google Scholar
Вевер, Н., Фирц, К., Миттерер, К., Хирасима, Х., и Ленинг, М. (2014a). Решение уравнения Ричардса для снега улучшает оценки стока талых вод снежного покрова в подробной многослойной модели снежного покрова. Криосфера 8, 257–274. DOI: 10.5194 / TC-8-257-2014
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Вевер, Н., Йонас, Т., Фирц, К., и Ленинг, М. (2014b). Моделирование модулирующего эффекта снежного покрова в случае дождя на снегу. Hydrol. Earth Syst. Sci. 18, 4657–4669.DOI: 10.5194 / hess-18-4657-2014
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Вевер Н., Шмид Л., Хейлиг А., Эйзен О., Фирц К. и Ленинг М. (2015). Верификация модели многослойного снежного покрова с различными схемами водного транспорта. Криосфера 9, 2271–2293. DOI: 10.5194 / TC-9-2271-2015
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Чжан Т. (2005). Влияние сезонного снежного покрова на термический режим земли: обзор. Ред.Geophys. 43. DOI: 10.1029 / 2004RG000157
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Zhang, T., Osterkamp, T., and Stamnes, K. (1997). Влияние климата на активный слой и вечную мерзлоту на Северном склоне Аляски, США. Permafrost Periglac. Процесс. 8, 45–67. DOI: 10.1002 / (SICI) 1099-1530 (199701) 8: 1 <45 :: AID-PPP240> 3.0.CO; 2-K
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Чжан Т., Стамнес К. и Боулинг С. (1996). Влияние облаков на поверхностные радиационные потоки и таяние снега в Арктике и Субарктике. J. Clim. 9, 2110–2123. DOI: 10.1175 / 1520-0442 (1996) 009 <2110: IOCOSR> 2.

РубрикаРазное

Изменение температуры земли с глубиной: Тепло Земли | Наука и жизнь

Тепло Земли | Наука и жизнь

Температура почв

О тепловом состоянии внутренних частей земного шара

Тепловой режим атмосферы

Причины изменений температуры воздуха

Тепловой баланс земной поверхности

Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы

Влияние растительного покрова на температуру поверхности почвы

Распространение тепла в глубь почвы

Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды

Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Изменение суточной амплитуды температуры с высотой

Непериодические изменения температуры воздуха

Междусуточная изменчивость температуры

Заморозки

Годовая амплитуда температуры воздуха

Континентальность климата

Индексы континентальности

Типы годового хода температуры воздуха

Возмущения в годовом ходе температуры воздуха

Изотермы. Приведение температуры к уровню моря

Географическое распределение температуры воздуха у земной поверхности

Температуры широтных кругов, полушарий и Земли в целом

Ускорение конвекции

Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для сухого воздуха

Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для насыщенного воздуха

Суточный ход стратификации и конвекции

Стратификация воздушных масс

Инверсии температуры

Приземные инверсии

Инверсии в свободной атмосфере

Страница не найдена | Институт геологии

Ученые собираются бурить лед Антарктиды на глубину 3 км. Это поможет спрогнозировать темпы глобального потепления

Что лед может рассказать нам о прошлом?

Что мы уже знаем благодаря предыдущему ледяному керну?

В чем могла быть причина смены циклов?

Как выбирали точку бурения

Озера по-разному реагируют на изменения климата

GEO ExPro — Углубляясь в жару

Drilling Deeper

Изменение температуры грунта по глубине пласта в ледяной тундре [v1]

Укажите как:

Абстрактный

Тематические области

Комментарии (0)

что это?

(PDF) Измерения температуры грунта на разных глубинах

Температурные колебания подземного грунта с глубиной в течение типичных дней…

Под землей | Журнал Architect

границ | Изменения климатологии, снежного покрова и температуры земли в высокогорных районах

1. Введение

2. Данные и методы

2.1. Входные данные

2.2. Изменение климата

2.3. Установка для моделирования

2.4. СНОУПАК

2.4.1. Инициализация параметра

2.4.2. Установка для моделирования

3. Результаты и обсуждение

3.1. Проверка

3.2. Период изменения климата

3.2.1. Высота снега

3.2.2. Температура земли

3.3. Неопределенности

4. Заключение

Взносы авторов

Финансирование

Конфликт интересов

Благодарности

Дополнительные материалы

Список литературы

Добавить комментарий Отменить ответ