CC BY
37
УДК 551.58: 556.1 (571.1)
О. В. МЕЗЕНЦЕВА
Омский государственный педагогический университет
КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА АДВЕКЦИИ ТЕПЛА
НА ТЕРРИТОРИИ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
В работе приводится методика расчета показателей структуры теплоэнергетических ресурсов климата, а также представлено территориальное распределение показателя адвекции климата, равного отношению вертикальной составляющей горизонтального переноса тепла воздушными массами над поверхностью Земли и ветчины теплоэнергетических ресурсов климата. Приведено сравнение предлагаемого коэффициента континентальности климата, определенного с учетом адвективного тепла, с коэффициентом континентальности С.П.Хромова для территории Западной Сибири.
В данной работе приводится методика количественной оценки степени континентальности климата, основанная на использовании энергетического подхода в сравнении с традиционно используемыми данными о широте и амплитуде температур.
Адвекцией тепла (холода) в метеорологии называется перенос тепла воздушными массами. В связи с переносом воздушных масс в умеренных широтах с запада на восток Атлантика обогревает зимой Евразию. Это влияние распространяется далеко вглубь материка. Количественные критерии выделения территориальных пределов обогревающего влияния океанов на климат континента и количественная оценка адвективного поступления энергии к земной поверхности были определены впервые в работах [1,2]. В теории экзоэнергетики климата [1,5] введено понятие «теплоэнергетические ресурсы климата» (ТЭР), или Тк. ТЭР климата складываются из солярной составляющей (Л+) и адвективеной составляющей (Р+) потока энергии к земной поверхности в средний год
Тк = + Р+ . (1)
Коротковолновая составляющая годовых ТЭР климата в пределах Сибири согласно [2,3,6 ] изменяется субширотно, а ее значения увеличиваются от 800-900 МДж/м2 на севере Таймыра, 1100 МДж/м2 на побережьях Ямала, Гыданского полуострова до 2000-2500 МДж/м2 на юге Западной Сибири. Для Европейской части материка величина изменяется от 1 100-1600 МДж/м2 на Скандинавском и Кольском полуостровах до 1700-2300 МДж/м2 на СевероГерманской низменности, Польской равнине и до 2500-3300 МДж/м2 на побережьях Черного и Средиземного морей.
Величина Р+ представляет собой вертикальную составляющую горизонтального переноса тепловой энергии воздушными массами над поверхностью Земли. В Арктике зимой в среднем приблизительно 1 раз в 5 суток при прохождении циклонов происходит повышение температур воздуха и подстилающей поверхности. За счет этого средняя за зиму величина Р+ достигает на архипелагах Северного Ледовитого океана вблизи побережий Евразии 300 МДж/м2, на полуострове Таймыр 200-280 МДж/м2, на Аркти-
ческом побережье Сибири - 100-200 МДж/м2. В глубине материка, куда теплые воздушные массы не проникают из-за влияния Азиатского антициклона зимой, приток тепловой энергии от атмосферы не превышает 20 МДж/м2, т.е. практически отсутствует. На Европейской части континента значения адвективной составляющей ТЭР климата (Р+) уменьшаются с северо-запада на юго-восток от 600-1000 МДж/м2 на побережьях Северного и Норвежского морей до 400-600 МДж/м2 на Прикаспийской низменности, и до 50-400 МДж/м2 на Придунайских и Причерноморских равнинах.
Территориальные пределы обогревающего влияния океанов ограничены изолинией Р+ = 0, охватывающей центральные континентальные районы Евразии, наиболее удаленные от Атлантики и отделенные от Тихого океана системой идущих вдоль побережий хребтов, препятствующих поступлению воздушных масс [ 1 ]. Хотя в отдельные годы влияние Атлантики сказывается и на районах с резко континентальным климатом. Так, например, в 2002-2003 гг. атлантическое тепло в течение всей зимы приходило в центральную Якутию.
Показателем доли адвективной составляющей в величине ТЭР климата является коэффициент адвекции
= Р+/Тв ■ (2)
который можно определить с помощью карт исходных величин Р+ и Тк, приведенных в работе [1], а также рассчитать, используя следующие зависимости:
Тк= 1910 + 52,61п, (3)
где 1:п - средняя годовая температура подстилающей поверхности, °С. Температура поверхности может быть определена в зависимости от средней многолетней годовой температуры воздуха по формулам:
1П=116^В при 0 < 1в < 5"С
*„ = 1.32-*в + 2 при 1В > 5°С
1„ = 1В при1в<0°С.
Значения 1п могут быть определены также для теплых стран по формуле [1,3]
*„ = 1.8.1в0-« , (4)
где ^ - средняя годовая температура воздуха в приземном слое,°С.
Адвективную составляющую ТЭР климата за зимний период, когда происходит наиболее активное поступление адвективного тепла, можно также рассчитать по балансовому уравнению [1]
Рт+ = (1т-Ит+)-Вт+"Ст+, (5)
где 1т - теплоэнергоресурсы климата за зимний (радиационно-темный) период; ЬЦ."1" - солярная составляющая ТЭР климата за тот же период;
1Ц." = 1Т-ИТ+ - отток тепла от подстилающей поверхности в атмосферу за радиационно-темное время года;
Вт+- зимнее выхолаживание деятельного слоя земной поверхности;
Ст+ - поступление тепла к подстилающей поверхности в результате конденсации водяных паров атмосферы.
Уравнение баланса радиационных потоков (5) справедливо для зимнего периода, когда затраты тепловой энергии на испарение (П.) и ее отток от деятельного слоя земной поверхности к приземному слою воздуха (Рт) в холодных странах стремятся к нулю. Величину Рт+можно приравнять к годовой величине Р+ для холодных регионов Земли.
В результате анализа территориального распределения коэффициента адвекции аш|у, можно отметить следующие географические закономерности. Адвективная доля ТЭР климата на Земле Франца-Иосифа, Исландии, о.Ян-Майен достигает 35% и более; на Новой Земле, севере Таймыра,на Северо-Германской низменности, Польской равнине, в центре Русской равнины - 20-25%; на юге Русской равнины -15-20%, в нижнем течении Оби и Енисея аа(|у составляет 5-15 %. В районах же с континентальным климатом доля адвективной составляющей ТЭР климата а0[|1, снижается практически до нуля (юг Западной Сибири - а менее 5%). На рис. 1 четко прослеживается барьерное влияние хребтов , в том числе Урала, на территориальное распределение коэффициента адвекции тепла аа[К .
Территориальное распределение величины аа()> количественно характеризует степень воздействия Атлантики на структуру теплового баланса Западной
Сибири (рис.1), или показывает степень адвектив-ности климата как долю адвективной составляющей в структуре ТЭР. Логично было бы рассматривать, исходя из структуры теплоэнергетических ресурсов климата, остальную их долю а5 в качестве коэффициента континентальности климата
(7)
Данный подход является генетическим, так как он учитывает причину формирования обеих составляющих и их вклад в величину ТЭР климата любой территории независимо от ее расположения и других характеристик. Поэтому данный коэффициент кон-тиненальности универсален для всей поверхности суши.
Обычно применяемый в климатологии эмпирический коэффициент континентальности климата С.П.Хромова учитывает широту места и амплитуду температур, как косвенный показатель континентальности, и не дает генетической расшифровки данного явления
К = (Д1 - 5,4« бш <р) / Д1 , (8)
где Д1 - средняя годовая амплитуда температуры приземного воздуха, "С; Ф - географическая широта, град.
При анализе формулы 8 видно, что полное отсутствие адвекции тепла или резкая континенталь-ность климата (К = 1) возможны лишь при широте Ф = 0 градусов, то есть на экваторе, в случае если там имеется обширная суша. Данные условия ограничивают интервал применения этой эмпирической формулы, так как очевидно, что материки имеют разное географическое расположение и размеры. Так, например, для Евразии эти условия не соблюдаются, территория с резко континентальным климатом в пределах данного материка лежит далеко к северу от экватора, однако в пределах северной части материка (например, в условиях Сибири) общая тенденция изменения величин К и а5 совпадает. Это видно из данных таблицы 1. Ниже в таблице 1 приведены значения величин К и а5 для некоторых пунктов, расположенных в пределах Западной Сибири,а также вдоль Северного полярного круга .
Таблица 1
Величины
коэффициента континентальности климата С. П. Хромова К и коэффициента континентальности а5, определенного с учетом структуры теплоэнергетических ресурсов климата
№ Станция Ф, град М, град К
1 Марре-Сале 71 28,5 0,821 0,85
2 Новый Порт 68 35,8 0.В60 0,90
3 Няксимволь 63 36,5 0,867 0,95
4 Омск 55 37,5 0,882 0,9В
5 Полтавка 54 37,6 0,884 1,00
7 Салехард 66,5 38 0,87 0,93
8 Яр - Сале 66,5 36 0,86 0,91
Рис.1. Территориальное распределение коэффициента адвекции тепла ааЛ для Западной Сибири.
Сравнивая эмпирический К и генетический а5 коэффициенты континентальности, можно отметить более четкую энергетическую сущность величины а3 , которая при использовании совместно с коэффициентом адвекции аас1у может быть использована эффективнее для количественной оценки структуры теплоэнергетических ресурсов климатов отдельных регионов Земли.
Библиографический список
1. Карнацевич И.В. Расчетытепловыхиводныхресурсовмалых речных водосборов на территории Сибири. 4.1. Теплоэнергетические ресурсы климата и климатических процессов./ Учебное пособие, Омск,ОмСХИ,1989.-76с.
2. Карнацевич И.В.Энергетические ресурсы земной поверхности в холодных странах.//Изв. РГО, 1995, Т.127,вып.6,с. 10-17.
3. Карнацевич И.В.,Тусупбеков Ж,А. Карта криоклиматичес-кой характеристики территории Евразии. //Иэв.РГО, 1996,Т. 128, вып.3,с.64-65.
4. Карнацевич И.В. Теплоэнергетические ресурсы климатов Антарктиды. //Водохозяйственные проблемы освоения Сибири. Сб. научных тр. Омского гос.агроуниверситета.Омск, 1996,с.28-35.
5. Мезенцев B.C., Белоненко Г.В., Березников К.П. и др. Уравнение теплоэнергетического баланса процесса суммарного испарения. // Научн. тр, Омского СХИ, 1966,с. 111-118.
6. Мезенцев B.C., Карнацевич И.В. Увлажненность ЗападноСибирской равнины.-Л, Гидрометеоиздат,1969.
7. Мезенцева О.В. Методика расчета теплоэнергетических ресурсов процессов тепло- и влагообмена. //Гидрология и гидротехнические мелиорации,Омск,Изд.ОмСХИ,1982,с.65-71.
8. Мезенцева О.В. Естественная тепловлагообеспеченность южного междуречья Оби и Енисея. /Метеорология, климатология и гидрология: Респ. межвед. науч. сб., Изд. Вшца школа, Киев-Одесса, 1983, вып.19,с. 17-24.
9. ОсновныеданныепоклиматуСССР. -Обнинск, 1976.
МЕЗЕНЦЕВА Ольга Варфоломеевна, кандидат географических наук, доцент, заведующая кафедрой физической географии.
УДК 551.58:556.1(571.1) И. М. АБЛОВА
И. В. КАРНАЦЕВИЧ
Омский государственный педагогический университет
РЕЖИМ ВЛАЖНОСТИ ПОЧВОГРУНТОВ НА СУХОДОЛАХ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ В СРЕДНИЙ ГОД_
В статье анализируется зависимость влажности почвогрунтов в зависимости от теплоэнергетических ресурсов испарения и годового количества осадков.
Одной из основных проблем гидрологии суши и современной физической географии, занимающейся изучением строения и функционирования геосистем, являе тся проблема количественной оценки соотношения тепловых и водных ресурсов и их потенциалов, как категорий, определяющих в значительной мере типы ландшафтов, условий их дренирования, их дифференциацию и перспективы хозяйственного использования.
Дренирование деятельного слоя почвогрунтов осуществляется двумя механизмами: тепловым (испарение части влаги) и гравитационным (поверхностный и подземный сток). Преобладание того или иного типа дренирования зависит от структур теплового и водного балансов. Уравнение водного баланса для любого интервала времени записывается [2] в виде:
Н = КХ + Ш,-Ш2= г + У, (1)
где КХ - общее увлажнение (исправленные атмосферные осадки), мм
V/,, - запасы влаги в почвогрунтах в начале и конце интервала, мм;
для среднего года разность V/, - = 0, поскольку всюду на суше в многолетии влажность остается неизменной;
Ъ - суммарное испарение, мм
У- суммарный сток (поверхностный и подземный), мм Н — суммарное увлажнение, мм; зависящее от процессов стока и испарения; в средний год Н = КХ.
В средний год степень увлажнения почвогрунтов зависит только от годового количества осадков КХ и величины теплоэнергетических ресурсов испарения Т2 [1]:
Уг= ил/Тг, (2)
где V — средняя влажность деятельного слоя земной поверхности в долях наименьшей влагоемкости; г — параметр, характеризующий способность почвы проводить влагу и расходовать ее на испарение; Ь- удельная теплота парообразования, равная 2,512 МДж/ (м2мм)
Расчеты элементов водного и теплового балансов были произведены для среднего годового периода по материалам 238 метеорологическим станциям Западно-Сибирской равнины. При этом использовались опубликованные Гидрометслужбой данные об исправленных нормах годовых осадков (СК СССР, вып.9, 17, 18,20,21, ч.IV], атакже о средних многолетних значениях месячных и годовых норм температуры воздуха (СК СССР, вып.9, 17, 18,20, 21,ч.П). Теп-
