Положительная температура воздуха: Положительная температура — Большая Энциклопедия Нефти и Газа, статья, страница 1

Положительная температура — Большая Энциклопедия Нефти и Газа, статья, страница 1

Положительная температура

Cтраница 1

Положительные температуры для стенок резервуаров сжиженных газов ( при их наземной установке) не поднимаются выше максимальных значений температур, возникающих в атмосфере, и, как правило, не превышают 60 С.  [1]

Положительная температура указана на основании накопленного эксплуатационного опыта. Экспериментами установлена, что герметичность не нарушается при более высокой температуре нагрева, достигающего 250 С. Однако возможность эксплуатации герметичных корпусов при указанной температуре нуждается в длительной проверке.  [3]

Положительные температуры, а также температуры до минус 20 С измеряют обычными ртутными термометрами, если места замеров удобны для наблюдений и позволяют установить термометр.  [4]

Положительные температуры ( 0 — f — 5) не обеспечивают длительного хранения сыров.  [5]

Положительные температуры в термокриокамере создаются электроспиралью, намотанной на внутренний муфель, а отрицательные — путем впрыскивания жидкого азота между двумя цилиндрами. Жидкий азот подается из сосуда Дьюара через электромагнитный клапан и гибкий азото-провод. Управляется термокриока-мера аппаратурой, размещенной в пульте.  [6]

Положительная температура внутри контейнеров создается за счет тепла продукции скважины, циркулирующей в линиях и сепараторе. При низких температурах наружного воздуха, когда такой обогрев оказывается недостаточным, включаются электрические обогреватели. Для проветривания контейнера предусмотрены два вентилятора. Все электрооборудование, установленное внутри контейнера, включая светильники, выполнено во взрывозащищенном исполнении.  [7]

Положительные температуры в термокриокамере создаются электроспиралью, намотанной на внутренний муфель, а отрицательные — путем впрыскивания жидкого азота между двумя цилиндрами. Жидкий азот подается из сосуда Дьюара через электромагнитный клапан и гибкий азото-провод. Управляется термокриока-мера, аппаратурой, размещенной в пульте.  [8]

Положительная температура рельсов при расчетах принимается на 20 больше температуры воздуха, а отрицательная температура воздуха и рельса принимается приблизительно одинаковой.  [10]

Положительная температура рельсов при расчетах принимается на 20 С больше температуры воздуха, а отрицательная температура воздуха и рельса принимается приблизительно одинаковой.  [11]

Положительную температуру внутри помещения сохраняют и после окончания малярных работ, так как в противном случае вытесненная влага возвращается и вновь увлажняет штукатурку.  [12]

Предельную положительную температуру для стенок труб принимают из учета обеспечения допустимых температурных напряжений в металле труб, а также из условий сохранности изоляции.  [13]

Положительной температурой принято считать температуру выше 0 С ( точка таяния льда), отрицательной — ниже 0 С.  [14]

Введена положительная температура хранения зернистой икры лососевых рыб.  [15]

Страницы:      1    2    3    4    5

Метеорологический режим и климат.3 Температура воздуха . Белое Море

 

3.1. Годовой ход

Годовой ход температуры воздуха — результат действия основных факторов формирования климата— в разных районах моря отражает особенности климатообразующих процессов в них. Эти особенности определяют форму кривом годового хода, время наступления экстремальных температур, интенсивность нарастания и падения температуры от месяца к месяцу (табл. 3.1).

 

 

В открытых районах моря разность самого холодного и самого теплого месяцев составляет 18— 21 °С (рис. 3.1), над заливами и побережьями — 23—28 °С.

Самым холодным месяцем на море является февраль (—9…— 11°С) и только в вершинах Онежского и Двинского заливов, где влияние континента проявляется сильнее,— январь. Разность между средней месячной температурой воздуха января (—12…— 14°С) и февраля составляет 0,5—1,0 °С. Декабрь и март теплее февраля в среднем на 2—4 °С.

В отдельные годы наименьшая средняя месячная температура может наблюдаться в любой из зимних месяцев с декабря по март (табл. 3.2), а на севере моря иногда в апреле. Вероятность наименьшей средней месячной температуры в феврале составляет более 45% в Воронке, 40—45% в открытой части Бассейна и менее 40% на побережье заливов. На большей части моря средняя месячная температура в январе ниже, чем в марте, только на севере Воронки наблюдается обратное соотношение. К вершинам заливов увеличивается повторяемость наиболее низкой средней месячной температуры, приходящейся на первую половину зимы (декабрь— январь). 

В периоды сильно развитой циклонической деятельности, при выносах теплых масс морского воздуха с Атлантики температура может повыситься среди зимы до 2—5 °С тепла. Однако повторяемость положительных температур в это время мала, с января по март в 95—97% случаев они отрицательны.

Наиболее интенсивный рост температуры происходит от марта к апрелю: на 4—5°С на севере п 6—7°С у побережий. Самым теплым месяцем в южной половине моря является июль (12—15 °С), а в северной — август (9—10 °С). Средняя многолетняя температура воздуха июля и августа в открытой части моря различаются на несколько десятых долей градуса, а у южных побережий на 1—2 °С.

Максимальная средняя месячная температура в разные годы в Воронке с вероятностью около 60% приходится на август, а на заливах с вероятностью 60—70% — на июль (см. табл. 3.2). В центральной части Бассейна и Горле наибольшая средняя месячная температура может с равной вероятностью наблюдаться как в июле, так и в августе. В редкие годы (2—8%) в Бассейне наибольшая средняя месячная температура может наблюдаться в июне.

Понижение температуры воздуха в открытом море начинается в сентябре, у побережий —в августе. В Воронке средняя месячная температура в сентябре выше, чем в июне, в Горле и центральной части Бассейна ее значения в эти месяцы одинаковы, на остальной части моря июнь теплее сентября. Период падения приблизительно равен периоду роста (6 мес) или несколько больше его. Наиболее интенсивное падение (на 5—6 °С) происходит от сентября к октябрю. В это время у берегов температура воздуха становится ниже температуры воды, а над центральной частью моря они выравниваются. В октябре средняя месячная температура воздуха остается еще положительной (1—3°С), но в 10—20% лет она принимает отрицательные значения. Отрицательные средние суточные температуры над морем возможны в октябре в 20% случаев, у побережий— в 25—30%, в Мезенском заливе—в 40%.

Устойчивый переход средней суточной температуры через 0°С весной раньше всего начинается на юге Онежского залива — в середине апреля. Вследствие протяженности моря с севера на юг и различной интенсивности процесса этот переход для моря в целом происходит в течение месяца и позднее всего заканчивается в Воронке — в начале второй декады мая (рис. 3.2 а). Осенью переход положительных значений температуры к отрицательным более скоротечен (рис. 3.2 б): начинается в середине октября в Мезенском заливе и завершается на всем море в конце месяца.

В отдельные годы бывают отклонения от этих средних данных. Так, переход средней суточной температуры весной в Двинском заливе в 5% случаев бывает в начале первой декады апреля, в 95% — в начале первой декады мая; осенью переход к отрицательным значения в 5% случаев происходит в конце первой декады октября, в 95% — в середине второй декады ноября.

Продолжительность периода с устойчивой отрицательной средней суточной температурой воздуха на акватории моря составляет от 170 на юго-западе до 200 сут у Каминского берега (рис. 3.3).

Период, когда температура воздуха устойчиво держится ниже —10°С, равен 40—50 сут за зиму в открытых районах моря и 50—70 сут у побережий и над мелководными заливами. Устойчивого перехода средней суточной температуры через —15 °С не наблюдается, хотя отдельные дни с указанной температурой отмечаются с декабря по март повсеместно: от 14—20 сут на большей части моря до 30 сут и более на вершинах заливов.

Летом устойчивый переход средней суточной температуры через 10 °С происходит только в южной половине моря и Горле, причем в Горле продолжительность периода с температурой выше 10°С составляет 15—16, в Бассейне 60—70, на заливах — до 90 сут. Средняя суточная температура устойчиво переходит через 15 °С только в вершинах Двинского и Онежского заливов, в других частях моря наблюдаются отдельные дни с такой температурой в июне — августе.

О межгодовой изменчивости средней месячной температуры воздуха можно судить по средним квадратическим отклонениям (см. табл. 3.1). Их наибольшие значения наблюдаются в зимние месяцы, что обусловлено интенсивной циркуляцией атмосферы в это время гола. Вторичным максимум наблюдается в июле под действием отепляющего влияния прогретого континента. Основной минимум приходится на сентябрь. Минимальные значения межгодовой изменчивости присущи переходным сезонам.

Пространственная картина межгодовой изменчивости средней месячной температуры воздуха в январе представлена на рис. 3.4. Наибольшие значения характерны для вершин заливов —4 °С, наименьшие — для северо-запада Воронки — 2 °С. В центральных частях Бассейна они составляют 3°С. В другие месяцы средние квадратические отклонения в разных частях моря не различаются более чем на 1 °С.

Несомненный интерес представляет разность между средними месячнымизначениямн температуры воздуха смежных лет ΔТ_мес (табл. 3.3). Январские температуры в последовательные (смежные) годы в 30—35 % случаев различаются не более чем на 2°С, в 30 % — на 2—4°С. Случаи, когда январь последующего года холоднее или теплее предыдущего на 6—10 °С, в Воронке наблюдаются реже (13,4%), чем в районе Соловков (17,4 %), хотя среднее квадратическое отклонение температуры в этих районах одинаково. Это свидетельствует о существовании различий во временной корреляции средней месячной температуры в указанных районах.

 

 

Температура весенних месяцев соседних лет (апрель) различается меньше, чем зимних: в 50—55% случаев не более чем на 2 °С и очень редко (2— 4%) на 6—8°С. Контрастность июльских температур смежных лет возрастает с запада на восток. Так, в Онежском заливе (Соловки) более чем в 60% случаев июльская температура воздуха различается на 0—2°С, у восточных берегов Двинского залива и в Мезени такие различия возможны только в 32— 37%. Температура осенних месяцев (октябрь), как и весенних, мало изменчива на всем море: в 55 — 65% случаев различается не более чем на 2 °С.

3.2. Сезонная температура воздуха и ее межсезонные изменения

Кривая годового хода дает представление о межсезонных изменениях температуры воздуха и позволяет оценить их по разности температур центральных месяцев сезонов. Однако этот метод оценки не совсем удобен, так как наивысшая и наинизшая температура наступает не одновременно над всем морем. Поэтому вычислены разности средней температуры за соответствующие сезоны.

Средняя температура воздуха зимой составляет —7…—9 СС. Заметное увеличение солнечного тепла весной вызывает рост температуры воздуха над всем морем: от 4—6°С в Воронке до 11 —12 °С на вершинах заливов (табл. 3.4 и рис. 3.5 л). В отдельные годы темпы роста могут существенно отличатся: наименьшие значения равны 1—6°С, наибольшие—7—18 «С. В связи с большой затратой тепла на таяние льдов средняя температура за весенний сезон невелика и составляет от —2 до 2 °С.

 

От весны к лету над всем морем происходит значительный рост температуры, в среднем на 9—11 °С (рис. 3.5 б). В отдельно взятые годы темпы роста могут отличаться в ±1,5 раза. Средняя температура лета возрастает с севера на юг от 7 до 14 °С. Межсезонные изменения температуры от лета к осени значительно меньше и составляют 3—6°С (рис. 3.5а), так как воды моря во второй половине лета и в начале осени обладают большой энтальпией и, участвуя в теплообмене с атмосферой, замедляют понижение температуры воздуха. У побережий заливов падение температуры происходит быстрее — на 9°С. Поле сезонной температуры воздуха довольно однородно п составляет 4—5°С.

Самые большие межсезонные изменения температуры воздуха происходят от осени к зиме (на 11 —14 °С), когда море покрывается льдом (рис. 3.5с). В отдельные годы темпы ее понижения меньше, чем в другие сезоны.

Средняя сезонная температура воздуха претерпевает менее значительные межгодовые изменения, чем средняя месячная соответствующего сезона (табл. 3.5). В табл. 3.5 приведены наибольшие и наименьшие значения сезонной температуры в отдельные годы.

Произведен расчет сезонной температуры, возможной 1 раз в 20 лет в аномально теплые п холодные сезоны. Последние определены по следующим уравнениям связи, полученным по данным береговых станции (рис. 3.6):

 

 

Сезонная температура воздуха, которая может быть равна или превышена 1 раз в 20 лет в аномально теплые сезоны и температура, которая может быть ниже указанных в аномально холодные сезоны, представлена на рис. 3.7—3.8. В холодную зиму один раз в 20 лет температура воздуха равна  —10…—12 °С, кроме Мезенского залива где опускается до —13… — 14 °С. В теплую зиму такой же вероятности температура воздуха составляет —4… —5 °С и —7… —8 °С в Мезенском заливе .

Как свидетельствуют данные табл. 3.5, наиболее холодными зимами в этом столетии были 1901/02 и и 1965/66 г., а самыми теплыми 1936/37 и 1974/75.

 

 

Разность между температурами аномально холодной и аномально теплой весны составляет 5 °С и более (рис. 3.7 6 п 3.8 б).

Разность температур аномально .холодного и аномально теплого лета составляет 4 °С и более в Онежском и Двинском заливах и 6°С и более на севере Воронки (рис. 3.7 в и 3.8 в). Температура теплой осени, возможная 1 раз в 20 лет, на 4—5 °С и более выше холодного сезона такой же вероятности (рис. 3.7 г и 3.8 г).

 

 

 

Многолетний ход сезонной температуры воздуха за период 1883—1984 гг. по ст. Соловки дан на рис. 3.9, где горизонтальные линии обозначают среднее значение температуры за данный сезон. Во все сезоны года можно выделить несколько периодов повышении и понижений сезонной температуры.

 Наиболее холодные зимы наблюдались с конца XIX в. и до середины 20-х годов XX в., затем наступил период теплых зим. во время которого отмечались наиболее теплые зимы в 30-е годы, связанные с потеплением Арктики. С середины 50-х годов вновь наступил период с холодными зимами, который продолжается и до настоящего времени. Наиболее холодными были весны в начале XX в. и в 60—70-е годы. Лето до десятилетия 1925—1934 гг. отличалось более низкой температурой, чем последующий период, в котором наиболее теплыми были сезоны с десятилетия 1929—1938rr.no 1939—1948 гг. Наиболее холодные осени наблюдались до десятилетия 1916—1925 гг., затем в течение длительного времени происходили небольшие колебания температуры, а после десятилетия 1963—1972 гг. наметилось тенденция к понижению осенних температур.

Аналогичный ход сезонной температуры характерен для всего моря, только в одних районах моря он выражен более ярко, а в других сглажен.

 

Для оценки интенсивности льдообразования на море определенный практический интерес представляет сумма отрицательных средних суточных температур (градусо-дней мороза), среднее многолетнее значение которой представлено на рис. 3.10 а. Распределение ее на акватории моря аналогично распределениям температуры воздуха в любой зимний месяц.

Существует тесная корреляционная связь (г =  0,99) между средней сезонной температурой Т_сез и суммой градусо-дней мороза Q, а именно:

 

По сезонной температуре воздуха в аномально холодным и теплый сезоны, возможные 1 раз в 20 лет, определена сумма отрицательных средних суточных температур этой же вероятности (рис. 3.10 б, в). Сравнение показывает, что сумма градусо-дней мороза в аномальные сезоны указанной вероятности различаются на 1000—1100 °С.

 

  3.3. Суточный ход

  

 Суточный ход температуры воздуха оценивается по средним многолетним значениям температуры воздуха за каждый час суток, полученным по записям термографов на береговых и островных станциях за период не менее 10 лет. Эти данные свидетельствуют, что на большей части моря наблюдает ся почти правильный синусоидальный суточный ход температуры с дневным максимумом и ночным минимумом (рис. 3.11). Но моменты наступления экстремумов неодинаковы в разные месяцы. Наиболее рано (12—14 ч) дневной максимум отмечается в первой половине зимы. При переходе от зимы к весне и к лету он наступает позже. В июле—августе наиболее высокая температура отмечается уже в 14—16 ч, а в Кандалакшском заливе — в 15—16 ч.

Минимальная температура обычно наблюдается за 1—2 ч до восхода Солнца. Например, на о. Мудьюг в декабре минимум приходится на 7—8 ч, а весной и летом на более ранние часы. В Воронке и Бассейне его наступление во время полярного дня в июне отмечается в 1 ч, а в остальных районах в 3 ч. В августе он смещается к 4—5 ч. Утренние минимумы имеют радиационное происхождение.

За полярным кругом зимой в период полярной ночи суточный ход температуры воздуха незначителен, амплитуда не превышает 0,2—0,3 °С, максимум наблюдается в вечерние или ночные часы. Ночные повышения температуры объясняются разными причинами [29]: разрушением приземной инверсии при адвекции тепла, конденсацией водяного пара с выделением скрытого тепла у верхней границы пленки холодного воздуха, увеличением облачности ночью. Вечернее возрастание температуры может быть следствием полусуточного изменения атмосферного давления воздуха, вызванного адиабатическим нагреванием [13]. В умеренных широтах указанные явления также возможны, но они не приводят к обращению суточного хода температуры воздуха, так как мало значимы по сравнению с определяющим влиянием радиационного фактора. Средиземное положение Белого моря приводит к определенному влиянию суши — увеличению амплитуды суточного хода, особенно заметному с заливах.
Основной характеристикой суточного хода температуры воздуха является амплитуда ее колебаний— разность между средними значениями температуры самого теплого и самого холодного часа. Как уже отмечалось, минимальные амплитуды наблюдаются в декабре—январе при отсутствии (на севере моря) пли малом количестве (в более южных районах) солнечной радиации и преобладании пасмурного состояния неба (рис. 3.12, табл. 3.6). С увеличением высоты Солнца во второй половине зимы и весной амплитуда периодических суточных колебаний возрастает. Однако в апреле наблюдается некоторое замедление роста, а в мае—некоторое уменьшение суточных амплитуд, связанное с таянием льдов в море и снега на побережье и островах. Максимальные амплитуды отмечаются летом или весной (чаще в апреле). Весенний максимум амплитуды обусловлен значительным притоком солнечного тепла днем при малооблачном небе и ночным выхолаживанием поверхности моря, еще покрытого льдом.
Суточные амплитуды летом мало отличаются от их значений весной в связи с тем, что формируются в условиях преобладания пасмурной погоды и туманов, хотя и при относительно большом притоке тепла в период длинного (пли полярного) дня.

Значительную часть года наименьшие амплитуды суточных периодических изменений температуры наблюдаются в Воронке и в Бассейне. На мелководных заливах и побережье они в несколько раз выше, особенно в теплое время года (табл. 3.6).

 

 

 

Внутрисуточная изменчивость температуры воздуха может быть оценена также по разности между истинной максимальной и минимальной температурами за сутки. Средняя разность за месяц или год (табл. 3.7) всегда больше амплитуды среднего суточного хода. Различия обусловлены непериодическими изменениями температуры воздуха, связанными с синоптическими процессами. Поэтому средние значения амплитуды непериодических изменений температуры (а также их дисперсия) зимой, в период интенсивной циклонической деятельности больше, чем в теплое и переходное время года (табл. 3.8). Средние значения разности максимальной и минимальной температур содержат в себе и периодическую и непериодическую составляющие, а во время полярной ночи — почти полностью определяются непериодической изменчивостью погодных условий.

Распределение средней суточной амплитуды температуры воздуха на акватории моря в центральные месяцы сезонов дано на рис. 3.13. По ряду станций для построения карт использованы данные о средней суточной амплитуде, рассчитанной как разность между средней максимальной и средней минимальной температурами воздуха за месяц. Оценки показывают, что погрешность в среднем не превышает ± (0,2.. .0,3) °С. В январе средние значения суточных изменений температуры, обусловленные синоптической изменчивостью, r удаленных от побережья районах Бассейна и Воронки равны 5— 6°С п возрастают до 7—8°С у побережья заливов, где периодические суточные изменения больше.

 

В апреле картина остается аналогичной зимней с незначительными изменениями па заливах у южного побережья, где амплитуда возрастает за счет увеличения периодической составляющей. В Воронке, наоборот, средняя суточная амплитуда несколько уменьшается вследствие того, что периодическая составляющая возрастает здесь не столь заметно, а непериодические изменения резко уменьшаются с сезонными изменениями в циркуляции атмосферы. Летом (июль) средние суточные амплитуды возрастают по сравнению с зимой и весной над всем морем до 6—7°С и особенно у южного побережья заливов (до 9—10 °С). Это увеличение в период ослабленной циркуляции атмосферы на 60—70% обязано периодическим внутрисуточным изменениям температуры.

В октябре над морем отмечаются наименьшие в году суточные изменения температуры воз- духа (3—5°С), причем на севере моря они почти полностью соответствуют непериодическим изменениям, а на юге периодические и непериодические составляющие приблизительно равны.

Приведенные значения являются средними, полученными независимо от состояния неба. Влияние облачности и влажности воздуха на суточный ход температуры является наиболее значительным и непостоянным, так как зависит от циркуляции атмосферы и состояния поверхности моря. При пасмурной погоде амплитуда обычно меньше, чем при ясной, так как уменьшаются и приток тепла от Солнца и эффективное излучение (табл. 3.7). При ясном небе зимой, когда приток солнечной радиации минимальный, амплитуда обусловлена в основном ночным излучением и, следовательно, зависит от термического состояния поверхности моря.

 

В отдельные дни суточные амплитуды довольно значительны (табл. 3.9) и наблюдаются преимущественно в зимнее время при резких изменениях погоды. Вероятность как больших (более 20—25 °С), так п малых (менее 1 °С) суточных изменений температур невелика п составляет 0,)—0,2%. Наиболее часто отмечаемые суточные амплитуды зимой на севере моря приходятся на градации 1—7 °С, на юге — на 4—10 °С. В начале зимы (ноябрь—декабрь), когда воды моря обладают еще достаточно высокой энтальпией и велико их отепляющее действие на прилегающие слои воздуха, наиболее часто отмечаются суточные амплитуды от 1 до 4 °С. Во второй половине зимы модальное значение амплитуд возрастает и смещается на градацию 4—7°С. Наибольшая изменчивость амплитуд (σ_A) отмечается зимой и летом, наименьшая — осенью. Между средним значением амплитуды и ее изменчивостью существует тесная корреляционная связь, объясняемая тем, что в статистическом распределении, ограниченном слева нулем, увеличение изменчивости вызывает рост среднего и наоборот. Таким образом, по распределению средних суточных амплитуд по акватории моря можно судить и об их изменчивости в разных его районах.

 

3.4. Междусуточнаи изменчивость

Междусуточную изменчивость в январе и июле на территории СССР исследовала Е. С. Рубинштейн [28, 29]. Для более подробного анализа этой характеристики использованы наблюдения береговых и островных станций в основном за период 1936— 1960 гг. [32, 33].

Годовой ход междусуточной изменчивости имеет два максимума и два минимума. Основной максимум наблюдается зимой в период наибольшей интенсивности циклонической деятельности. Второй, относительно небольшой максимум, отмечаемый летом, обусловлен частой сменой теплого воздуха, выносимого с суши, холодным воздухом с Баренцева моря, поступающим с преобладающими северными ветрами. Минимумы междусуточной изменчивости приходятся на переходные сезоны. Весной он вызван значительной затратой тепла при таянии льдов, что ограничивает пределы вариации температуры воздуха. В южных районах моря это наблюдается в апреле, на севере — в мае. Осенний минимум совпадает по времени с высокой энтальпией вод моря, когда на фоне сезонного понижения температуры воздуха и малом притоке солнечного тепла происходит интенсивная теплоотдача с поверхности моря в атмосферу. Циркуляция атмосферы в это время еще недостаточно активна, чтобы привести к заметному росту междусуточной изменчивости температуры воздуха, перекрыв влияние теплообмена.

По мере образования ледяного покрова теплообмен с атмосферой затрудняется, и изменчивость температуры воздуха возрастает с ростом интенсивности циркуляции атмосферы. Распределение средней (абсолютной) междусуточной разности температуры воздуха на акватории моря (рис. 3.14) во многом соответствует распределению температуры воды и в общих чертах характерно почти для всех

месяцев холодного времени года. В январе область наименьшей междусуточной изменчивости температуры воздуха 2,5 °С и менее имеет место над свободной ото льда поверхностью северной части Воронки и в Бассейне, которая образуется вследствие быстрой трансформации холодных воздушных масс над теплой водой. В прибрежной зоне и над замерзающими мелководными заливами междусуточные изменения температуры воздуха увеличиваются,так как любое даже непродолжительное прояснение неба приводит к быстрому выхолаживанию и понижению температуры воздуха. При этом создаются условия для возникновения тонкой пленки выхоложенного воздуха вблизи подстилающей поверхности с инверсионной стратификацией атмосферы. При усилении ветра, образовании облачности или адвекции воздушных масс пленка разрушается и, как следствие, повышается температура воздуха.

Весной (рис. 3.15) с уменьшением интенсивности циркуляции атмосферы уменьшается и междусуточная изменчивость температуры воздуха, а благодаря льдотаянию, которое начинается в это время на юге моря, сглаживаются и пространственные различия. В открытых районах моря средняя междусуточная изменчивость равна 1,7—1,9 °С, у побережий и на заливах — 2,0—2,4 °С.

Летом она находится в тех же пределах, что и весной (1,7—3,0 °С), а осенью (в сентябре) достигает минимальных значений: 1,1 — 1,4°С в открытых районах моря и 1,5—1,8°С у западных и южных берегов.

Междусуточная изменчивость температуры воздуха претерпевает многолетние изменения, связанные с естественными изменениями атмосферной циркуляции. На севере европейской части СССР (Кола, Архангельск) в 30-е и 40-е годы отмечалась явная тенденция к падению междусуточной изменчивости в зимний период [29]. Затем наметился некоторый рост ее. За последние 30 лет падение наблюдалось также в 50-е годы и в середине 70-х годов, а наибольшие значения отмечены в 60-е годы. Так, сравнение данных за 1936—1960 и 1961 —1980 гг. по станции Канин Нос показал, что температура последнего 20-летия отличается несколько большей изменчивостью во все сезоны года [14].

Для более полной характеристики междусуточной изменчивости температуры воздуха кроме средних значений междусуточных разностей приведены характеристики их временной изменчивости.

Осенью и зимой отрицательные междусуточные изменения температуры воздуха (понижения) возможны чаще, чем положительные (повышения), а весной н летом, наоборот, рост температуры воздуха от суток к суткам отмечается чаще, чем падение (табл. 3.10).

 

 

Весной заметное преобладание положительных междусуточных разностей отмечается на севере моря (Канин Нос) и у южных берегов (Онега). Летом такое соотношение наблюдается по всей акватории моря. Зимой и особенно осенью повышения температуры воздуха более кратковременны, чем понижения (табл. 3.11). Весной и летом, наоборот, положительные изменения температуры несколько продолжительнее отрицательных. В среднем знак сохраняется около 2 сут. Средняя интенсивность повышений и понижений температуры воздуха претерпевает сезонные и пространственные изменения (табл. 3.12). Зимой в Воронке повышения температуры более значительные, чем понижения, а в южной части моря, более изолированной от Баренцева моря и подверженной влиянию суши, наоборот, более значительны понижения. Весной в связи с сезонным ростом температуры воздуха междусуточные повышения температуры повсеместно превышают понижения. В следующие сезоны понижения и повышения температуры воздуха за сутки в Воронке в среднем почти одинаковы. У южных берегов заливов летом положительные, а в октябре отрицательные изменения температуры несколько превышают.

 

Междусуточные разности температуры воздуха в 80—95% случаев сохраняют знак до 3 сут, причем в 35—55% случаев рост пли падение температуры происходит только в течение 1 сут, а в 25—35% случаев — 2 сут и в 10—20% случаев — 3 сут (табл. 3.13). Понижения или повышения температуры воздуха, продолжающиеся 7—8 сут,—очень редкое явление.

 

Сезонные различия в повторяемости периодов с сохранением знака изменения температуры складываются следующим образом. Зимой п осенью кратковременные (1—2 сут) повышения температуры наблюдаются чаше (70—85%), чем понижения (65—70%). Продолжительные периоды (4 сут и более), наоборот, чаще возможны при понижениях температуры. Они связаны с арктическими вторжениями и последующим выхолаживанием воздуха в стационарных антициклонах при малооблачной погоде. Повышения температуры происходят при выносах теплого воздуха в циклонических образованиях, имеющих обычно большую скорость перемещения. Кроме того, теплый воздух быстро трансформируется над морем, покрытым льдом. Весной и летом наблюдается обратное соотношение, т. е. кратковременные понижения отмечаются несколько чаще (60—78%). чем кратковременные повышения (60—70%), а продолжительные периоды более вероятны при повышениях температуры. Повторяемость длительных периодов изменения температуры воздуха того и другого знака зимой больше в Воронке, чем в южной части моря, а летом увеличивается к вершинам заливов. Проявляется некоторая закономерность в наступлении наибольших междусуточных изменений температуры воздуха в зависимости от продолжительности периода. При сохранении знака междусуточных изменении в течение 2 сут наиболее резкий рост температуры в холодное время года приходится на первые, а в теплую—на вторые сутки. Резкие понижения температуры, наоборот. чаше приходятся на вторые сутки и только летом на юге моря — на первые. При повышении температуры воздуха в течение 3 сут, наибольшие изменения во все сезоны происходят на вторые сутки. При такой же длительности понижения температуры наибольшие изменения приходятся также на вторые сутки и только на севере моря весной и летом— на первые. При сохранении знака до 4 сут значительное повышение температуры возможно в основном в холодный период на третьи, а в теплый— на вторые сутки. Столь же длительные понижения вызывают наиболее резкое падение температуры зимой и весной на третьи сутки, а летом — первые — вторые сутки.

 

3.5. Повторяемость и продолжительность низкой температуры

 

Понятие «низкая температура» не является однозначным. Пороговые значения температуры определяются с учетом температурного режима конкретного географического района и того, какое неблагоприятное воздействие оно оказывает. Учет продолжительности низкой температуры на Белом море необходим при производстве работ на открытом воздухе и оценке условий ледообразования и плавания судов. При выполнении работ на открытом воздухе предусматриваются перерывы на обогрев или сокращение рабочего дня (в зависимости от скорости ветра) при температуре воздуха — 20°С и ниже.

Режим низких температур охарактеризован средним многолетним числом дней с температурой ниже —20, —30°С и продолжительностью действия этих температур. За день с низкой температурой принимались сутки, когда минимальная температура равна или ниже этого предела. При этом продолжительность сохранения низкой температуры может быть самом разной: от нескольких минут до 24 ч. Из этого числа дней можно выделить такие, когда температура ниже определенного предела держится большую часть суток или в течение полных суток. В такие дни и средняя суточная температура также опускается ниже определенного предела, что особенно сильно влияет на разные сферы производственной деятельности человека. Продолжительность периодов с непрерывной низкой температурой воздуха вычислена по данным термографов. При расчетах по 4-срочным наблюдениям данные одного срока экстраполировались на 6 ч.

На режим низких температур воздуха большое влияние оказывает энтальпия вод моря путем теплообмена через поверхность с атмосферой и состояние его поверхности (вода, лед). Поэтому распределение числа дней с низкой температурой воздуха имеет большое сходство с распределением температуры воды на поверхности моря в холодное время года и существенно отличается весной и осенью, когда длительность периода с отрицательной температурой воздуха зависит от времени устойчивого перехода температуры воздуха через 0°С, а следовательно, от широты места и связанных с ней высоты Солнца и притока тепла от него.

В северной части Воронки и в центральной части Бассейна, где поверхность моря почти до февраля свободна ото льда, наблюдается всего около 10 суток когда минимальная температура воздуха опускается  — 20°С и ниже (рис. 3.16 а). На заливах число таких дней увеличивается от 15 до 30 у побережий. Наиболее часто температура опускается ниже указанного предела в Мезенском заливе (более 40 сут).

Па рис. 3.16 б дано число дней со средней суточной температурой —20 °С и ниже. В удаленных от побережий районах моря оно в 3—4 раза меньше. чем число дней с минимальной температурой, так как морозы ниже —20 °С в 65—75% случаев кратковременны и держатся меньше половины суток. Над мелководными заливами и особенно на их побережьях доля кратковременных морозов несколько уменьшается, а продолжительных возрастает. Это следует из того, что число дней со средней суточной температурой ниже указанного предела лишь вдвое меньше, чем минимальной (Мезень, Архангельск),

Понижения температуры воздуха до —20°С и ниже в ночные часы могут наблюдаться уже в октябре на вершинах заливов (Мезень, Архангельск, Онега) и в ноябре на большей части моря, но над морем они не ежегодны (табл. 3.14). Наибольшее число дней с такими морозами в районах открытого моря приходится на февраль, когда его поверхность покрывается льдом и потоки тепла в атмосферу уменьшаются. В это время наблюдается в среднем 3—5 сут с минимальной и 1—2 сут со средней суточной температурой ниже —20 °С (табл. 3.15). В вершинах заливов, где особенно заметно зимнее выхолаживающее влияние суши, а также на их побережьях морозы ниже —20 °С отмечаются чаще в январе (7—И сут с минимальной и 3—5 сут со средней суточной температурой). В начале зимнего сезона (ноябрь—декабрь), когда морс обладает еще достаточными запасами тепла и происходит значительный приток его через поверхность в атмосферу, понижения температуры до —20 °С и ниже происходят реже, чем в конце зимы — в апреле и в марте соответственно. На вершинах заливов число дней с минимальной температурой ≤—20 °С в декабре и в марте примерно одинаково, а со средней суточной температурой — в декабре даже больше, чем в марте, что является характерной чертой климата суши.

В отдельные годы число дней с низкой температурой может сильно отличаться от приведенных средних значений. Среднее квадратическое отклонение числа дней со средней суточном температурой ниже указанного предела возрастает с севера на юг почти в 2 раза (от 4—5 сут в Воронке до 8—9 на юге заливов). Число дней с минимальной температурой ниже —20°С более изменчиво во времени, чем со средней суточной (рис. 3.17).

 

Наибольшее число дней, возможное ! раз в 20 лет, может быть рассчитано по данным о средних значениях (см. рис. 3.16, табл. 3.14, 3.15) в соответствии с уравнением :

  

где n ₂₀—наибольшее число дней с минимальной (или средней суточной) температурой — 20 °С и ниже за год, возможное 1  раз в 20 лет; n — среднее многолетнее число дней с минимальной (или средней суточной) температурой за год.

В северной части Воронки и в центре Бассейна, где среднее число дней с температурой —20°С и ниже равно 10 и менее, 1 раз в 20 лет наибольшее число дней может составить около 30, а в районах, где наблюдается в среднем 30 дней с температурой ≤ — 20 °С, 1 раз в 20 лет следует ожидать около 60 дней с такими морозами.

Суммарная за год продолжительность температуры —20°С и ниже изменяется по акватории моря от 50 ч на севере Воронки до 300 ч на побережьях заливов Бассейна и 400 ч в Мезенском заливе (рис. 3.18).

Пространственное распределение суммарной продолжительности в основном повторяет распределение числа дней с низкой температурой (рис. 3.16). Между числом дней со средней суточной температурой пс и суммарной продолжительностью т_∑ существует корреляционная связь:

 

Среднее число непрерывных периодов с температурой —20 °С и ниже в 1,5—2 раза меньше, чем число дней с такой температурой, так как только в 25—35% случаев указанная температура сохраняется больше суток (больше 24 ч). Средняя продолжительность непрерывного периода с температурой — 20 °С и ниже на большей части моря составляет 13— 14 ч, а на заливах— !6—23 ч (табл. 3.16). Такие морозы наиболее продолжительны в январе. У побережья Кольского полуострова в январе в среднем наблюдается 4—5 случаев понижения температуры с непрерывной продолжительностью около 24 ч. В конце зимы (март) продолжительность их уменьшается в среднем до 10 ч. Но возможны длительные периоды с такой температурой. Температура воздуха ниже —20 °С 1 раз в 10 лет может непрерывно держаться в Воронке 3—4 сут (78— 96 ч), у побережья заливов — около 9—10 сут. (200—250 ч).

При ультраполярных вторжениях арктического воздуха и дальнейшего его выхолаживания в малоподвижных антициклонах температура воздуха зимой при ясном небе может опускаться до —30 °С и ниже. В Воронке и центральной части Бассейна такие морозы наблюдаются 1—4 раза в 10 лет в основном в январе—феврале. На побережье и на вершинах заливов, подверженных влиянию суши, число дней увеличивается до 2—6 (со средней суточной до 1—2), а в Мезенском заливе до 14 (со средней суточной до 4). Непрерывная продолжительность таких морозов невелика п в 35 —65% случаев составляет 6 ч и менее. Очень редко они могут непрерывно сохраняться до 2—3 сут.

 

 

4. Термический режим

4.1. Температура воздуха

Температурный режим является одной из важнейших характеристик климата.

Естественный ход температуры воздуха, зависящий от широтного пояса, обычно нарушается под воздействием атмосферной циркуляции. Вследствие типичной для Ленинграда частой смены воздушных масс различного происхождения наблюдается значительная изменчивость во времени погодных условий, а следовательно, и температуры воздуха, т. е. частые ее отклонения от нормы.

Положение Ленинграда на побережье Финского залива и близость Балтийского моря придают его климату черты морского что проявляется, например, в сдвиге минимума температуры с января на февраль, в уменьшении годовой амплитуды температуры воздуха, под которой понимается разница средних температур самого теплого и холодного месяцев. Ленинграде годовая амплитуда температуры составляет 26 °C f тогда как на топ же широте в Восточной Сибири, где климат резко континентальный, она возрастает до 60 °С, а в типично морском климате Гебридских островов уменьшается до 8°С

Благодаря частому проникновению теплых воздушных масс. Атлантического океана зимы в Ленинграде, как правило, не суровые, и для широты 60° район Ленинграда является одним из самых теплых в СССР. Температура января здесь — 8°С, тогда как в Якутии — 40°С, а средняя температура января на 60°с. ш. для всего земного шара составляет — 16 °С. Летом в Ленинграде  средняя температура на 3°С выше, чем для всей широты 60°.

Помимо естественных климатических факторов необходимо учитывать также эффект урбанизации, т. е. искажающее влияние самого города на естественный для данного района ход метеорологических величин, в том числе и температуры воздуха. Например, в холодный отопительный период температура воздуха повышается за счет тепла, выделяемого зданиями вследствие высокой теплопроводности ограждающих конструкций, а летом городские сооружения и дорожные покрытия, нагреваясь от солнца, значительно повышают температуру окружающего воздуха. Это особенно ощутимо вблизи южных стен зданий в вечерние часы.

За основные количественные характеристики температуры воздуха приняты средние многолетние (нормы) годовых, месячных и суточных значений и их экстремальные величины. Данные по температуре воздуха получены на основе показаний жидкостных термометров с международной стоградусной шкалой (°С), совпадающей со шкалой Цельсия, помешанных в психрометрической будке на уровне 2 м.

В Ленинграде в годовом ходе температуры воздуха (рис. 29) самым холодным месяцем является февраль (— 7,9 °С), а наиболее теплым — июль (17,8°С ). Если зимой в Ленинграде больше проявляются особенности морского климата, чем континентального, то летом для Ленинграда и его пригородов, наоборот, более характерны черты континентального климата, в котором годовой максимум температуры наблюдается в июле.

Несмотря на то что по многолетним данным февраль в Ленинграде считается самым холодным месяцем года, однако таким он бывает не ежегодно, а только в 34% лет наблюдений. Чаще, чем февраль, наиболее холодным оказывается январь — (47% лет), а в отдельные годы — декабрь (16% ) и даже март. (3 %). Такое распределение наиболее низкой месячной температуры свидетельствует о том, что именно февральские температуры, несмотря на меньшую повторяемость, в отдельные годы бывают очень низкими.

 Первым месяцем со средней температурой ниже нуля является ноябрь, и переход через этот предел осуществляется в среднем 12 ноября. Длится период с отрицательными температурами обычно 143 дня — до 3 апреля. В ноябре в отдельные t дни средняя суточная температура понижается до — 10, —20 °С.

 В декабре от солнца поступает ничтожно малое количество тепла вследствие малых его высот над горизонтом (днем около 10°), короткого дня и преобладания сплошной нижней облачности. Но несмотря па это в Ленинграде еще относительно тепло, средняя месячная температура в декабре составляет — 5,1°С. Это объясняется дополнительным к радиационному притоком тепла с Атлантического океана, повышающим температуру воздуха в отдельные дни до положительных значений. В январе морозы усиливаются и наблюдаются чаще. Средние температуры января и февраля в Ленинграде различаются мало и составляют соответственно — 7,7 н — 7,9 °С. В прибрежной полосе Финского залива в течение зимы средние месячные температуры незначительно отличаются от ленинградских, а с удалением от нее в глубь суши понижаются примерно на 1 °С.

 Повышение температуры от февраля к марту связано с усилением ипсоляции и уменьшением облачности. Частые дневные оттепели с середины марта знаменуют начало весны. Но развитие потепления ранней весной осуществляется вяло, чему препятствуют нередкие длительные вторжения холодных масс воздуха из Арктики, а также значительные потерн тепла на таяние снега.Ют марта к апрелю происходит самый большой в году скачок средней месячной температуры воздуха (на 7,2°С) и она становится положительной (3,6°С). Этому благоприятствуют увеличение количества солнечного тепла и возрастающий прогрев почвы, освобождающейся от снежного покрова к началу апреля. Весной определяющую роль в формировании температурного режима приобретает радиационный фактор (по сравнению с адвективным в осенне-зимний период).

Начало лета совпадает с календарным (июнь), а конец смещается обычно на середину сентября. Повышение температуры воздуха происходит в среднем до 21 июля, а наиболее…теплыми… являются вторая и третья декады июля. В самом теплом месяце, (июле) средняя многолетняя месячная температура достигает 17,8 °С ,  превышая температуру июня и августа на 2 … 3°С. Осеннее- понижение температуры особенно заметно от сентября к октябрю (на 6°С ), когда при ослабевающей инсоляции оно нередко усиливается холодной адвекцией? Повышение температуры от февраля к апрелю происходит несколько быстрее, чем ее понижение от октября к декабрю, с разницей в среднем на 1 °С.

Многолетние средние величины дают лишь общую характеристику климата, сглаживающую резко выраженные отклонения погоды в отдельные ходы. Но именно эти отклонения и представляют наибольший интерес в производственной деятельности человека и для народного хозяйства. Ниже рассматриваются особенности температурного режима в отдельные месяцы.

Насколько велики бывают отклонения средних месячных температур воздуха  от средних многолетних, видно из табл. 26.

Как отрицательные, так и положительные отклонения от нормы особенно велики с ноября по март, где они в два-три раза превышают летние, что свидетельствует о значительной изменчивости во времени температуры воздуха в холодный период. В эти месяцы по величине отрицательные отклонения больше положительных, что обусловлено более мощными адвекциями холода по сравнению с адвекциями тепла. А в теплый период с апреля по октябрь при доминирующем переносе тепла положительные отклонения превышают отрицательные. В 70-е годы было несколько отдельных месяцев, выделившихся экстремально теплой погодой. Так, очень теплыми были февраль 1974 г., июль, август и декабрь 1972 г. Зимой эти аномалии связаны с мощными теплыми западными и юго-западными выносами, а летом — с устойчивыми южными и юго-восточными. В это же десятилетие экстремально холодным был октябрь 1976 г., когда в течение месяца преобладали антициклоны, формировавшиеся в холодных арктических массах воздуха над Гренландским морем и севером Скандинавии. Обращает на себя внимание, что включенные в табл. 26 наиболее холодные месяцы в половине случаев относятся к периоду до 1910 г., а наиболее теплые в девяти случаях к периоду позже 1930 г. Это также может считаться одним из признаков потепления климата.

Распределение средней месячной температуры близко к нормальному, поэтому с достаточным основанием можно полагать, что в 68’% лет наблюдений она будет отличаться от нормы не более чем на ±σ. В 95 % случаев все изменения находятся в пределах t ± 2σ , а возможные отклонения — практически в пределахt ± Зσ и только 0,3% случаев выходят за границы ± 3σ. Это значит, что в феврале, например, при средней температуре — 7,9 °С и σ = 3 ,7 ° С можно ожидать изменения средней месячной температуры от — 19,0 до 3,2 °С, а в июле от 22,6 до 13,0 °С (табл. 26).

 В годовом ходе среднее квадратическое отклонение зимой примерно в два раза выше, чем летом. Следовательно, и раз мах изменений температуры воздуха зимой будет в’ два раза больше, чем летом. Наибольшие отклонения средних месячных температур от нормы, как н среднее квадратическое, отражают основные закономерности годового хода температуры воздуха.

Для характеристики температуры наиболее холодной части суток используется средняя минимальная температура воздуха, а наиболее теплой — средняя максимальная (см. табл. 16 приложения). Годовой ход их повторяет изменение средней месячной температуры воздуха, а разница между средней максимальной и средней минимальной температурой воздуха характеризует непериодическую суточную амплитуду. В мае, когда устанавливается ясная, маловетреная погода, она наибольшая и понижается до 4°С в ноябре, что связано с облачной и ветреной в это время погодой.

Абсолютные значения минимальной и максимальной температуры указывают на крайние ее значения, которые отмечались лишь один раз за многолетний период наблюдений (см. табл. 16 приложения).

Минимальные и максимальные температуры в Ленинграде большей частью несколько выше, чем в окрестностях, что подчеркивает аномальные температурные условия его как «острова тепла».

В Ленинграде средине минимальные температуры воздуха во все месяцы на 2… 4 °С ниже, а средние максимальные на столько же выше, чем средние месячные температуры (рис. 29). Наибольшие изменения средних минимальных (максимальных) температур от года к году отмечаются зимой. Средние квадратические отклонения минимальной температуры зимой почти в три раза превышают летние (см. табл. 16 приложения)

 Самая низкая температура воздуха в Ленинграде за весь период наблюдений (абсолютный минимум) — 36 °С была в январе 1940 г., а в окрестностях (Белогорка) — 44 °С в декабре 1978 г.

Абсолютный максимум в городе и ряде пригородов, равный 34°С, был отмечен в жарком июле 1972 г. Таким образом, в Ленинграде абсолютная годовая амплитуда температуры составляет 70 °С.

Повторяемость абсолютных минимумов температуры в отдельные месяцы можно получить по обобщенным данным табл. 17 приложения. Зимой, например, минимальные температуры от — 15 д о — 20 °С и ниже наблюдаются почти ежегодно (80… 90 %) > а минимумы —30, — 33 °С и ниже встречаются один раз в 10… 20 лет. Летом с обеспеченностью 95 % бывают понижения температуры до 8… 10 °С и ниже и один раз в 10 лет до 1… 6 °С и ниже.

Распределение числа дней с минимальной и максимальной температурой в различных пределах приведено в табл. 18, 19 приложения. В январе и феврале минимальная температура — 30 °С и ниже отмечается примерно один раз в 5 лет, а с температурой — 35 °С и ниже только один раз в 100 лет. В самом теплом месяце июле минимумы могут опускаться до 5… 10°С примерно три раза в месяц. Максимальные температуры зимой при оттепелях нередко (до 6… 11 дней в месяце) наблюдаются в пределах 0,1… 5,0 °С, а в декабре 1953 г. отмечалось повышение температуры до 9°С. Летом в июне и августе в среднем может быть до 12… 14 дней с температурой выше 20°С, а в июле — 21 день. Повышение температуры до 30 °С и выше может быть в Ленинграде один раз в 5 лет в июне и в августе и примерно через год в июле. По данным рис. 30, где приведено распределение числа жарких дней (с температурой выше 25 °С), видно, что уже в конце мая возможны два—четыре таких дня обеспеченностью 10… 20%, а до пяти дней — не чаще, чем один раз в 20 лет (5 % обеспеченность).

В июне и августе количество жарких дней может увеличиться до 8… 10, но это случается один раз в 5… 10 лет. В самом теплом месяце июле один раз в 5 лет жарких дней может быть до 11 и с такой же вероятностью — не более двух. Больше всего таких дней наблюдалось в июле 1938 и 1972 гг.— по 21 дню.

Однако, нередко, помимо общих сведений о термическом режиме, необходимы те характеристики температуры, которые вытекают из запросов отдельных отраслей народного хозяйства и служат для решения узких прикладных задач. Это — данные о длительности безморозных периодов, о заморозках и оттепелях, о датах перехода средних суточных температур через различные пределы и целый ряд других климатических показателей. На некоторых из них, чаще всего используемых в практике, остановимся далее более подробно. При использовании сведений о температуре воздуха в народном хозяйстве часто необходимо знать, в течение какого времени сохраняются температуры выше или ниже заданного уровня. Особый интерес представляют оценки устойчивости и повторяемости низких температур зимой и прежде всего продолжительность устойчивых морозов.

За период с устойчивыми морозами принимается такой период, когда отрицательная температура во все сроки наблюдений удерживается непрерывно не менее одного месяца. Внутри морозного периода допускается два—три дня с оттепелью, но не ранее чем через десять дней после начала периода и не позднее чем за десять дней до его конца. В Ленинграде период устойчивых морозов в среднем составляет 94 дня, обычно он длится с 7 декабря по 10 марта (табл. -7 ) и, как правило не бывает непрерывным, его нарушают кратковременные оттепели. В пригородах Ленинграда, за исключением южного побережья Финского залива, обычно этот период более продолжителен.

Средняя непрерывная продотжительность морозных ..периодов составляет 7 дней. В  связи ‘со значительной изменчивостью погодных условии — особенно в первую половину зимы, наиболее вероятны морозы в течение только одного двух дней (табл. 28). Непрерывная морозная погода в течение 20 … 30 дней может сохраняться в Ленинграде только 5% лет. Наиболее длительными — 87 дней подряд — были морозы в зиму 1892-93 г. Наибольшее число морозных (без оттепели) дней обычно наблюдается в январе и феврале по 23… 22 дня, несколько меньше их в декабре 19 дней, а в ноябре и марте соответственно 10 и 15 дней.

Дополняют характеристику морозного периода сведения о суммарной и максимальной непрерывной продолжительности температур, равных и ниже определенных пределов, которые помещены в табл. 20, 21 приложения. Из таблиц видно, что в январе, например, температура — 16°С и ниже бывает в среднем около 130 ч, а в холодные зимы до 420 ч. Но непрерывно такие температуры сохраняются сравнительно недолго, в среднем 20 ч, только в отдельные годы могут удерживаться до 14 суток подряд.

Другим показателем температурного режима в холодный период может служить число дней с температурой — 10 °С и ниже различной обеспеченности (рис. 31). Так, с вероятностью один раз в 2 0 лет такие температуры удерживаются всю вторую половину ноября и до 10 дней в конце марта, а в январе и феврале сохраняются почти весь месяц— 27 дней.

При проектировании системы отопления и в теплотехнических расчетах ограждающих конструкций широко применяются расчетные температуры отопительного периода. Отопительный период в Ленинграде начинается обычно 29 сентября и длится 219 дней (до 6 мая). Средняя температура этого периода составляет 2,2 С, а его наиболее холодных пятидневок—25 °С.

 

Устойчивый теплый период с положительными температурами начинается обычно в мае. В Ленинграде он продолжается в среднем 156 дней, от последнего заморозка 5 мая (табл. 29)

 

 

до первого заморозка 9 октября (табл. 30). Но, как и все погодные характеристики, эти данные колеблются в разные годы в широком диапазоне. Так, в 1968 г. безморозный период сохранялся лишь 113 дней, а в 1964 г. он длился 191 день. В окрестностях, как правило, этот период короче на 15… 25 дней.

 

В Ленинграде температура самого теплого месяца составляет 17,8 °С. Но как часто такая температура и выше ее наблюдается в отдельные месяцы и какова может быть непрерывная максимальная продолжительность ее, дают представление табл. 22, 23 приложения. В мае и сентябре температура 18°С и выше наблюдается всего лишь 65… 45 ч, в некоторые годы до 180 120 ч. Наиболее часто такая температура отмечается в июле — в среднем 330 ч, а в 1972 г. удерживалась 625 ч. На много реже повышается температура до 2 6 °С и выше. За период с мая по сентябрь она наблюдается только 60 ч, но в очень теплое лето 1972 г. сохранялась 305 ч.

В летние месяцы температура 18°С и выше иногда удерживается до пяти— шести суток подряд, но это случается очень редко. Непрерывная продолжительность температур более высоких градаций невелика.

Под оттепелью понимается кратковременное повышение температуры воздуха выше 0°С на фоне устойчивых морозов, а под заморозком — кратковременное понижение температуры воздуха ниже 0°С при преобладании положительных температур.

 Оттепели являются одной из характерных особенностей холодного периода года. В начале и в середине зимы они, как правило, адвективного происхождения, а в конце (в марте) — чаще радиационного. Резкие перепады температуры от устойчивых морозов к оттепели и обратно считаются крайне отрицательным  фактором, влияющим на прочность ограждающих конструкций. Конденсация влаги и последующее ее замерзание вызывают деформацию стен зданий типа «сжатие—растяжение». В Ленинграде оттепели — явление обычное (табл. 31). Зимой с оттепелью бывает в среднем от 12 дней в декабре до 6 дней в феврале. В ноябре и марте число их увеличивается за счет частого чередования периодов с положительными температурами и непродолжительными морозами.

 

Продолжительность оттепелей обычно невелика (табл. 32), особенно дневных, обусловленных инсоляцией. Поэтому почти в половине случаев они непрерывны только в течение одного — двух дней. Увеличенное количество кратковременных оттепелей в Ленинграде по сравнению с таким, например, пригородом, как Ломоносов, связано с отепляющим действием самого города. Наибольшая повторяемость длительных оттепелей бывает обычно в начале и в конце морозного периода.

 

 

Максимальные температуры воздуха при оттепелях (табл. 33) чаще всего бывают в пределах от 0,1 до 1,9°С. За весь период наблюдений в Ленинграде только один раз, в декабре 1953 г., во время оттепели температура воздуха поднималась до 9°С, в окрестностях до 5 … 7°С.

Заморозки относятся к числу опасных явлений погоды, если они наступают весной в период вегетации. Они возникают в результате вторжения волн холода с севера и северо-востока. К тому же резкое похолодание усиливается ночыо вследствие значительных теплопотерь излучением при ясном небе и слабых ветрах или полном затишье. Следует различать заморозки в воздухе и на поверхности почвы. Почва выхолаживается быстрее, чем прилегающий к пен слой воздуха до уровня 2 м, поэтому на почве заморозки образуются раньше, они сильнее и продолжительнее, чем в воздухе. При слабых заморозках на почве, в воздухе температура может оставаться выше 0°С. Средняя дата последнего весеннего заморозка в Ленинграде, ИЦП — 5 мая, а самая ранняя и самая поздняя в отдельные годы колеблются весной в пределах более полутора месяцев (табл. 29). Первый заморозок осенью в среднем приходится па 9 октября, а период между его крайними датами составляет более двух месяцев. В окрестностях соответствующие даты весной запаздывают па 5 … 17 диен по сравнению с городом, а осенью опережают их на 10 дней. Это обусловлено тем, что воздух в городе весной раньше прогревается и осенью тепло в городе дольше удерживается по сравнению с окрестностями (за исключением Ломоносова, расположенного в береговой полосе). Безморозный период в воздухе в среднем длится в Ленинграде 156 дней.

В первой декаде апреля вероятность ночных заморозков интенсивностью от 0 до —3 °С и ниже очень велика и соответственно колеблется от 100 до 85% (см. табл. 24 приложения). При этом средняя месячная температура воздуха в апреле уже положительна (3,0 °С), а переход средней суточной температуры воздуха через 0°С происходит в среднем 3 апреля. К третьей декаде апреля вероятность заморозков от 0 до —3°С и ниже уменьшается до 79… 27 % лет. В мае заморозки становятся значительно реже и слабее. Однако мощная адвекция холода может вызвать в ясные ночи даже в конце июня понижение температуры воздуха до 2°С и ниже (примерно один раз в 50 лет), при котором возможны заморозки на почве. Такие же понижения могут наблюдаться и в конце августа. Только в июле температура воздуха не опускается ниже 5°С, следовательно, нет и угрозы заморозков на почве. Слабые осенние заморозки учащаются во второй декаде сентября, а к третьей декаде октября их вероятность увеличивается до 52… 79 % лет. Заморозки в октябре, однако, менее часты и менее интенсивны, чем в апреле.

Суточный ход температуры воздуха и междусуточная изменчивость. Изменение температуры воздуха в течение суток называется суточным ходом (см. табл. 25 приложения). Характерными особенностями суточного хода являются, с одной стороны, момент наступления максимума и минимума температуры, а с другой — амплитуда колебания, представляющая собой разницу между наибольшей и наименьшей температурой за сутки, называемая суточной амплитудой.

В табл. 34 помещены две амплитуды суточного хода. Одна из них (первая строка) характеризует периодические изменения температуры воздуха, обусловленные радиационными факторами, и вычислена, как разница между средней многолетней температурой самого холодного ночного и самого теплого дневного часа. В период с ноября по январь, когда преобладает плотная, низкая облачность, колебания температуры воздуха в течение суток, как правило, невелики (0,6… 1,1 °С). С февраля в связи с увеличением притока солнечного тепла суточные амплитуды растут и к июню увеличиваются до 6,4 °С. Во второй строке табл. 34 приведены средние суточные амплитуды, полученные по ежедневным данным, как разница между максимальной и минимальной температурой за сутки (за период с 1900 г.). Здесь, кроме периодических изменений температуры, учтены и непериодические, связанные со сменой воздушных масс при прохождении фронтов. В первом случае в результате осреднения температуры за каждый час несистематические повышения и понижения температуры при адвекции, а отчасти и за счет радиационнных факторов, сглаживаются. Поэтому непериодическая амплитуда больше, чем периодическая в течение всего года.

В ясную тихую погоду суточные амплитуды увеличиваются до 13 °С и более, причем наибольшая повторяемость таких амплитуд отмечается в мае (15% дней), поэтому в этом месяце особенно велика опасность образования заморозков ночыо при довольно высоком уровне дневных температур. В табл. 34 приведены также крайние значения амплитуд.

В суточном ходе минимум температуры воздуха приходится на предрассветный час, следовательно, время его наступления сдвигается в течение года в зависимости от момента восхода солнца, а максимум ее всегда наступает в 14… 15 ч, т. е. через 1 … 2 часа после истинного полдня.

Показателем колебаний температуры от одних суток к другим под влиянием адвекции холода или тепла служит междусуточная изменчивость (табл. 34). Она представляет собой абсолютную величину разности средних суточных температур между двумя соседними днями, поэтому суточный ход температуры в пей исключен. Наибольшие значения средней месячной междусуточной изменчивости температуры в январе—феврале (3,2… 3,1 °С) и наименьшие в августе (1,4 °С) согласуются с годовым ходом отклонений средних месячных температур от нормы (табл. 26). В районе Ленинграда, как и на всей территории Северо-Запада ЕТС, по данным исследования И. В. Бутьевой, повторяемость резкой междусуточной изменчивости температуры воздуха (более 6°С) составляет 10… 20% дней в месяце.

Для Ленинграда характерны случаи резких перепадов температуры, один из которых описан Т. В. Покровской [76]: «В день нового, 1966 г., температура резко упала, понизившись на 17°С по сравнению с последним днем старого года. Ударил 20-градусный мороз…». В декабре 1973 г. температура повысилась за сутки на 25 °С (от —23 °С 10 декабря до 2°С 11 декабря), а в январе 1976 г. понизилась на 25 °С за сутки (от 0°С 9 января до —2 5 °С 10 января). В перечисленных выше примерах учитывались экстремальные значения температуры. Как уже отмечалось, эти явления обусловлены внезапным мощным притоком теплых или холодных воздушных масс.

Значительный интерес представляют сведения о датах перехода средних суточных температур через 0, 5, 10 и 15°С и о продолжительности периода с температурой выше указанных пределов, а также о различной их обеспеченности (см. табл. 26, 27 приложения).

Обычно дату перехода температуры через 0°С весной и осенью принято считать за начало и конец теплого периода. Этот период длится в Ленинграде более семи месяцев, с 3 апреля по 12 ноября. Дату перехода через 5°С принимают за начало и конец вегетационного периода. Переход температуры через 10°С характеризует начало и конец активной вегетации для большинства растений, а через 15 °С — наиболее теплую часть лета. Как и другие характеристики, даты наступления температур подвержены большой изменчивости и в отдельные годы в сильной степени отличаются от средних дат.

Суммы средних суточных температур отражают ресурсы тепла, обусловленные радиационными факторами данного района (табл. 28 приложения). Суммы положительных температур используются в качестве показателей теплообеспеченности растений.

Дополнением к характеристикам температурного режима, приведенным выше, могут служить данные о ежедневных средних температурах воздуха (см. табл. 29 приложения). С помощью номограмм (рис. 32), которые получены для различных сезонов года, могут быть найдены значения температуры воздуха различной обеспеченности по дням. Входным параметром для них являются средние суточные температуры воздуха, указанные в табл. 29 приложения, или вычисленные за любой другой период.

4.2. Температура почвы

Температура почвы оказывает существенное влияние на формирование термического режима атмосферы. Данные о температуре почвы необходимы для решения многих прикладных задач: они используются в сельском хозяйстве, в строительстве, при эксплуатации дорог и подземных коммуникаций и т. д.

Тепловой режим почвы определяется притоком тепла и зависит от минералогического состава почвы, пористости и влажности, которые определяют ее теплоемкость и теплопроводность.

Основным источником тепла, поступающего в почву, является лучистая энергия солнца, которая усваивается поверхностным слоем. Это тепло передается в нижележащие слои, а также расходуется на нагревание воздуха и испарение воды.

Тот слой почвы, в котором обнаруживаются суточные и годовые колебания температуры в зависимости от притока солнечной радиации, носит название активного или деятельного слоя.

Рассмотрим вначале температурный режим поверхности почвы, а затем особенности распределения температур по глубинам.

Температура поверхности почвы. Под температурой поверхности почвы в метеорологии понимается температура ее верх него слоя (толщиной несколько миллиметров), свободного от растительного покрова, хорошо взрыхленного и не затеняемого от солнца, а в зимнее время при наличии снежного покрова — температура поверхности снега.

На температуру поверхности почвы, кроме указанных выше факторов, влияют местные условия: микрорельеф, экспозиция склонов, растительность и т. д.

Ленинград расположен на плоской моренной равнине, в основном на насыпном грунте. Приведенные ниже данные относятся к насыпному грунту, в состав которого входят пылеватый тонкозернистый песок, супесь с включением кирпичного щебня, битого стекла и прочее, так называемый культурный слой.

Распределение средних и экстремальных температур поверхности почвы по месяцам дано в табл. 30 приложения, а значения этих характеристик различной обеспеченности по месяцам — представителям сезонов — в табл. 31 приложения.

В среднем за год температура поверхности почвы равна 5 °С, это почти на 1 °С выше, чем температура воздуха. Превышения температуры поверхности почвы по сравнению с температурой воздуха сохраняются с апреля по сентябрь, при этом наибольшие различия, равные 2 … 3°С, отмечаются в летние месяцы, когда прогрев почвы достигает наивысших значений. Самым теплым месяцем года является июль, когда средняя месячная температура почвы составляет 21°С. B июне и августе она на 3°С ниже. В дневные часы летом поверхность почвы нагревается до 31… 35 °С, т. е. она оказывается на 9 … 15°С теплее воздуха. С вероятностью 10% (один раз в 10 лет) температура поверхности почвы может достигать в каждый из летних месяцев 48… 51 °С, а в рекордно жаркие дни, примерно один раз в 50 лет, 52°С. Такая температура была зафиксирована в июне 1968 г. и в июле 1972 г., а в июне 1977 г. температура достигала 53 °С.

В летние ночные часы поверхность почвы, благодаря непрерывной потере тепла за счет излучения, постепенно охлаждается и становится в среднем на 1… 2°С холоднее воздуха. Средняя минимальная температура поверхности почвы служит хорошим показателем для этого времени суток и составляет 10… 12°С. В отдельные тихие ясные ночи поверхность почвы охлаждается до — 3°С в июне и до 2°С в июле. Однако такие низкие для летнего периода температуры отмечаются очень редко, примерно один раз в 50 лет.

В холодный период года (ноябрь—март) температура поверхности почвы (снега) отрицательная и незначительно ниже температуры воздуха. Средние месячные значения ее изменяются от — 1°С’ в ноябре до —9°С в январе, феврале — самые холодные месяцы года. В течение суток температура, как правило, меняется мало. Так, в январе ночные температуры в среднем равны — 14°С, а дневные составляют —б°С.

Температура поверхности почвы в зимний период колеблется в больших пределах. Резкие похолодания обусловливают падение температуры даже в ноябре до —32 °С, а в январе и феврале до —42, —41 °С. В то же время в отдельные дни зимой при продолжительных оттепелях поверхность почвы прогревается днем до 5… 8°С, что случается, однако, очень редко.

 

 

 

 

Как и все метеорологические элементы, температура поверхности почвы в зависимости от погодных условий подвержена значительным изменениям во времени. Эти изменения наиболее существенны в зимние месяцы, о чем свидетельствуют крайние значения средней месячной температуры, приведенные в табл. 35. О степени изменчивости средней месячной температуры поверхности почвы позволяют судить и средине квадратические отклонения, которые представлены в табл. 36.

В переходное время года, весной и осенью, вследствие сильного излучения температура поверхности почвы в отдельных случаях ночыо или перед восходом солнца понижается до 0°С и ниже, т. е. может образоваться заморозок (утренник) на почве, в то время как воздух на высоте 2 м над почвой иногда остается теплее почвы на 5… 6°С. Такие заморозки называются радиационными, появлению их благоприятствует ясное небо и тихая погода. Но бывают заморозки и другого типа — адвективные, связанные с вторжением холодных масс воздуха арктического происхождения. При этих заморозках температура почвы и воздуха мало различаются между собой.

Заморозки на поверхности почвы — явление более частое по сравнению с заморозками в воздухе. Кроме того, заморозки  на почве, как правило, бывают более интенсивными. Поздние весенние и ранние осенние заморозки приносят большой вред растениям .

В Ленинграде, по многолетним данным, весенние заморозки на поверхности почвы прекращаются 20 мая, т. е. на 15 дней позднее, чем в воздухе, а осенью начинаются 25 сентября — па 14 дней раньше, чем в воздухе. Таким образом, безморозный период на почве длится 127 дней, что почти на месяц меньше, чем в воздухе.

В отдельные годы продолжительность безморозного периода па почве, начало и окончание заморозков, в значительной степени варьируют. Так, в 1947 г. последний заморозок был отмечен 5 июня, а первый 4 сентября. Безморозный период в том году длился только 90 дней, а в следующем 1948 г. продолжительность его составила 153 дня; заморозки прекратились 30 апреля и наступили только 1 октября. В 1962 г. безморозный период длился всего 89 дней.

Благодаря утепляющему влиянию города и Финского залива, безморозный период на поверхности почвы в Ленинграде на 10… 20 дней больше, чем в удаленных от залива окрестностях, но на 5 … 10 дней короче, чем в прибрежной зоне Финского залива. Следует учитывать, что эти различия обусловлены в какой-то мере и неоднородностью почв.

Суточный ход температуры поверхности почвы представляет собой периодическое колебание температуры с одним макмимумом около 13 ч и одним минимумом перед восходом солнца. Этот ход па почве выражен более резко, чем в воздухе (табл. 37).

 

Особенно велики суточные колебания температуры поверхности почвы в летний сезон.

Температура почвы на глубинах. Колебания температуры поверхностного слоя почвы распространяются вглубь. При этом период суточных и годовых колебаний температуры не изменяется с глубиной, но амплитуда этих колебаний быстро убывает. В зависимости от свойств почвы суточные колебания температуры затухают на глубине 0,3… 1,0 м, годовые — на глубине 7 … 12 м. Время наступления экстремальных температур как в суточном, так и в годовом ходе запаздывает пропорционально увеличению глубин. В зависимости от свойств почвы суточные колебания температуры запаздывают на два-три часа на каждые 10 см глубины, а годовые — на 20… 30 дней на каждый метр.

На рис. 33 приведен наглядный график (термоизоплеты), характеризующий распределение температуры по глубине и изменение ее во времени в почве с естественным покровом.

Годовая амплитуда средней месячной температуры, достигающая на поверхности 30 °С, на глубине 1,6 м составляет всего 8°С. Годовой минимум температуры, который на поверхности отмечается в феврале, смещается на глубине 1,6 м на апрель, а годовой максимум на этой глубине наблюдается в августе—сентябре.

Однако график термоизоплет отражает лишь среднее многолетнее распределение температуры. Для вероятностной оценки возможных значений средней месячной температуры почвы на глубинах до 1,6 м целесообразно использовать табл. 32 приложения. Например, в январе иа глубине 20 см возможна один раз в 50 лет средняя месячная температура —7°С и более низкая. Такова лее вероятность температуры выше 0,9°С.

Необходимо учитывать, что наличие естественного покрова сглаживает годовой ход температуры почвы. Так, например, в июле на глубине 40 см температура почвы в Ленинграде под оголенной поверхностью на 5°С выше, чем под поверхностью, покрытой травой. В феврале, наоборот, под оголенной поверхностью на той же глубине температура почвы на 6°С ниже, чем под поверхностью со снежным покровом. С глубиной различия термического режима под естественной и оголенной поверхностями уменьшаются.

Весьма важной термической характеристикой является глубина проникновения температуры 0°С в почву (рис. 34).

В среднем отрицательные температуры проникают лишь до глубины около 60 см, период сохранения отрицательных температур с глубиной уменьшается. Глубина проникновения температуры 0°С в почву в зависимости от местных условий может колебаться в довольно широких пределах.

Глубина проникновения температуры 0°С в почву в значительной степени зависит от высоты снежного покрова: чем больше высота снежного покрова, тем меньше глубина проникновения температур 0°С в почву.

На глубину проникновения в почву отрицательных температур большое влияние оказывает также степень увлажнения почвы перед замерзанием. Увеличение влажности почвы сильно меняет ее теплопроводность и теплоемкость. Во влажной почве глубина проникновения температуры 0°С, как правило, меньше, чем в сухой.

Следует учитывать, что глубина проникновения температуры 0°С в почву не совпадает с глубиной промерзания почвы, так как замерзание почвы в зависимости от концентрации солей в почвенном слое, капиллярности и прочее происходит, как правило, при температурах ниже 0°С. Вследствие этого в большинстве случаев глубина проникновения температуры 0°С в почву может быть несколько больше, чем фактическое промерзание.

В городских условиях наряду с участками естественного покрова и зеленых насаждений большие площади покрыты асфальтом и бетоном. При этом на проезжей части улиц (дорог) и на тротуарах снег систематически убирается. Режим температуры и соответственно глубина промерзания грунта под искусственными покрытиями и под естественным покровом существенно различаются.

На территории Ленинграда размещена большая сеть подземных сооружений, в том числе газопровод и тепловые сети, большая часть которых проходит под улицами, покрытыми асфальтом. В этой связи интерес к данным по промерзанию и температуре почвы с асфальтовым покрытием все возрастает

С целью определения характеристик промерзания грунта с асфальтовым покрытием на метеолощадке. Информационного центра погоды с зимы 1966-67 г., кроме наблюдений за промерзанием грунта под естественной поверхностью, производят одновременные наблюдения за промерзанием грунта под асфальтом, поверхность которого регулярно очищается от снега.

Максимальная за зиму глубина промерзания грунта с асфальтовым покрытием (отсчитываемая от верхней границы асфальтового слоя) в среднем за двенадцатилетний период наблюдений превышает глубину промерзания под естественной поверхностью на полметра. Однако различие в глубине промерзания зависит от ряда факторов (суммы отрицательных температур, высоты снежного покрова и т. д.) и может колебаться в довольно широких пределах.

4 Термический режим

4.1. Температура воздуха

Одной из важнейших характеристик климата является термический режим. Он определяется условиями радиации, зависящими от широты местности, и циркуляцией атмосферы . Частая смена воздушных масс, характерная для Вологды, вызывает значительную изменчивость температуры воздуха, отклонения от ее климатической нормы.

Данные по, температуре воздуха получены на основе показаний жидкостных термометров, установленных в психрометрической будке на высоте 2 м над поверхностью земли.

Средняя годовая температура воздуха в Вологде составляет 2,4°С. Самая низкая ( —0,5°С) годовая температура воздуха за весь период наблюдений была зарегистрирована в 1941 г., самая высокая (4 ,0 °С) отмечалась 4 раза: в 1903, 1934, 1936 и 1938 гг. (табл. 23).

 

В годовом ходе самая высокая средняя месячная температура воздуха (17,2°С) наблюдается в июле, а самая низкая ( — 11,6 °С) -— в январе. Бывают отдельные годы, когда средняя месячная температура других зимних месяцев ниже январской. Так, в 31 % лет самым холодным был декабрь, в 45 % — февраль и в 14 % лет — март.

В январе преобладаю т (14 дней) средние суточные температуры воздуха от —5 до — 15 °С. Однако в этом месяце могут быть как положительные средние суточные температуры: от 0,1 до 5°С (1,3 дня), так и очень низкие отрицательные: от —35 до —4 5 °С (0,13 дня, табл. 24). Ежегодно в течение 5 дней средняя суточная температура в январе бывает ниже — 20 °С.

 

С февраля начинается медленное повышение температуры. В феврале, как и в январе, еще преобладают (14 дней) средние суточные температуры от — 5 до — 15°С. Температуры —20 °С и ниже отмечаются ежегодно в течение 3 дней. В конце месяца происходит устойчивый переход температуры через — 10 °С в сторону повышения (табл. 25). В марте еще преобладают (18 дней) температуры от 0 до — 10°С. Во второй декаде марта устойчивые морозы прекращаются. Средняя продолжительность периода с устойчивыми морозам и составляет 118 дней (с 19 ноября до 16 марта ).

 

В апреле в связи с увеличением притока солнечной радиации температура повышается наиболее интенсивно. Однако еще в течение 8 дней средняя суточная температура не поднимается выше 0°С . Устойчивый ее переход через 0 °С происходит обычно в конце первой декады апреля. В 5 % лет такой переход отмечается в третьей декаде марта, а в 95 % лет — к середине апреля (табл. 4 приложения). В этом месяце наиболее часто (15 дней) отмечаются средние суточные температуры от 0,1 до 5°С , но ежегодно можно ожидать 2 дня с температурой 1 0 °С и выше.

В мае продолжается интенсивный рост температуры. Преобладают дни (19 дней) со средней суточной температурой от 5 до 15°С. Устойчивый переход температуры через 10°С происходит в конце второй декады мая. Почти через месяц отмечается переход температуры через 15°С. В июне около половины дней сред­няя суточная температура бывает выше 15°С.

Июль — самый жаркий месяц. Однако в зависимости от атмосферной циркуляции наиболее высокие средние месячные температуры могут наблюдаться и в июне (24% лет) и в августе (14% лет). В июле преобладают (15 дней) средние суточные температуры от 15 до 20 °С. В течение 10 дней бывает средняя суточная температура 20 °С и выше. В отдельные дни средняя суточная температура может понижаться до 5°С или повышаться до 30 °С, но повторяемость таких дней мала (0,4—0,5 дня).

С августа начинается медленное понижение температуры, но еще в течение 16 дней средняя суточная температура остается выше 15 °С, устойчивый переход ее через 15 °С в сторону понижения происходит во второй декаде. Продолжительность периода с температурой выше 15°С составляет в среднем около 54 дней.

От августа к сентябрю температура понижается на 5,8°С, от сентября к октябрю — на 6,6 °С. Устойчивый переход средней суточной температуры через 10°С происходит в начале второй декады сентября, а через 5°С — в начале первой декады октября. В октябре преобладают (13 дней) средние суточные температуры воздуха о,т 0 до 5°С. Почти половину месяца бывают температуры от 5 до 10°С (8 дней) и от — 5 до 0 °С (7 дней). В конце октября средняя суточная температура устойчиво переходит через 0°С. В конце второй — начале третьей декады ноября наступают устойчивые морозы.

За зиму с устойчивыми морозами принимают такую зиму, когда в течение не менее одного месяца температура воздуха была ниже 0°С как по минимальном у термометру, та к и за отдельные сроки наблюдений. Во время устойчивого морозного периода возможны кратковременные оттепели в течение двух — трех дней не раньше чем через 10 дней после начала периода и не позднее чем за 10 дней до его конца.

В начале третьей декады декабря происходит переход средней суточной температуры воздуха через— 10°С в сторону понижения. В ноябре и декабре -преобладают дни с температурой от 0 до — 10°С, в среднем по 17 дней в месяц. Но в эти месяцы могут наблюдаться и очень низкие средние суточные температуры: в ноябре до — 30 °С, в декабре до —40°С.

Дополнением к характеристикам температурного режима отдельных месяцев могут служить данные о возможных температурах воздуха при различных направлениях ветра (табл. 5 приложения). В табл. 6 приложения представлен суточный ход температуры воздуха. В зимние месяцы наиболее низкие температуры приходятся на 6— 7 ч, весной и осенью минимум смещается на более ранние часы (4— 5 и 5— 6 ч). В июне — июле самые низкие температуры в течение суток отмечаются в 3— 4 ч. Максимальная температура в течение всего года наблюдается в 14— 15 ч. Наименьшие суточные амплитуды температуры воздуха приходятся на ноябрь и январь и составляют 0,9— 1,5°С. Наибольшие амплитуды (≈9°С) отмечаются в июле —августе . На рис. 10 представлен суточный ход температуры воздуха для центральных месяцев сезонов.

 Для характеристики термического режима удобно пользоваться номограммам и (рис. 11 и 12), которые дают представление, какие конкретные значения температуры характерны для данного пункта и как часто эти значения встречаются . С помощью номограмм можно получить обеспеченность определенной температуры воздуха в различные часы суток (рис. 11) и за каждый день (рис. 12) в Вологде за январь, апрель, июль и октябрь. На горизонтальной оси номограмм показана возможная ежечасная (ежедневная) температура воздуха, на вертикальной — средняя многолетняя температура воздуха. Поле номограмм занято линиями обеспеченности от 5 до 99%. Зная среднюю- температуру отдельных дней (сроков наблюдений) по номограмме можно вычислить температуру любой обеспеченности. Крайние линии обеспеченности показывают пределы колебания температуры.

 

 

 

 

 

 

Ежедневная средняя и экстремальная температуры воздуха для января, апреля, июля и октября представлены в табл. 7 приложения.

Суммы средних суточных температур отражают ресурсы тепла и холода. Суммы положительных температур используются в качестве показателей теплообеспеченности вегетационного периода растений, а суммы отрицательных — характеризуют суровость зимних условий. В Вологде сумма положительных температур значительно больше суммы отрицательных и составляет 2125 °С (табл. 26). В зависимости от погодных условий суммы температур от года к году изменяются. Так, в 95 % лет возможны суммы положительных температур 1800 °С, в 5 % лет — 2 4 0 0 °С. Существенные колебания от года к году наблюдаются и в суммах температур выше 5 и 10 °С (табл. 27).

 

Сумма температур за период со средней суточной температурой выше 5°С представляет количество тепла, получаемое сельскохозяйственными культурами за весь период вегетации. В Вологде она равна 2010°С. Наиболее благоприятные условия для роста растений создаются при температуре воздуха выше 10°С. Такие условия в Вологде возможны в среднем в течение 1666 ч за год.

Средняя максимальная температура характеризует самую теплую часть суток (послеполуденные часы ). В среднем за год максимальная температура в Вологде равна 6,4 °С (табл. 28). В годовом ходе максимум ее (22,2°С) приходится на июль, минимум (—8,7°С) на январь. Наибольшая изменчивость этих температур наблюдается зимой, а летом она уменьшается. Так, в январе средняя максимальная температура изменяется от —2,1°С (1949 г.) до — 18,4°С (1940 г.), в июле — от 26,0 °С (1960 г.) до 18,1 °С (1956 г.).

 Абсолютный максимум — самое высокое значение температуры воздуха, наблюденное за последние 90 лет. Средний из абсолютных максимумов служит показателем наиболее высоких температур в тени, чаще других повторяющихся в отдельные годы. В Вологде абсолютный максимум температуры воздуха положителен в течение всего года (табл. 29). Средний из абсолютных максимумов изменяется от 1 °С в январе — феврале до 29°С в июле. Самый высокий абсолютный максимум наблюдался в августе 1972 г. и составил 3 9 °С. Максимальные температуры 2 0 °С и выше наблюдаются с мая по август с 90 % -ной вероятностью , а температура 25°С и выше — с 50 % -ной вероятностью (рис. 13). Абсолютный максимум 30°С и выше отмечается с июня по август с повторяемостью 30— 40% С декабря по февраль наиболее вероятны (14— 19 дней) максимальные температуры за сутки от 0 до — 10°С (табл. 8 приложения). В марте и ноябре наиболее вероятны (21— 22 дня) максимальные температуры от —5 до 5°С, в апреле и октябре — от 0 до 10 °С (20— 21 день), а в мае и .сентябре — от 10 до 20 °С (18— 22 дня ). Летом максимальные температуры изменяются в широких пределах, но наиболее вероятны (19— 22 дня) максимальные температуры за сутки от 15 до 25 °С. Температура от 30 до 35 °С бывает во все летние месяцы, но повторяемость ее незначительна (0,7— 1,6 дня). Температура выше 35°С возможна только в августе, но не ежегодно.

Средняя минимальная температура характеризует температуру наиболее холодной части суток (ночные часы). Она колеблется от — 15,4°С в феврале до 11,8°С в июле (табл. 30). Наибольшая изменчивость ее возможна в зимнее время года. Например, в январе средняя минимальная температура в 1944 г. составила — 7,2°С, а в 1940 г. равнялась —26,1 °С. Абсолютный минимум — самое низкое значение температуры за весь период наблюдений — имеет отрицательные значения во все месяцы года, кроме июля (табл. 31). В июле минимальная тем п ер ату р а воздуха ниже 1 °С не опускалась, температура 1 °С была в 1949 г. Самая низкая температура ( —4 8 °С ) отмечена в январе 1940 г.

Средний из абсолютных минимумов температуры воздуха дает представление о наиболее возможных понижениях температуры по месяцам и за год и является хорош им показателем морозоопасности района. Частоту появления абсолютного минимума любой вероятности в течение года можно определить по рис. 14. Так, минимум —30 °С с вероятностью 50— 60 % отмечается с середины декабря до середины февраля. В январе повторяемость абсолютного минимума — 35 °С равна 25%, а температуры —40°С составляет 8 %.

С декабря по март абсолютный минимум колеблется в пределах от —50 до 5°С (табл. 9 приложения). В это время наиболее вероятны (18— 19 дней) минимумы от — 5 до — 20 °С. Минимальная температура выше 0°С бывает 0,2— 1,5 дня, ниже — 40 °С — всего 0,02— 0,1 дня.

В апреле и октябре наиболее вероятны (21— 23 дня) минимальные температуры от — 5 до 5°С, в мае и сентябре (21— 24 дня) — от 0 до 10 °С. Летом наблюдаются минимальные температуры от —5 до 2 5 °С, но наиболее вероятны (22—26 дней) от 5 до 15°С.

При производстве работ на открытом воздухе в холодный период необходимо учитывать интенсивность и продолжительность морозов (табл. 32). У меренные морозы (ниж е — 10 °С) наблюдаются с октября по апрель, но в начале и конце сезона они непродолжительны. В целом за сезон такие морозы длятся в среднем 1239 ч. Наибольшая их продолжительность отмечена в холодную зиму 1941-42 г. Более низкие температуры (ниж е —20 °С) воз можны с ноября по апрель в течение 319 ч. Максимальная продолжительность (919 ч) морозов —20 °С и ниже наблюдалась в зиму 1941-42 г. Сильные морозы (ниже —30°С ) бывают с декабря по март и продолжительность их составляет в среднем 42 ч.

Заморозком принято называть понижение температуры воздуха до 0 °С и ниже при установившемся режиме положительной температуры. Чаще всего заморозки отмечаются в переходные сезоны. Обычно они бывают ночью и рано утром при ясной тихой погоде, а при общем похолодании возможны в любое время суток. По происхождению различают заморозки адвективного, радиационного и смешанного характера. На интенсивность и распределение заморозков оказывают влияние характер подстилающей поверхности, формы рельефа, защищенность места. Заморозки в среднем наблюдаются до третьей декады мая (табл. 33). В раннюю и теплую весну они прекращаются почти на месяц раньше средней даты, а в позднюю и холодную — почти на месяц позже. Без мороза в среднем бывает 116 дней. Продолжительность этого периода может значительно изменяться в зависимости от погодных условий. Так, в 1955 он длился 163 дня, а в 1933 г.— всего 72 дня. Первые’ осенние заморозки в воздухе обычно отмечаются в конце второй декады сентября, но их наступление может отклоняться от средних многолетних сроков почти на месяц в ту или другую сторону.

 

Минимальная температура воздуха, наблюдаемая в течение заморозка, характеризует его интенсивность. Сильные заморозки (температура воздуха —3 °С и ниже) в Вологде возможны в апреле и октябре. Очень редко они наблюдаются в первой декаде мая, но в целом в мае заморозки становятся слабее. Осенью слабые заморозки начинаются во второй декаде сентября, а сильные— с третьей декады октября. Но заморозки в октябре менее интенсивны, чем в апреле.

Д ля холодной части года характерны оттепели, когда максимальная температура воздуха поднимается до 0°С и выше на фоне установившихся отрицательных температур. За год в среднем бывает 32 дня с оттепелью. Наиболее вероятны (12 дней) они в марте, в остальные месяцы их число колеблется в пределах 3— 5 дней в месяц (табл. 34).

 

Для проектирования ограждающих конструкций зданий, расчетов теплопотерь, регулирования подачи тепла используются расчетные температуры воздуха. Отопительный период в Вологде начинается в среднем 19 сентября и длится 228 дней (до 6 мая). Он определяется датами перехода средней суточной температуры осенью и весной через 8°С . В отдельные годы даты начала и конца отопительного периода изменяются в пределах 5— 14 дней. Средняя температура отопительного периода составляет — 4,7°С, наиболее холодной пятидневки —3 1 °С. Средняя температура наиболее холодной части отопительного периода, так называемая зимняя вентиляционная температура, равна — 16 °С.

 

 4.2. Температура почвы

Данные о температуре почвы широко используются при проектировании, строительстве, теплотехнических расчетах и в других отраслях народного хозяйства.

Температура почвы зависит от прихода солнечной радиации, механического состава и структуры почвы, ее влажности, характера растительности, рельефа, а в зимнее время еще от состояния и мощности снежного покрова.

Наблюдения за температурой поверхности почвы проводятся по срочному, максимальному и минимальному термометрам , установленным летом на оголенной поверхности почвы, а зимой — на поверхности снега таким образом, чтобы их резервуары были на половину погружены в почву или снег. Температура почвы на глубинах измеряется при помощи коленчатых и вытяжных термометров. Коленчатые термометры устанавливаются только в теплое время года под оголенной поверхностью почвы на глубинах 0,05, 0,10, 0,15 и 0,20 м. Вытяжные термометры устанавливаются на глубинах от 0,2 до 3,2 м под естественным покровом (летом — трава, зимой — снег). Глубина промерзания почвы под естественной поверхностью определялась по цементации почвы и наличию в ней кристаллов льда путем вырубки монолитов на полях с озимыми культурами.

Средняя годовая температура поверхности почвы в Вологде положительная и составляет 3°С . С ноября по март температура поверхности почвы отрицательная. Среднее месячное значение ее понижается от — 4 °С в ноябре до — 12 °С в январе, в феврале остается на уровне январской, а в марте повышается до —7°С. Абсолютный минимум температуры поверхности почвы ( — 51°С) приходится на январь. После схода снежного покрова в апреле поверхность почвы быстро прогревается и температура ее повышается до 1°С. С мая по август средняя температура почвы выше температуры воздуха на 1— 3 °С и изменяется от 11 до 20 °С. Летом температура поверхности почвы в дневные часы может повышаться до 49— 52°С. Однако в отдельные годы ночью температура в июне и августе может понижаться до — 5 и —3 °С соответственно, т. е. на почве возможны заморозки (табл. 35). Заморозки на поверхности почвы кончаются на 7 дней позже (30 мая) и начинаются на 8 дней раньше (9 сентября), чем в воздухе. Поэтом у продолжительность безморозного периода на почве на две недели короче, чем в воздухе, и составляет в среднем 101 день.

Для более детальной характеристики термических условий на поверхности почвы в районе Вологды может служить Средняя месячная температура поверхности почвы различной обеспеченности (табл. 10 приложения).

Средние годовые температуры почвы на глубинах 0,2— 3,2 м под естественным покровом устойчивы из года в год и с глубиной изменяются незначительно. Годовой ход температуры почвы на глубинах характеризуется одним максимумом и одним минимумом (рис. 15). В слое почвы 0,2— 0,8 м максимум отмечается в июле — августе, а минимум — в феврале — марте. С глубиной время наступления максимумов и минимумов температуры почвы запаздывает, и на глубинах 1,6— 3,2 м максимум приходится на а в густ— сентябрь, а минимум — на апрель — май (табл. 36).

 

Средняя дата первого, заморозка на глубинах наступает позднее, чем на поверхности почвы, так как охлаждение осенью распространяется с поверхности в глубь почвы постепенно. Средняя продолжительность безморозного периода с глубиной увеличивается. На глубине 0,8 м заморозки наблюдаются не ежегодно (табл. 37).

Промерзание почвы во многом зависит от суровости зимы и высоты снежного покрова. В декабре почва промерзает в среднем на глубину 23 см, в апреле — на 63 см. Средняя из максимальных глубин промерзания почвы за зиму составляет 67 см. Глубина промерзания почвы зависит от высоты снежного покрова. Так, в малоснежную ( Н = 17 см) зиму 1953-54 г. земля промерзла на глубину 115 см, а в зиму 1952-53 г. с высоким снежным покровом ( Н = 41 см) лишь на 36 см (табл. 38).

При проектировании различных зданий и сооружений используется нормативная глубина промерзания грунтов, которая «является средней из ежегодных максимальных глубин сезонного промерзания грунтов под оголенной от снега поверхностью за срок не менее 10 лет» [25]. Нормативная глубина промерзания почвы для района Вологды достигает 145 см, т. е. она на 30 см больше максимальной глубины промерзания почвы.

Приближенной характеристикой промерзания почвы является глубина проникновения температуры 0°С в почву, которая определяется по вытяжным термометрам и характеризует слой почвы с отрицательными температурами. Глубина нулевой изотермы оценивается ее максимальным значением за каждый холодный период. Наибольшая средняя глубина нулевой изотермы (78— 82 см) наблюдается в феврале — марте. В холодные зимы при небольшой высоте снежного покрова отмечено проникновение нулевой изотермы до глубины 1,5 м (табл. 39). Наглядное представление о годовом ходе глубины нулевой изотермы дает рис. 16.

В районе Вологды амплитуда глубины проникновения нулевой изотермы равна 120 см, а среднее квадратическое отклонение ± 36 см (табл. 40). Один раз в 50 лет возможна максимальная глуби на проникновения нулевой изотермы до 160 см, 1 раз в 10 лет — 142 см, а 1 раз в 2 года — 109 см.

 

 

Материалы 18-й Всероссийской открытой конференции «Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса»

Материалы 18-й Всероссийской открытой конференции «Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса»

XVIII.D.394

Черенкова Е.А. (1)

(1) Институт географии РАН, Москва, Россия

Приземная температура воздуха (ПТВ) в среднем за летние месяцы на Европейском севере России демонстрировала разнонаправленные короткопериодные изменения в период 1950-2012 гг., которые маскировали ее долгопериодные колебания. Выявлено, что положительный статистически незначимый тренд летней ПТВ на территории исследования за весь рассмотренный период (0.9°С /100 лет) обусловлен разнонаправленными изменениями: период 1950-1978 гг. характеризуется постепенным понижением (со скоростью 0.3°С за 10 лет) ПТВ летом, а период 1979-2012 гг. — ее ростом (со скоростью 0.4°С за 10 лет), созвучным с наблюдаемым глобальным потеплением.
Применение метода линейных сингулярных разложений ковариационных матриц (SVD, Singular Value Decimposition) позволило установить, что структура первой ведущей моды SVD-анализа совместной изменчивости высоты геопотенциала Северного полушария на уровне 500 гПа (Z500) и ПТВ в среднем за летние месяцы, объяснившей 78.6% совместной изменчивости обоих параметров в период 1950-2012 гг., отобразила области наибольшей связи аномалий ПТВ на Европейском севере России и аномалий Z500 над ЕТР. Основной вклад (от 12% до 21%) в общую изменчивость первой ведущей моды SVD-анализа ПТВ вносили колебания основных барических систем Северного полушария (Восточная Атлантика/Западная Россия и Полярно-Евразийское колебание в среднем за летние месяцы, а также Западно-Тихоокеанское колебание в июне), центры действия которых расположены как в Северной Атлантике, так и в северной части Тихого океана. Наиболее тесная корреляционная связь (коэффициент корреляции -0.52) ведущей моды SVD-анализа ПТВ на Европейском севере России и Z500 установлена с колебанием Восточная Атлантика/Западная Россия (обозначенной как Eurasia-2 в (Barnston, Livezey, 1987)), для положительной/отрицательной фазы которого характерно пониженное/повышенное атмосферное давление над ЕТР. Более частое наблюдение прохладного лета на Европейском севере России в период до 1979 г. связано, прежде всего, с преобладанием положительной фазы колебания Восточная Атлантика/Западная Россия летом и повышенной повторяемостью циклонической циркуляции над ЕТР. Преобладание отрицательной фазы этого колебания и антициклонической циркуляции над ЕТР после 1979 г. обусловило повышенную повторяемость теплого лета на исследуемой территории. Наиболее частое наблюдение отрицательной фазы колебания Восточная Атлантика/Западная Россия в летние месяцы имело место после 1995 г., когда Северной Атлантики перешла к состоянию более теплой температуры ее поверхности, наблюдающемуся до сих пор. Для объяснения механизма изменений предложена гипотеза о влиянии температуры поверхности Северной Атлантики на перестройку крупномасштабной атмосферной циркуляции в Атлантико-Европейском секторе летом, наиболее сильно затронувшую основные центры действия колебания Восточная Атлантика/Западная Россия (Семенов, Черенкова, 2018; Черенкова, 2018).
Исследование изменений температуры воздуха на Европейском севере России выполнено при финансовой поддержке РНФ (проект № 17-77-20123). Изучение связи температуры воздуха в Российской Арктике с изменениями атмосферной циркуляции проведено при поддержке РФФИ (проект № 18-05-60216).Анализ аномалий атмосферной циркуляции в Атлантико-Европейском секторе проведен в рамках научной темы 0148-2019-0009 (АААА-А19-119022190173-2).

Ключевые слова: приземная температура воздуха, изменение климата, Европейский север России, крупномасштабная атмосферная циркуляция, температура поверхности океана, Северная Атлантика

Литература:

1. Семенов В.А., Черенкова Е.А. Оценка влияния атлантической мультидекадной осцилляции на крупномасштабную атмосферную циркуляцию в атлантическом секторе в летний сезон // Доклады Академии наук. 2018. Т. 478. № 6. С. 697-701.
2. Черенкова Е.А. Влияние изменений крупномасштабной атмосферной циркуляции и температуры поверхности океана на тренды летних осадков на Европейском Севере России по наземным и спутниковым данным // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2018. Т. 15. № 5. С. 229–238.
3. Barnston A.G. and Livezey R.E. Classification, seasonality and persistence of low — frequency atmospheric circulation patterns // Mon. Wea. Rev. 1987. 115. 1083-1126.

Презентация доклада

Ссылка для цитирования: Черенкова Е.А. Оценка влияния изменений климата в Северной Атлантике и крупномасштабной циркуляции атмосферы на изменения температуры воздуха летом на Европейском севере России // Материалы 18-й Всероссийской открытой конференции «Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса». Москва: ИКИ РАН, 2020. C. 185. DOI 10.21046/18DZZconf-2020a

Дистанционные методы исследования атмосферных и климатических процессов

185

Географические рекорды. Самая высокая и низкая температура воздуха.

Антарктида

Самая низкая температура зарегистрирована 21 июля 1983 г. на станции Восток (-89,2°С).

Самая высокая температура зарегистрирована 5 января 1974 г. в бухте Надежды (+14,6°С).

Австралия

Самая низкая температура зарегистрирована 29 июля 1994 г. на перевале Шарлоты (-23°С).

Самая высокая температура зарегистрирована 16 января 1889 г. в Квинсленде (+53.3°С).

Азия

Самая низкая температура зарегистрирована 7 февраля 1892 г. в районе Верхоянска, в России (-67,8°С).

Самая высокая температура зарегистрирована 21 июня 1942 г. в Тират Тсви, в Израиле (53,9°С).

Африка

Самая низкая температура зарегистрирована 11 февраля 1935 г. в Ифране, в Марокко (-23.9°С).

Самая высокая температура зарегистрирована 13 сентября 1922 г. в Эль-Азизии, в Ливии (57,8°С).

Европа

Самая низкая температура зарегистрирована (дата неизвестна) в Усть-Щугоре, в России (-55,0°С).

Самая высокая температура зарегистрирована 4 августа 1881 г. в Севилье, в Испании (+50°С).

Северная Америка

Самая низкая температура зарегистрирована 3 февраля 1947 г. в Снаге, в Канаде (-63°С).

Самая высокая температура зарегистрирована 10 июля 1913 г. в Долине Смерти, в США (56,7°С).

Южная Америка

Самая низкая температура зарегистрирована 1 июня 1907 г. в Сарменто, в Аргентине (-33°С).

Самая высокая температура зарегистрирована 11 декабря 1905 г. в Ривадавии, в Аргентине (+48,9Т).

 

Самая низкая температура в атмосфере (-143°С) зарегистрирована на высоте 80,5-96,5 км во время ночного наблюдения облаков над Кроногардом, Швеция, с 27 июля по 7 августа 1963 г.

Самая низкая среднегодовая температура зарегистрирована в 1958 г. в Антарктиде, в районе Южного полюса (-57,8°С).

Самая высокая среднегодовая температура зафиксирована в местечке Феранди в Эфиопии в 60-х годах прошлого столетия (+34°С).

Самым холодным местом на Земле считается Полюс Недоступности (78° с. ш., 96° в. д.) в Антарктиде. Так как постоянных метеонаблюдений там вести некому, температуру в этом месте определяют расчетным путем, экстраполируемая среднегодовая температура составляет -57,8°С.

Самым холодным постоянно обитаемым местом является поселок Оймякон (население 4000 человек), расположенный на высоте 700 м над уровнем моря в Оймяконской котловине Якутии, Россия. В 1933 г. температура здесь опустилась до -67,7°С.

Самый ровный климат наблюдается в местечке Гарапан на острове Сайпан, Мариинские острова, Тихий океан. В течение 9 лет с 1927 по 1935 г. самая низкая температура здесь была зарегистрирована 30 января 1934 г. (+19.6°С), а самая высокая — 9 сентября 1931 г. (+31,4°С), что дает перепад 11,8°С.

Самый большой перепад температур наблюдается в районе «полюса холода» в Якутии (Россия). Перепад температур в Верхоянске равен 106,7°С: от минимальных -70°С зимой до +36.7°С летом.

Самое резкое похолодание, произошедшее в течение суток, было зарегистрировано 23-24 января 1916 г. в американском штате Монтана. Оно составило 56°С: с +7 до -49°С.

Самое резкое потепление наблюдалось 22 января 1943 года в городке Спирфиш в штате Южная Дакота в США. В течение всего 2 минут с 7:30 до 7:32 температура воздуха повысилась от -20°С до +7°С.

Температура воздуха — презентация на Slide-Share.ru 🎓

1

Первый слайд презентации: Температура воздуха

Презентацию приготовила Ученица 6 класса А Шувайникова Е.С «МБОУ СОШколы№22» Г кургана

Изображение слайда

2

Слайд 2: 1.Устройство термометра

планка со шкалой ……… капиллярная трубка резервуар с жидкостью (спиртом или ртутью)

Изображение слайда

3

Слайд 3

Термометр (от греч. «термо» — температура; «метр» — измерение) это … … … Кто изобрел термометр?

Изображение слайда

4

Слайд 4: 3. Изменение t воздуха с высотой

С поднятием на 1 км t воздуха падает на 6°С Будет ли лежать снег на вершине горы Килиманджаро (высота 5895м = 6000м), если температура воздуха у ее подножья +25°С? Решение:1. 6км * 6°С=36; 2. 25-36=-11°С Ответ:

Изображение слайда

5

Слайд 5: Определения амплитуды колебания температуры воздуха

Поработаем с раздаточными термометрами Шкала термометра разбита делениями. Посередине стоит значение ноль. Выше 0 расположены деления с положительной температурой, а ниже 0 с отрицательной, поэтому положительную температуру воздуха называют высокой, а отрицательную – низкой.

Изображение слайда

6

Слайд 6: Где быстрее прогреется плошадка

Изображение слайда

7

Слайд 7: Определение амплитуды колебания t в

рис.1 рис.2 рис.3 t =7°С t =-4 °С t =-8°С t =19°С t =11°С t =10°С А ° с=19-7=12°С А ° с=11-(-4)=15°С А ° с=18°С

Изображение слайда

8

Слайд 8: Определение амплитуды колебания t в

Задание 1. Вычислите амплитуду колебания t в : № п/п t max t min А ° с 1. 9 3 2. -10 -15 3. 12 -2

Изображение слайда

9

Слайд 9: Вычислите среднегодовую температуру воздуха с. Объячево за 2012 г Начертите график температур (по вертикали – температуры, по горизонтали — месяцы)

месяц я ф м а м и и а с о н д сг t t в °С -15 -13 -6 3 10 15 17 15 8 1 -6 -17 Закрепим пройденное

Изображение слайда

10

Слайд 10: Вычислите среднемесячную температуру воздуха с. Объячево за декабрь 2012 г

сутки 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 T в °С -16 -10 -10 -10 -7 -8 -13 -12 -14 -12 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 -12 -14 -20 -27 -28 -28 -30 -29 -29 -28 -26 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 см t -30 -30 -25 -27 -14 -14 -6 -5 -6 -7

Изображение слайда

11

Слайд 11

Изображение слайда

12

Слайд 12

Изображение слайда

13

Последний слайд презентации: Температура воздуха

Чему вы научились на сегодняшнем уроке? 2. Какие новые термины вы узнали?

Изображение слайда

Температура возвратного воздуха — обзор

Температура приточного воздуха

Контроллер должен контролировать температуру приточного воздуха.

Аварийные сигналы должны подаваться следующим образом:

•

Высокая температура приточного воздуха: если температура приточного воздуха превышает 60 ° F (регулируется).

•

Низкая температура приточного воздуха: если температура приточного воздуха ниже 45 ° F (регулируется).

Особо следует отметить в этой спецификации простым языком использование логики И и ИЛИ, логической логики:

Экономайзер должен включаться всякий раз, когда:

•

Температура наружного воздуха ниже 65 ° F ( регулируемый).

•

И энтальпия наружного воздуха меньше 22 БТЕ / фунт (регулируется)

•

И температура наружного воздуха ниже температуры возвратного воздуха.

•

И энтальпия наружного воздуха меньше энтальпии возвратного воздуха.

•

И состояние приточного вентилятора включено.

Экономайзер должен закрываться всякий раз, когда:

•

Температура смешанного воздуха падает с 40 ° F до 35 ° F (регулируется)

•

ИЛИ включается морозильник.

•

ИЛИ при потере состояния приточного вентилятора.

Этот стиль представления очень ясен и прост в использовании, особенно там, где делается много вариантов управления.

CtrlSpecBuilder.com — это веб-сайт, на котором представлены не защищенные авторским правом спецификации и чертежи для общего оборудования, основанного на прямом цифровом управлении. Вы можете использовать его как основу для элементов управления DDC или не DDC. Давайте теперь вернемся к описательному стилю и перейдем от системы подачи VAV к коробке VAV. Рисунок 9-8. показывает последовательность управления для VAV-бокса с подробным обсуждением философии, лежащей в основе каждого элемента.

Рисунок 9-8. Схема управления блоком VAV

•

Блоки VAV. Комнатная температура должна регулироваться путем регулирования заслонки объема воздуха и клапана повторного нагрева или электрического нагревателя в последовательности, как показано на Рис. 9-8 . Объем должен контролироваться с помощью контроллера, не зависящего от давления. Максимальный и минимальный объем охлаждения, а также минимум нагрева должны соответствовать указанным в графиках оборудования.Для устройств с электрическим обогревом следует позаботиться о том, чтобы установить герметичный выключатель (чтобы обогреватель не мог включиться без потока воздуха, чтобы избежать перегрева), а также тепловую защиту на электронагревателе, чтобы можно было избежать потенциальных условий возгорания. Электропитание для системы управления может быть подключено через низковольтный трансформатор, присоединенный к электронагревателю, или, в случае нагрева горячей воды, питание будет подаваться извне. Эта последовательность относится к управлению, не зависящему от давления.

Ранние «зависящие от давления» системы VAV просто использовали заслонку, установленную в воздуховоде, которая напрямую контролировалась термостатом помещения.При повышении температуры в помещении открылась заслонка VAV. Когда температура в помещении падала, заслонка VAV закрывалась до тех пор, пока при нулевых нагрузках (когда термостат был удовлетворен), VAV-камера полностью закрывалась с некоторой (а иногда и значительной) утечкой. Если требовался минимальный расход, заслонку можно было подключить так, чтобы она не закрывалась полностью до отключения.

Этот тип управления называется зависимым от давления, потому что количество воздуха, подаваемого в помещение, является функцией давления в системе подачи воздуха, а не только сигнала термостата.Изменение давления в системе может привести к изменению подачи воздуха в пространство и увеличению скорости, что может вызвать шум и переохлаждение или переохлаждение помещения до того, как термостат сможет это компенсировать. Это изменение давления приточного воздуха может быть вызвано открытием и закрытием VAV-боксов в системе, вызывая сильные колебания воздушного потока.

Это управление, зависящее от давления, используется редко, поскольку оно вызвало так много проблем в более крупных системах. В некоторых небольших системах, где шум, точность, эффективность вентиляции и комфорт не так важны, он все еще используется время от времени.Первые затраты обычно намного более экономичны, чем системы, не зависящие от давления.

Для решения этой проблемы были разработаны системы управления, не зависящие от давления. В этих элементах управления используются два каскадных контура управления, что означает, что контуры управления связаны вместе, и выход одного из них устанавливает заданное значение другого. Первый контур (космический термостат) регулирует температуру в помещении. Выходной сигнал этого контура подается на второй контроллер в качестве сигнала сброса, устанавливающего уставку воздушного потока, необходимую для охлаждения помещения.Диапазон уставки может быть ограничен как минимальной (охлаждение и тепло), так и максимальной скоростью воздушного потока. Второй контроллер регулирует заслонку VAV, чтобы поддерживать объем воздуха на этом заданном уровне.

Объем воздуха, умноженный на скорость его фиксированной площади воздуховода (CFM), измеряется с помощью датчика, усредняющего и усиливающего давление, который часто имеет довольно сложную конфигурацию (например, кольца или крестики), так что точные измерения скорости воздуха могут быть выполнены даже если конфигурации впускных каналов не идеальны и даже при низком расходе.(Для получения дополнительной информации по этому вопросу см. Справочники ASHRAE.) Его работа «не зависит» от изменения давления в приточном воздуховоде, хотя для нормальной работы по-прежнему требуется приемлемый диапазон статического давления в воздуховоде, обычно 1-2 дюйма водяного столба. давление в колонне.

Наличие максимального предела объема очень полезно во время балансировки системы. Блок VAV можно настроить на поддержание расчетной скорости потока воздуха в зону, в то время как балансир вручную регулирует объемные заслонки для достижения желаемого распределения воздуха между помещениями, обслуживаемыми зоной.Ограничитель максимальной громкости также полезен для предотвращения избыточной подачи, которая может быть шумной и нежелательной. Это может произойти во время работы рано утром, когда в помещении тепло и для охлаждения требуется больший, чем проектный, воздушный поток.

Возможность ограничения минимального объема важна для обеспечения достаточного воздушного потока для поддержания минимальной скорости вентиляции для приемлемого качества воздуха в помещении. Тепловые нагрузки в помещении (которые определяют количество воздуха, подаваемого VAV-боксом) не всегда соответствуют требованиям к вентиляции, которые зависят от количества людей и количества выбросов, загрязняющих окружающую среду от мебели и офисного оборудования.

Регулировка минимального объема может использоваться для обеспечения подачи достаточного количества приточного воздуха независимо от тепловой нагрузки; это также способствует и поддерживает надлежащую герметизацию здания до тех пор, пока операции вытяжки и вентиляции (и объемы) также согласованы с системой управления. Независимые от давления блоки управления предпочтительнее, чем зависящие от давления по многим причинам, в том числе минимальный и максимальный расход можно контролировать независимо от давления в воздуховоде, а скорость потока является функцией доступного давления в воздуховоде.

Контроль минимального объема также важен для блоков повторного нагрева (если они используются для обеспечения температуры или обогрева помещения), которые должны поддерживать минимальный поток и температуру для эффективного обогрева помещения. Ящики для повторного нагрева ведут себя как ящики только для охлаждения, когда в помещении тепло. Когда пространство охлаждается, объем воздуха уменьшается до минимального количества, и при поддержании минимального объема воздух повторно нагревается.

Функция подогревателя также используется для нагрева холодного воздуха, поступающего в комнату, когда комнатный термостат требует тепла.Объем не может быть слишком низким, иначе подаваемый воздух будет слишком теплым и плавучим и не будет хорошо смешиваться с воздухом в помещении, что приведет к дискомфорту и, возможно, к недостаточной вентиляции в рабочей зоне.

Помните, что приточный воздух из системы вентиляторов VAV холодный, поэтому, прежде чем можно будет произвести какой-либо полезный обогрев, воздух необходимо сначала нагреть до температуры помещения для обеспечения обогрева. Некоторые контроллеры VAV-боксов имеют возможность управлять двумя минимальными уставками: одной во время операции охлаждения для поддержания минимальной скорости вентиляции и более высокой уставкой во время работы в режиме максимального нагрева.

Некоторые системы управления позволяют сбрасывать приточный воздух на основе возвратного воздуха из помещений, чтобы можно было экономить энергию в условиях промежуточной температуры и низкой влажности. Другие триггеры включают изменение температуры отопительной воды или температуры наружного воздуха. Некоторые регуляторы VAV имеют регулятор / датчик температуры нагнетаемого воздуха на выходе, что позволяет избежать недостаточного охлаждения и перегрева. Эти значения температуры нагнетания также можно использовать для возврата в исходное состояние регулятора температуры нагнетаемого воздуха в AHU, и они являются отличной информацией для устранения неисправностей, связанных с жалобами пассажиров на температуру.

Охлаждение с положительным или отрицательным давлением? | ROG

Можете назвать меня перфекционистом, но мне нравится находить наиболее эффективный способ охлаждения ПК с наименьшим количеством установленных вентиляторов. Эта статья предназначена для вас, любителя буровых установок с воздушным охлаждением. Какая ориентация и размещение вентиляторов подходят для установки с воздушным охлаждением, и что лучше — положительное или отрицательное давление?

Тестовое оборудование:

• Intel Core-i5 2500K (без разгона)
• ASUS Maximus IV GENE-Z
• ASUS GTX285 MATRIX (Без разгона, скорость вращения вентилятора установлена ​​на постоянное значение 30%)
• Кулер Corsair Hydro 50 с 2 x Scythe Gentle Typhoons 1850 об / мин (тянуть / толкать назад)
• Coolermaster HAF 912 Advanced

Процедура тестирования:

10 раундов теста Intel Burn на CPU и Furmark с нагрузкой на GPU при стандартных настройках.Приблизительное общее время: 20 минут нагрузки на систему. Температура процессора регистрировалась с помощью Real Temp 370, а температура графического процессора — с помощью GPU-Z. Температура окружающей среды в помещении 29ºC. Прежде чем приступить к этому простому тесту, мы должны установить базовую температуру без вентиляторов корпуса:

Только охлаждение ЦП:

2 x 120 мм в конфигурации вытягивания / выталкивания для выпуска на корпусных вентиляторах Corsair H50 0 x Выводы: Обратите внимание на безумно высокую температуру холостого хода Core i5-2500K и GTX285 Matrix.Поскольку в корпус не поступает дополнительный воздух, остается комбинация застойного горячего воздуха и свежего воздуха, всасываемого из зазоров в корпусе. ПК работает стабильно и тихо, но для разгона не годится. Очевидно, что некоторые вентиляторы корпуса должны быть установлены для обеспечения небольшого потока воздуха.

Настройка отрицательного давления:

2 x 120 мм в конфигурации вытягивания / выталкивания для выпуска на Corsair H50 1 x 200 мм передний воздухозаборник 1 x 120 мм верхний выхлоп Выводы: Стандартная конфигурация воздушного потока с передним воздухозаборником для охлаждения воздуха и верхним вентилятором над сокетом ЦП и Corsair H50 выпускают теплый воздух через заднюю и верхнюю части корпуса соответственно.Core i5-2500K работает на холостом ходу при температуре 43 ° C, что по-прежнему является довольно высоким для штатных напряжений. Это может быть связано с тем, что H50 и верхний вентилятор конкурируют за холодный воздух из-за настройки отрицательного давления: больше выхлопа над всасыванием. Температура GTX285 MATRIX немного снизилась из-за того, что она находится на линии огня переднего вентилятора, но из-за того, что стойка для жестких дисков мешает воздушному потоку, теряет большую часть своей мощности.

Настройка положительного давления:

2 x 120 мм в конфигурации вытягивания / выталкивания для выпуска на Corsair H50 1 x 200 мм передний воздухозаборник 1 x 120 мм верхний воздухозаборник

Выводы: С верхним воздухозаборником это удивительно, так как вы можете увидеть резкое улучшение холостого хода и температуры нагрузки i5-2500K за счет прямого воздействия на область ЦП и питание H50.Охлаждение задней стороны GTX285 MATRIX нисходящим потоком воздуха оказывает небольшое положительное влияние, снижая температуры холостого хода и нагрузки еще на 2ºC в обоих случаях. Более направленный впуск по сравнению с выпуском обеспечивает лучшую охлаждающую среду.

Установка отрицательного давления + дополнительные вентиляторы:

2 x 120 мм в конфигурации вытягивания / выталкивания для выпуска на Corsair H50 1 x 200 мм передний воздухозаборник 1 x 120 мм верхний выхлоп 1 x 120 мм боковой воздухозаборник

Выводы: С боковым вентилятором, установленным прямо напротив GTX285 MATRIX, он впервые охлаждается заметно лучше, как мы и ожидали.Однако с потерей верхнего воздухозаборника температура Core i5-2500K в холостом режиме и под нагрузкой снова повысилась.

Настройка положительного давления + дополнительные вентиляторы:

2 x 120 мм в конфигурации вытягивания / выталкивания для выпуска на Corsair H50 1 x 200 мм передний воздухозаборник 1 x 120 мм верхний воздухозаборник 1x 120 мм боковой воздухозаборник

Выводы: Когда все движется внутрь, кроме выхлопной H50, это обеспечивает лучшую настройку охлаждения. Глядя на температуру простоя и нагрузки как i5 2500K, так и GTX285 Matrix, мы можем с уверенностью сказать, что подавляющее положительное давление и прямой поток воздуха в нужные области действительно помогают снизить температуру.

Окончательное заключение:

Итак, какая установка лучше? Направленный приток воздуха всегда лучше, чем у горячих компонентов, и чем больше вентиляторов вы добавите, тем лучше. Очевидно, что за это преимущество приходится платить за шум, но с помощью таких функций, как Fan Xpert или Thermal Radar, его можно уравновесить, замедляя вентиляторы. Положительное давление является огромным преимуществом не только по причинам, перечисленным выше, но и потому, что оно выталкивает пыли из корпуса и, если ваш корпус хорошо спроектирован, улавливает большую часть пыли на фильтрах вентилятора, прежде чем попадет внутрь.Какая у вас домашняя обстановка: положительное или отрицательное давление? Зайдите на наш форум и начните обсуждение, чтобы сообщить нам, какую сборку вы предпочитаете.

Отношение температуры атмосферного воздуха и температуры точки росы к экстремальным осадкам

Чтобы понять ожидаемые изменения экстремальных осадков из-за изменения климата, часто рассчитывается чувствительность осадков к температуре поверхности. Однако, поскольку температура поверхности не может быть хорошим индикатором атмосферной влажности, альтернативой является использование атмосферных температур, но использование атмосферных температур не имеет прецедентов.Используя данные радиозондов о температуре атмосферы в диапазоне геопотенциальных высот от 34 метеорологических станций в Австралии и на ее территориях, мы исследуем, может ли температура атмосферы улучшить наше понимание чувствительности дождя к температуре. При использовании температуры атмосферного воздуха в расчетной чувствительности наблюдается значительная изменчивость, в то время как температура точки росы атмосферы показывала устойчивую положительную чувствительность, аналогично тому, как использовались измерения температуры точки росы на поверхности.Мы пришли к выводу, что температура точки росы в атмосфере может быть многообещающим кандидатом для будущих исследований эмпирически рассчитанной чувствительности дождя к температуре, но, по-видимому, не превосходит использование измерений температуры точки росы на поверхности.

Изменение климата представляет собой одну из наиболее острых проблем, стоящих перед обществом, из-за его влияния на метеорологические и гидрологические явления. Повышение температуры может напрямую влиять на характер выпадения дождя, увеличивая способность удерживать влагу в атмосфере, что приводит к увеличению экстремального количества осадков (Trenberth et al 2003, O’Gorman 2015).Следовательно, понимание взаимосвязи между температурой и экстремальными осадками является ключевым шагом на пути к пониманию воздействия изменения климата на количество осадков. Связь между осадками и температурой, называемая «масштабированием», связана с соотношением Клаузиуса – Клапейрона (C – C), которое представляет собой теоретическое экспоненциальное увеличение давления насыщенного пара примерно на 7% / ° C. Если давление насыщенного пара увеличивается с такой скоростью, можно предположить, что максимальная интенсивность осадков должна увеличиваться с такой же скоростью (Trenberth 2011, Westra et al 2014).Это соотношение масштабирования основано на двух основных предположениях; что относительная влажность будет оставаться примерно постоянной в будущем (Soden and Held 2006) и что экстремальные ливни осаждают всю доступную влагу (Lenderink and van Meijgaard 2010). Однако возможное нарушение этих предположений, наряду с артефактами, возникающими из-за использования температуры поверхности в расчетах, приводит к наблюдаемым отклонениям от соотношения C – C.

Масштабирование экстремальных значений осадков, намного превышающих C – C (супер C – C), было обнаружено в различных климатических условиях и регионах (Лендеринк и ван Мейджгаард 2008 г., Лю и др. 2009 г., Мишра и др. 2012 г.), особенно для непродолжительных дождей (Hardwick Jones et al 2010, Lenderink et al 2011, Panthou et al 2014, Busuioc et al 2016, Wasko et al 2018, Wibig and Piotrowski 2018).Масштабирование Super C – C обычно объясняется конвективным характером краткосрочных штормов (Berg, Haerter 2013, Berg и др. 2013, Park and Min 2017). Во время шторма естественное выделение скрытого тепла может вызвать дополнительную конвергенцию влаги в системе, усиливая шторм и увеличивая интенсивность дождя сверх теоретического значения C – C (Trenberth et al 2003, Westra et al 2014). Используя молнию (Молнар и др. 2015) или тип облаков (Берг и Хэртер, 2013) в качестве косвенного показателя для идентификации конвективных событий, были найдены суперскорости масштабирования C – C для конвективных бурь.Когда конвективные бури удаляются из выборки бури, масштаб уменьшается до близкого или ниже C – C. Следовательно, изменения в атмосферной циркуляции, связанные с конвекцией, также влияют на вычисленный масштаб (Blenkinsop et al 2015, Chan et al 2016).

Отрицательное масштабирование также было выявлено во многих регионах мира (Utsumi et al 2011, Wasko et al 2016) и, в частности, связано с более высокими температурами в тропических регионах (Hardwick Jones et al 2010, стр. Маэда и др. 2012).Отрицательное масштабирование противоречит наблюдаемому историческому увеличению экстремальных тропических дождей (Donat et al 2016, Guerreiro et al 2018). Это привело к объяснению, что при более высоких температурах относительная влажность снижается, поскольку больше не нужно получать влагу (Hardwick Jones et al 2010) и возникают ограничения на испарение (Priestley 1965, Roderick et al 2019). при смене положительного масштабирования на отрицательное (Дробинский и др. 2016, 2018, Гао и др. 2018).Действительно, наиболее отрицательное масштабирование наблюдается в регионах с наибольшими ограничениями по влажности (Wasko et al 2015). Однако возможны и другие объяснения. Более теплые приземные температуры обычно наблюдаются в менее облачные дни с меньшим количеством осадков, что приводит к отрицательному масштабированию (Trenberth and Shea 2005), что объясняет наблюдение, что при более высоких температурах доля дождливого дня также меньше (Utsumi et al ). 2011). Также было показано, что штормы более короткой продолжительности обычно возникают при более высоких температурах.Поскольку эти штормы также имеют более низкую интенсивность дождя из-за их более короткой продолжительности, возникает отрицательная погрешность в рассчитанном соотношении масштабирования (Wasko et al 2015).

Отрицательное масштабирование также объяснялось рассмотрением времени измерения измеренных температур по отношению к приходу шторма. Температура может снижаться во время дождя по многим причинам, включая охлаждение за счет испарения или движение холодного воздуха, связанное с дождем (Bao et al 2017).В результате температура, совпадающая с количеством осадков, может не точно отражать температуру, которая имела место, когда фактически выпадал дождь (Али и Мишра, 2017 г., Бао и др. , 2017 г.). Использование температуры за три дня до дождя дало положительное масштабирование в некоторых местах, где ранее рассчитывалось отрицательное масштабирование (Али и Мишра, 2017). Однако, поскольку было опровергнуто, что локальное охлаждение является причиной отрицательного масштабирования (Barbero et al 2017), по-прежнему существует утверждение, что ограничения влажности являются наиболее вероятным физическим объяснением отрицательного масштабирования (Lenderink et al 2018). ).

Чтобы преодолеть ограничения влажности при более высоких температурах, в литературе были предложены две альтернативы для расчета чувствительности дождя к температуре; температура точки росы на поверхности и температура атмосферного воздуха. Настоятельно рекомендуется использовать температуру точки росы (например, Lenderink and Attema 2015, Barbero et al 2017), поскольку, по определению, точка росы — это температура, при которой воздушный поток должен быть охлажден при постоянном давлении для насыщения. (Относительная влажность 100%).Следовательно, повышение температуры точки росы на 1 ° C можно интерпретировать как эквивалент 7% увеличения содержания влаги в атмосфере (Lenderink and van Meijgaard 2010). Во множестве исследований изучалась чувствительность экстремальных осадков к температуре точки росы (Lenderink and van Meijgaard 2010, Lenderink et al 2011, Panthou et al 2014, Ali and Mishra 2017, Park and Min 2017, Ali et al. 2018, Wasko и др. 2018). Совсем недавно глобальное исследование (Ali et al 2018) показало, что для большинства тропических регионов положительное масштабирование, близкое к соотношению C – C, достигается при использовании температуры точки росы у поверхности (вместо температуры воздуха у поверхности земли).Однако один из основных аргументов в пользу отказа от использования температуры поверхности (воздуха или точки росы) заключается в том, что на них влияют осадки во время шторма.

Предлагается альтернатива — использовать температуру верхней тропосферы на высоте, достаточной, чтобы избежать колебаний из-за шторма (Mishra et al 2012) и предотвратить преобладание солнечного нагрева поверхности (Chan et al 2016). Использование атмосферной температуры физически больше соответствует процессам, вызывающим выпадение осадков.Общее количество осадков ограничено количеством влаги в атмосфере и, следовательно, демонстрирует очень сильную корреляцию с интегрированным водяным паром (Roderick et al 2019). Интегрированный водяной пар является функцией средней температуры в столбе водяного пара (Hagemann et al 2003), а количество осадков в результате конвекции зависит от температуры атмосферы (Neelin et al 2009). Следовательно, изменение температуры атмосферного воздуха (в отличие от температуры поверхности) должно лучше отражать изменение давления насыщенного пара, связанное с экстремальными осадками.

Использование повторного анализа температуры атмосферного воздуха на высоте 850 гПа над Индией в значительной степени привело к положительному масштабированию в соответствии с ожиданиями, включая случаи масштабирования супер-C – C немного выше 7% / ° C (Ali and Mishra 2017). В этой степени смоделированные климатом температуры воздуха 850 гПа также привели к положительному масштабированию в Соединенном Королевстве, в отличие от температуры поверхности (Chan et al , 2016). Температура атмосферного воздуха также использовалась для построения нестационарных кривых IDF (Ali and Mishra 2017, Golroudbary et al 2019).

Представление о том, что температура поверхности может (а) физически плохо быть связана с атмосферной влажностью и (б) подвержена множеству (статистических) артефактов, дает повод для использования атмосферных температур. Однако в настоящее время нет прецедентов использования атмосферных температур для расчетов масштабирования температуры дождя и температуры. Наша цель — изучить взаимосвязь количества осадков с температурой атмосферного воздуха и температурой точки росы в атмосфере на различных геопотенциальных высотах, чтобы увидеть, есть ли смысл в использовании атмосферных температур по сравнению с температурами поверхности для расчета масштабирования количества осадков с температурой.

Мы используем данные, полученные от Австралийского метеорологического бюро в 34 точках Австралии и прилегающих территорий. Температура атмосферного воздуха и температура точки росы измеряются с помощью баллонных радиозондов на высоте до 25 км. Частота измерений варьируется, но обычно выполняется каждые 6 часов. Расположение этих сайтов обобщено в таблице S1 и доступно в Интернете по адресу stacks.iop.org/ERL/14/074025/mmedia (и позже представлено на рисунке 2).

Ежедневное количество осадков сообщается на каждой из станций радиозондов на земле в 9 часов утра по местному времени в виде суточного накопления и измеряется либо с помощью измерителя дождя с ручным считыванием, либо с помощью автоматической метеостанции. Ежедневные значения температуры приземного воздуха и точки росы также поступают от Австралийского метеорологического бюро в каждом из пунктов измерения радиозондов.

Станции равномерно распределены по континенту Австралии, охватывая диапазон атмосферных и климатических условий (Linacre and Geerts 1997, Peel et al 2007).Сюда входят тропические регионы на севере, где летом преобладают осадки, и умеренные регионы на юго-востоке и юго-западе, где осадки преобладают зимой. В центральной Австралии климат засушливый и пустынный. Территориальные местоположения в основном тропические (острова Кокосовые острова, остров Норфолк и остров Лорд-Хау), однако остров Маккуори является антарктической тундрой. Следовательно, этот набор данных представляет собой разнообразный климатический диапазон.

Для каждой станции температуры атмосферного воздуха и температуры точки росы были усреднены за 24 часа, совпадающие с периодом любых наблюдений за ненулевым количеством осадков.Затем эти пары были разбиты по геопотенциальной высоте. Тропопауза отмечает конец тропосферы на высоте примерно 11 км над уровнем моря, а также верхнюю границу большинства погодных условий (Ahrens 2003), при этом стратосфера над этой точкой демонстрирует температурную инверсию на высоте примерно 20 км над уровнем моря. Хотя роль облачных процессов в стратосфере ограничена (Wallace and Hobbs, 2006), эти высоты включены для полноты картины. Данные были разделены на 8 интервалов геопотенциала по 2.5 км, от поверхности 0 км, до 20 км, то есть 0–2,5, 2,5–5, 5–7,5, 7,5–10, 10–12,5, 12,5–15, 15–17,5 и 17,5–20 км. Затем в каждом из этих интервалов геопотенциала пары «дождь-температура» были разделены на группы по температуре. Устойчивое масштабирование было рассчитано путем удаления значений, которые отклонялись более чем на 30 ° C от средней температуры для этой геопотенциальной высоты. Пары данных о количестве осадков и температуре были разделены на 12 равных температурных интервалов, причем интервалы содержали менее 20 событий, исключенных из анализа.В соответствии с предыдущими аналогичными исследованиями, был рассчитан 95-й процентиль осадков в каждой ячейке, и была построена линейная регрессия с использованием полученных точек данных (например, Али и др. 2018) (уравнение (1)).

, где R и T — векторы (длиной 12) процентиля осадков и пар температуры, рассчитанные для каждого температурного интервала для каждого интервала геопотенциальной высоты. Температура, принятая в этом случае, была средней точкой каждого интервала.Затем для каждого интервала геопотенциала было рассчитано масштабирование для 95-го процентиля по формуле:

Это привело к 8 оценкам масштабирования как для температуры воздуха, так и для температуры точки росы на каждом участке, по одной для каждого из различных уровней геопотенциальной высоты. Для простоты, когда мы говорим о масштабировании, мы имеем в виду масштаб, рассчитанный для 95-го процентиля. Масштабирование для пар приземной температуры и дождя рассчитывается аналогичным образом с использованием уравнений (1) и (2). Результаты с использованием температуры поверхности повторяют ранее опубликованные (Hardwick Jones et al 2010, Herath et al 2018, Wasko et al 2018) и представлены для сравнения с масштабированием, рассчитанным с использованием атмосферных температур.Таким образом, они обсуждаются после представления масштабирования с использованием атмосферных температур.

Наконец, хотя вышеупомянутый метод обеспечил надежные результаты, учитывая возможность смещения из-за произвольного выбора размера ячейки, квантильная регрессия также использовалась для сравнения и проверки результатов масштабирования (Wasko and Sharma 2014, Ali et al 2018). Квантильная регрессия напрямую соответствует соотношению в уравнении (1) с использованием всех пар дождя и температуры в интервале геопотенциала, что исключает необходимость бинирования.Результаты были в целом схожими, поэтому обсуждаются только результаты биннинга с результатами с использованием квантильной регрессии, представленными в дополнительной информации.

3.1. Масштабирование с использованием атмосферных температур для интервала геопотенциала 0–2,5 км

Мы начинаем с представления результатов масштабирования количества осадков с температурой атмосферного воздуха для аэропорта Сиднея (-33,946, 151,1731), расположенного в умеренном климате на юго-востоке Австралии, и аэропорта Дарвин (- 12.4239, 130.8925) на тропическом севере для самого низкого интервала геопотенциала (0–2.5 км). Сидней представлен здесь, потому что он имеет долгую историю и часто упоминался в предыдущих подобных исследованиях; Дарвин представлен потому, что он расположен на тропическом севере Австралии и, как известно, имеет отрицательное масштабирование (Hardwick Jones et al 2010, Barbero et al 2017, Wasko et al 2018). Здесь, даже когда используется температура атмосферного воздуха (рисунок 1 (а)), масштаб по Дарвину остается сильно отрицательным (-8,1% / ° C). Аналогичным образом, для Сиднея (рисунок 1 (b)), умеренного региона, где можно ожидать положительного масштабирования осадков, оно также является слабо отрицательным при использовании температуры атмосферного воздуха (−1.0% / ° C). Существует предположение о смене положительного скейлинга на отрицательное (Drobinski et al 2016) для Сиднея (рисунок 1 (b)), но в целом участки по всей Австралии не охватывают точку изменения температуры положительного скейлинга на отрицательную (Wasko et al. al 2015). Рассчитанные значения близко соответствуют результатам, представленным с использованием температуры приземного воздуха в аналогичных исследованиях (Wasko et al 2018), из которых следует, что температура атмосферного воздуха не обязательно обеспечивает более надежные оценки зависимости количества осадков, чем температура поверхности.Однако при использовании температуры точки росы при атмосферном давлении направление масштабирования меняется с отрицательного на положительное. Теперь масштабирование составляет 6,9% / ° C и 7,1% / ° C для Дарвина (рисунок 1 (c)) и Сиднея (рисунок 1 (d)) соответственно. Эти значения аналогичны соотношению Клаузиуса – Клапейрона.

Увеличить Уменьшить Сбросить размер изображения

Рис. 1. Чувствительность осадков к температуре с использованием температуры от 0 до 2.Геопотенциальный интервал 5 км (a) температура атмосферного воздуха в аэропорту Дарвина (b) температура атмосферного воздуха в аэропорту Сиднея (c) температура точки росы атмосферного воздуха в аэропорту Дарвина (d) температура точки росы атмосферного воздуха в аэропорту Сиднея.

Загрузить рисунок:

Стандартный образ Изображение высокого разрешения

Масштабирование с использованием как температуры атмосферного воздуха, так и температуры точки росы для всех станций представлено на рисунке 2. Чувствительность температуры атмосферного воздуха в самом низком интервале (0–2.5 км), смешивается как с положительными, так и с отрицательными наблюдаемыми скоростями масштабирования и отсутствием различимых пространственных структур (рисунок 2 (a)). Лишь около половины сайтов имеют показатели масштабирования, значительно отличные от нуля. Наблюдается небольшая концентрация положительного масштабирования вдоль восточных регионов Австралии и некоторая отрицательная чувствительность на западном побережье, как и в предыдущих исследованиях с использованием температуры поверхности и суточного количества осадков (Wasko et al 2016, Herath et al 2018). В тропиках наблюдается сочетание положительного и отрицательного масштабирования, что может свидетельствовать об улучшении результатов для мест с более высокой атмосферной влажностью при использовании атмосферной температуры, поскольку ранее использование температуры поверхности приводило к исключительно отрицательному масштабированию (Hardwick Jones et al 2010, Wasko и др. 2018).

Увеличить Уменьшить Сбросить размер изображения

Рисунок 2. Масштабирование температуры дождя и температуры для Австралии и прилегающих территорий с использованием температуры для интервала геопотенциала 0–2,5 км (a) температура атмосферного воздуха (b) температура точки росы атмосферы. Черные контуры представляют сайты со статистически значимыми результатами ( p -значение <0,05), а серые контуры представляют сайты, которые не являются статистически значимыми ( p -значение ≥ 0.05).

Загрузить рисунок:

Стандартный образ Изображение высокого разрешения

Напротив, когда масштабирование рассчитывается с использованием температуры точки росы при атмосферном давлении (рисунок 2 (b)), на всех участках масштабирование положительное, причем масштабирование на большинстве участков статистически значимо. На большинстве участков теперь масштабирование выше 6% / ° C. Сюда входят станции на материковой части Австралии, которые, возможно, могут иметь более высокие ограничения по влажности и с большей вероятностью иметь отрицательное масштабирование по сравнению со станциями, расположенными на островах в Тихом, Индийском и Антарктическом океанах, которые с меньшей вероятностью пострадают от ограничений по влажности. (и имеют положительное масштабирование с температурой атмосферного воздуха).Результаты показывают, что температура точки росы в атмосфере дает надежные оценки масштабной зависимости количества осадков от температуры и, вероятно, является лучшим показателем атмосферной влажности в атмосфере, чем температура воздуха.

3.2. Масштабирование с использованием атмосферных температур для геопотенциальной высоты выше 2,5 км

Результаты для всех интервалов геопотенциала представлены на рисунке 3. Рисунок 3 (a) представляет масштабирование с температурой атмосферного воздуха, а рисунок 3 (b) с температурой точки росы в атмосфере.Как обсуждалось в разделе 3.1, на самой низкой геопотенциальной высоте (0–2,5 км) масштабирование значительно варьируется (показано на рисунке 2). По мере увеличения геопотенциальной высоты все больше станций показывают положительное изменение количества осадков в зависимости от температуры атмосферного воздуха, особенно до высоты 10–12,5 км. Станции на западе, которые имели отрицательное масштабирование на более низких высотах атмосферы, показывают положительное масштабирование на расстоянии 10–12,5 км. Но некоторые станции на восточном побережье Австралии продолжают оставаться отрицательными на этой геопотенциальной высоте.Наблюдается изменение направления масштабирования, начиная примерно с 12,5 км, с переходом к более отрицательному масштабированию. Это наиболее очевидно для станций восточного побережья и островов. Поскольку тропопауза расположена на расстоянии около 15–20 км, это может объяснить внезапное изменение знака градиента. Тропопауза характеризуется стагнацией или даже постепенным повышением температуры. Поскольку температура монотонно снижается от уровня поверхности до тропопаузы, сдвиг знака выше тропопаузы для температурного градиента также может быть ответственным за изменение знака масштабирования.

Увеличить Уменьшить Сбросить размер изображения

Рис. 3. Масштабирование для всех участков во всех интервалах геопотенциала, включая поверхность (нулевая высота), для (a) температуры атмосферного воздуха и (b) температуры точки росы в атмосфере. Хронология и расположение станций представлены в таблице S1. Ориентировочная область (например, N = Север) представлена ​​в верхней части панели (а). Черные контуры представляют сайты со статистически значимыми результатами ( p -значение <0.05), в то время как серые контуры представляют сайты, которые не являются статистически значимыми ( p — значение ≥ 0,05).

Загрузить рисунок:

Стандартный образ Изображение высокого разрешения

Масштабирование количества осадков с температурой точки росы атмосферы (рисунок 3 (b)) обычно положительно для всех уровней геопотенциала. Ниже 5 км почти все станции имеют положительное статистически значимое масштабирование. Наблюдается постоянный положительный масштаб, обычно выше 6% / ° C на высоте ниже 5 км с ограниченной изменчивостью между участками (по сравнению с результатами по температуре атмосферного воздуха, представленными выше).На геопотенциальной высоте более 5 км некоторые участки на западе Австралии имеют отрицательное масштабирование. Однако эти станции составляют меньшинство, и отрицательное масштабирование обычно не является статистически значимым. Количество участков со статистически значимой взаимосвязью заметно сокращается на высоте выше 15 км, что снова указывает на то, что выше тропопаузы взаимосвязь между осадками и температурой точки росы в атмосфере может быть не такой надежной.

Чтобы понять изменчивость и медианное масштабирование, результаты для всех станций представлены в виде прямоугольных диаграмм на рисунке 4.Среднее масштабирование при температуре атмосферного воздуха ниже 12,5 км является достаточно постоянным, от 2% до 4% / ° C, но существует большая изменчивость масштабирования, при этом многие участки демонстрируют отрицательное масштабирование. Очевидно явное снижение масштабирования выше 10 км. Напротив, масштаб атмосферной точки росы почти всегда положительный. Среднее масштабирование является самым высоким, приблизительно 7% / ° C, в интервале геопотенциала 0–2,5 км. Затем он уменьшается примерно до постоянного среднего значения от 2% до 4% / ° C.Хотя медианные значения для масштабирования, рассчитанного с использованием температуры воздуха и точки росы для высот от 2,5 до 12,5 км, аналогичны, масштабирование, рассчитанное с учетом температуры воздуха, демонстрирует гораздо большую изменчивость. Наименьшие межквартильные разности наблюдаются в интервалах геопотенциала 5–12,5 км. Это говорит о том, что масштабирование, вычисленное на этих высотах, может быть наиболее устойчивым, но на этих высотах абсолютное значение масштабирования ниже, чем масштабирование, вычисленное ближе к поверхности.Выше тропопаузы масштабирование с температурой точки росы атмосферы остается в значительной степени согласованным с результатами на более низких геопотенциальных высотах, но с большей изменчивостью.

Увеличить Уменьшить Сбросить размер изображения

Рис. 4. Ящичковые диаграммы масштабирования для всех участков для всех интервалов геопотенциала с использованием как температуры атмосферного воздуха, так и температуры точки росы. Результаты, полученные с использованием температуры поверхности, включены для сравнения.

Загрузить рисунок:

Стандартный образ Изображение высокого разрешения

3.3. Сравнение с масштабированием, рассчитанным с использованием температуры поверхности

Масштабирование, рассчитанное с использованием температуры приземного воздуха и точки росы, сравнивалось на рисунках 3 и 4 с результатами атмосферных температур. Масштабирование, рассчитанное с использованием температуры поверхности, подробно представлено в Wasko et al (2018), и поэтому масштабирование температуры поверхности представлено здесь только в качестве справки.Масштаб, рассчитанный с использованием температуры приземного воздуха, мало отличается от масштабов, рассчитанных с использованием температуры атмосферного воздуха. Есть некоторые свидетельства того, что температура атмосферного воздуха дает больше участков с положительным масштабированием, но свидетельства этого ограничены, поскольку межквартильные диапазоны диаграмм, представленные на рисунке 4, в значительной степени перекрываются. Масштаб, рассчитанный с использованием температуры точки росы на поверхности, имеет среднее значение почти 10% / ° C, что больше, чем среднее значение примерно 7% / ° C, рассчитанное с использованием температуры точки росы при атмосферном давлении.Масштаб больше, чем C – C, рассчитанный на поверхности, предполагает, что возможно усиление шторма, которое приводит к увеличению количества осадков более быстрыми темпами, чем увеличение давления насыщенного пара при более высоких температурах (Lenderink and van Meijgaard 2008, Wasko and Sharma 2015, Lochbihler et al. al 2017).

Споры ведутся о методах, используемых для расчета шкалы температуры дождя и температуры (Wasko and Sharma 2014, Ali et al 2018). Есть свидетельства того, что квантильная регрессия устойчива ко многим формам смещения, поскольку она рассматривает данные в целом, в отличие от дискретизации биннинга.Рисунок S1 воспроизводит результаты, представленные на рисунке 4, с использованием квантильной регрессии. Общие результаты с использованием квантильной регрессии были очень похожи на биннинг равной ширины с положительным масштабированием температуры точки росы в атмосфере, наблюдаемым во всех интервалах геопотенциальной высоты. Как видно из биннинга равной ширины, для температуры атмосферного воздуха смещение направления масштабирования с положительного на отрицательное отображается на расстоянии 12,5 км и выше. Разброс межквартильных диапазонов, наблюдаемый при использовании квантильной регрессии, аналогичен.Единственное отличие состоит в том, что повсюду наблюдается немного более положительное масштабирование, но в целом это говорит о том, что результаты надежны независимо от метода, используемого для расчета масштабирования.

Во многих исследованиях используются разные процентили, например, 90-й и 99-й процентили. Учитывая сходство результатов, представленных здесь с использованием 95-го процентиля, с исследованиями, в которых использовался 99-й процентиль (например, Herath et al 2018, Wasko et al 2018), мы не ожидаем, что результаты или выводы изменятся, если будет другой процентиль. усыновленный.Сдвиг в направлении масштабирования для температуры атмосферного воздуха в тропопаузе и увеличение изменчивости выше тропопаузы для температуры точки росы в атмосфере предполагает, что существуют дополнительные факторы, которые, возможно, необходимо изучить, прежде чем мы полностью поймем, как эта атмосферная область влияет на эмпирический расчет температуры осадков. Однако при масштабировании мы отмечаем, что на этих высотах меньше «погодных условий».

Температура атмосферного воздуха сильно связана с количеством воды в атмосферном столбе (Hagemann et al 2003, Neelin et al 2009), и, следовательно, можно было ожидать, что температура атмосферного воздуха будет сильно связана с количеством осадков.Отсутствие тесной взаимосвязи между температурой атмосферного воздуха и количеством осадков, но сильная взаимосвязь между температурой точки росы и количеством осадков предполагает, что количество осадков зависит от относительной влажности (Hardwick Jones et al 2010, Wasko et al 2015) и Температура точки росы лучше отражает эту зависимость (Lenderink and van Meijgaard 2010, Lenderink et al 2011). Высокая изменчивость масштабирования количества осадков в зависимости от температуры атмосферного воздуха может быть результатом влияния на масштабирование атмосферной циркуляции (Blenkinsop et al 2015) и типа погодных явлений, в частности конвективных явлений по сравнению с явлениями стратиформ (Berg et al. 2013).Тот факт, что изменения температуры атмосферной точки росы более устойчивы, предполагает, что точка росы может быть достаточной объясняющей переменной без учета типа погодных явлений.

Тема масштабирования осадков была очень активной областью исследований в течение последнего десятилетия. Тот факт, что масштабирование, рассчитанное с использованием температуры приземного воздуха, имеет повышенную изменчивость из-за состояния поверхности (например, Bao et al 2017, Barbero et al 2017) подчеркивается отрицательным масштабированием, наблюдаемым в тропических районах Австралии (например, Bao et al 2017, Barbero et al 2017).грамм. Hardwick Jones и др. 2010, Wasko и др. 2015). Использование температур атмосферного воздуха дало смешанные результаты масштабирования, причем многие станции также показали отрицательное масштабирование. Историческое увеличение количества экстремальных осадков с изменением климата (Westra and Sisson 2011, Guerreiro et al 2018), естественно, подразумевает, что мы должны ожидать появления положительной температурной чувствительности к экстремальным дождям. Расчет отрицательного масштабирования с использованием температуры воздуха показывает, что чувствительность осадков как к приземной, так и к температуре атмосферного воздуха не является надежным индикатором изменяющегося характера осадков с повышением температуры.

Напротив, температура точки росы при атмосферном давлении работает стабильно, обеспечивая более равномерное положительное масштабирование с меньшими колебаниями, чем температура атмосферного воздуха. Масштабирование обычно составляло порядка 2% –5% / ° C независимо от используемой геопотенциальной высоты со средним значением 7% / ° C для интервала геопотенциальной высоты 0–2,5 км. Масштабирование 7% / ° C соответствует C – C, однако масштабирование все же меньше, чем обнаруженное с использованием температуры точки росы на поверхности. Масштаб супер-C – C, рассчитанный с использованием температуры точки росы, предполагает возможность усиления режима осадков с повышением температуры (Lenderink and van Meijgaard 2008, Wasko and Sharma 2015).

Несмотря на то, что нет единого мнения о том, какое значение масштабирования температуры дождя и температуры нам следует ожидать (Zhang et al 2017), надежные результаты с использованием температуры точки росы при атмосферном давлении подтверждают утверждение о том, что повышение температуры точки росы на 1 ° C может быть интерпретируется как увеличение содержания влаги в атмосфере и означает увеличение количества экстремальных осадков (Lenderink and van Meijgaard, 2010) в суточных масштабах. Поскольку температура атмосферы измеряется в меньшем количестве мест, чем температура поверхности, использование температуры атмосферы также приведет к меньшему пространственному определению для масштабирования температуры дождя и температуры.Приведенные здесь результаты показывают, что температура точки росы в атмосфере является более надежным индикатором изменения атмосферной влажности и количества осадков, чем температура атмосферного воздуха, но вряд ли принесет дополнительную пользу по сравнению с использованием измерений точки росы на поверхности для расчетов масштабирования.

Ежедневные данные об осадках и температуре приземного воздуха можно загрузить с веб-сайта Австралийского метеорологического бюро https://bom.gov.au/climate/data/stations/. Данные о верхних слоях атмосферы и данные о температуре точки росы можно запросить по стоимости в Австралийском метеорологическом бюро на указанном выше сайте.Конрад Васко благодарит за финансирование программы стипендий Маккензи Университета Мельбурна. Фиона Джонсон поддерживается научным сообществом UNSW и проектом DP150100411 Австралийского исследовательского совета.

Обратная связь по температуре воздуха и ее вклад в глобальное потепление

Adler RF, Huffman GJ, Chang A, Ferraro R, Xie PP, Janowiak J, Rudolf B, Schneider U, Curtis S, Bolvin D, Gruber A, Susskind J, Аркин П., Нелькин Е. 2003. Глобальный проект климатологии осадков версии 2 (GPCP) ежемесячный анализ осадков (с 1979 г. по настоящее время).J Hydrometeorol, 4: 1147–1167

Статья Google ученый

Альбрехт Б. А. 1989. Аэрозоли, микрофизика облаков и фракционная облачность. Science, 245: 1227–1230

Статья. Google ученый

Auer I, Böhm R, Jurkovic A, Lipa W, Orlik A, Potzmann R, Schöner W, Ungersböck M, Matulla C, Briffa K, Jones P, Efthymiadis D, Brunetti M, Nanni T, Mercalligeri M, L, Mestre O, Moisselin JM, Begert M, Müller-Westermeier G, Kveton V, Bochnicek O, Stastny P, Lapin M, Szalai S, Szentimrey T., Cegnar T, Dolinar M, Gajic-Capka M, Zaninovic K, Majstorovic Z , Ниеплова Е.2007. HISTALP — исторические инструментальные климатологические поверхностные временные ряды большого альпийского региона. Int J Climatol, 27: 17–46

Статья Google ученый

Брассер Г., Хитчман М. Х. 1988. Реакция стратосферы на возмущения газовых примесей: изменения в распределении озона и температуры. Science, 240: 634–637

Статья Google ученый

Цай М., Лу Дж. Х.2009. Новая структура для выделения индивидуальных процессов обратной связи в связанных климатических моделях общей циркуляции. Часть II: Демонстрация и сравнение методов. Клим Дин, 32: 887–900

Google ученый

Цай М., Тунг К. 2012. Устойчивость динамических обратных связей от радиационного воздействия: 2% солнечной энергии по сравнению с 2 × CO. ₂ эксперименты в идеализированной GCM. J Atmos Sci, 69: 2256–2271

Статья Google ученый

Дай А, Карл Т. Р., Сан Б., Тренберт К. Э.2006. Последние тенденции облачности над Соединенными Штатами: рассказ о несоответствиях в мониторинге. Bull Amer Meteorol Soc, 87: 597–606

Статья Google ученый

Dee DP, Uppala SM, Simmons AJ, Berrisford P, Poli P, Kobayashi S, Andrae U, Balmaseda MA, Balsamo G, Bauer P, Bechtold P, Beljaars ACM, van de Berg L, Bidlot J, Bormann N , Delsol C, Dragani R, Fuentes M, Geer AJ, Haimberger L, Healy SB, Hersbach H, Hólm EV, Isaksen L, Kållberg P, Köhler M, Matricardi M, McNally AP, Monge-Sanz BM, Morcrette JJ, Park BK , Peubey C, de Rosnay P, Tavolato C, Thépaut JN, Vitart F.2011. Реанализ ERA-Interim: конфигурация и производительность системы усвоения данных. Q J R Meteorol Soc, 137: 553–597

Статья Google ученый

Дин С., Чжао К., Ши Дж., Ву С. 2005. Анализ изменения глобального общего количества облачности за последние 20 лет (на китайском языке). J Appl Meteorol, 16: 670–677

Google ученый

Истман Р., Уоррен С. Г.2013. 39-летний обзор изменений облачности с наземных станций во всем мире за 1971–2009 годы: долгосрочные тенденции, связь с аэрозолями и расширение тропического пояса. J Clim, 26: 1286–1303

Статья Google ученый

Fu Q, Liou K N. 1993. Параметризация радиационных свойств перистых облаков. J Atmos Sci, 50: 2008–2025

Статья Google ученый

Гуань Х, Хуан Дж, Гу Р, Лин П.2015a. Роль динамически индуцированной изменчивости в замедлении недавнего тренда потепления над Северным полушарием. Sci Rep, 5: 12669

Статья Google ученый

Гуань X, Хуанг Дж., Гуо Р, Ю Х, Линь П, Чжан Ю. 2015b. Роль радиационно-вынужденных изменений температуры в усилении полузасушливого потепления в холодное время года над Восточной Азией. Atmos Chem Phys, 15: 13777–13786

Статья Google ученый

Hall A, Manabe S.1999. Роль обратной связи водяного пара в невозмущенной изменчивости климата и глобальном потеплении. J Clim, 12: 2327–2346

Статья Google ученый

Хансен Дж., Руди Р., Сато М., Ло К. 2010. Изменение глобальной температуры поверхности. Rev Geophys, 48: RG4004

Статья Google ученый

Хансен Дж., Сато М., Руди Р. 1997. Радиационное воздействие и реакция климата.J Geophys Res, 102: 6831–6864

Статья Google ученый

Хелд И. М., Соден Б. Дж. 2000. Обратная связь по водяному пару и глобальное потепление. Annu Rev Energy Environ, 25: 441–475

Статья Google ученый

Хелд И. М., Соден Б. Дж. 2006. Устойчивые реакции гидрологического цикла на глобальное потепление. J Clim, 19: 5686–5699

Статья Google ученый

Голландия М М, Битц К. М.2003. Полярное усиление изменения климата в связанных моделях. Clim Dyn, 21: 221–232

Статья Google ученый

Ху Х, Ли И, Ян С., Дэн Й, Цай М. 2017. Процессное разложение десятилетней разницы климата между 2002–13 и 1984–95 гг. J Clim, 30: 4373–4393

Статья Google ученый

Хуан Дж., Се Й, Гуань Х, Ли Д., Цзи Ф. 2017. Динамика перерыва в потеплении над Северным полушарием.Clim Dyn, 48: 429–446

Статья Google ученый

МГЭИК. 2013. Изменение климата 2013. В: Stocker T F, Qin D, Plattner G K, Tignor M, Allen S. K, Boschung J, Nauels A, Xia Y, Bex V, Midgley P M, eds. Основы физической науки. Вклад Рабочей группы I в Пятый оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата. Кембридж: Издательство Кембриджского университета. 1535

МГЭИК. 2007: Изменение климата 2007.В: Соломон С., Цинь Д., Мэннинг М. Чен З., Маркиз М., Аверит К. Б., Тиньор М., Миллер Х. Л., ред. Основы физических наук, вклад Рабочей группы I в Четвертый оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата. Кембридж: Cambridge University Press,

Джонс П.Д., Моберг А. 2003. Полушарные и крупномасштабные колебания температуры приземного воздуха: обширный пересмотр и обновление до 2001 года. Дж. Клим, 16: 206–223

Статья Google ученый

Kaiser D P.1998. Анализ общего количества облачности над Китаем, 1951–1994 гг. В: Материалы девятого симпозиума по исследованиям глобальных изменений. Американское метеорологическое общество. Бостон. 168–171

Google ученый

Li C, Weng H, Gao X, Zhong M. 2003. Первоначальное исследование другой возможной причины глобального потепления (на китайском языке). Chin J Atmos Sci, 27: 789–797

Статья Google ученый

Li J, Ren R, Qi Y, Wang F, Lu R, Zhang P, Jiang Z, Duan W, Yu F, Yang Y.2013. Прогресс во взаимодействии воздуха, суши и моря в Азии и их роль в глобальном и азиатском изменении климата (на китайском языке). Chin J Atmos Sci, 37: 518–538

Google ученый

Ли Л. Дж., Ван Б., Чжоу Т. Дж. 2007. Влияние внешнего воздействия на глобальное потепление 20-го века. Chin Sci Bull, 52: 3148–3154

Статья Google ученый

Лу Дж. Х., Кай М. 2009. Новая структура для выделения индивидуальных процессов обратной связи в связанных климатических моделях общей циркуляции.Часть I: Формулировка. Клим Дин, 32: 873–885

Google ученый

Maugeri M, Bagnati Z, Brunetti M, Nanni T. 2001. Тенденции изменения общего количества облачности в Италии, 1951–1996 гг. Geophys Res Lett, 28: 4551–4554

Статья Google ученый

Поляков И.В., Алексеев Г.В., Бекряев Р.В., Бхатт У., Колония Р.Л., Джонсон М.А., Карклин В.П., Макштас А.П., Уолш Д., Юлин А.В. 2002.Оценка полярного усиления глобального потепления, основанная на наблюдениях. Geophys Res Lett, 29: 25-1–25-4

Статья Google ученый

Qian Y, Kaiser DP, Leung LR, Xu M. 2006. Более частое безоблачное небо и меньшая поверхностная солнечная радиация в Китае с 1955 по 2000 год. Geophys Res Lett, 33: L01812

Google ученый

Раманатан В. 1977 г. Взаимодействие между ледовым альбедо, градиентной скоростью и обратной связью верхней границы облаков: анализ нелинейного отклика климатической модели GCM.J Atmos Sci, 34: 1885–1897

Статья Google ученый

Раманатан В., Кармайкл Г. 2008. Глобальные и региональные изменения климата из-за сажи. Nat Geosci, 1: 221–227

Статья Google ученый

Рудольф Б., Хаушильд Х., Рует В., Шнайдер У. 1994. Анализ наземных осадков: оперативный метод и требуемая плотность точечных измерений.В: Desbois M, Désalmand F, ред. Глобальные осадки и изменение климата. Серия НАТО ASI (Серия I: Глобальное изменение окружающей среды), том 26. Берлин: Springer

Google ученый

Шнайдер Э. К., Киртман Б. П., Линдзен Р. С. 1999. Тропосферный водяной пар и чувствительность климата. J Atmos Sci, 56: 1649–1658

Статья Google ученый

Седжас С.А., Цай М. 2016.Изоляция петли обратной связи по температуре и ее влияние на температуру поверхности. J Atmos Sci, 73: 3287–3303

Статья Google ученый

Шелл К. М., Киль Дж. Т., Шилдс С. А. 2008. Использование метода радиационного ядра для расчета обратной связи климата в атмосферной модели сообщества NCAR. J Clim, 21: 2269–2282

Статья Google ученый

Симмонс А. Дж., Джонс П. Д., да Коста Бехтольд В., Бельярс А. С. М., Коллберг П. В., Сааринен С., Уппала С. М., Витербо П., Веди Н.2004. Сравнение тенденций и низкочастотной изменчивости в анализах температуры приземного воздуха CRU, ERA-40 и NCEP / NCAR. J Geophys Res, 109: D24115

Статья Google ученый

Соден Б. Дж., Хелд И. М., Колман Р. К., Шелл К. М., Киль Дж. Т., Шилдс С. А. 2008. Количественная оценка климатических обратных связей с использованием радиационных ядер. J Clim, 21: 3504–3520

Статья Google ученый

Стивенс Г. Л., Ли Дж., Уайлд М., Клейсон С. А., Леб Н., Като С., Л’Экуайер Т., Стакхаус П. В., Лебсок М., Эндрюс Т.2012a. Обновленная информация об энергетическом балансе Земли в свете последних глобальных наблюдений. Nat Geosci, 5: 691–696

Статья Google ученый

Стивенс Г. Л., Уайлд М., Стакхаус мл. П. У., Л’Экуайер Т., Като С., Хендерсон Д. С. 2012b. Глобальный характер потока нисходящего длинноволнового излучения. J Clim, 25: 2329–2340

Статья Google ученый

Sun B, Groisman P Y.2000. Вариации облачности над бывшим Советским Союзом. Int J Climatol, 20: 1097–1111

Статья Google ученый

Тейлор П.К., Цай М., Ху А., Мил Дж., Вашингтон В., Чжан Дж. 2013. Разложение вкладов обратной связи в усиление полярного потепления. J Clim, 26: 7023–7043

Статья Google ученый

Тренберт К. Э., Фасулло Дж., Смит Л. 2005.Тенденции и изменчивость атмосферного водяного пара, интегрированного в столбцы. Clim Dyn, 24: 741–758

Статья Google ученый

Тиндаль Дж. 1861. О поглощении и излучении тепла газами и парами. Philos Mag, 22: 169–194, 273–285

Статья Google ученый

Ван К. К., Дикинсон Р. Э. 2013. Глобальная нисходящая длинноволновая радиация атмосферы на поверхности по данным наземных наблюдений, спутниковых данных и повторного анализа.Rev Geophys, 51: 150–185

Статья Google ученый

Wetherald R T., Манабе С. 1988. Процессы обратной связи с облаками в модели общей циркуляции. J Atmos Sci, 45: 1397–1416

Статья Google ученый

Ву З., Хуанг Н. Э., Лонг С. Р., Пэн К. К. 2007. О трендах, устранении тренда и изменчивости нелинейных и нестационарных временных рядов. Proc Natl Acad Sci USA, 104: 14889–14894

Статья Google ученый

Чжэн Б., Ши К.2006. Температурное похолодание в нижних слоях стратосферы и его влияние на зональный ветер (на китайском языке). Meteorol Sci Technol, 34: 538–541

Google ученый

Датчик температуры воздуха в двигателе

Датчик температуры всасываемого воздуха (IAT) контролирует температуру воздуха, поступающего в двигатель. Компьютер двигателя (PCM) нуждается в этой информации для оценки плотности воздуха, чтобы он мог сбалансировать воздушно-топливную смесь. Более холодный воздух более плотный, чем горячий, поэтому холодный воздух требует больше топлива для поддержания того же соотношения воздух / топливо.PCM изменяет соотношение воздух / топливо, изменяя продолжительность (по времени) импульсов форсунки.

На автомобилях до OBD II (1995 г. и старше) этот датчик может называться датчиком температуры наддува воздуха (ACT), датчиком температуры лопастного воздуха (НДС), датчиком температуры наддува коллектора (MCT), температурой воздуха в коллекторе. (MAT) или датчик температуры заряда (CTS).

КАК РАБОТАЕТ ДАТЧИК ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА

Датчик температуры всасываемого воздуха обычно устанавливается во впускном коллекторе, поэтому на наконечник будет попадать воздух, поступающий в двигатель.На двигателях, которые используют датчики массового расхода воздуха (MAF) для контроля объема воздуха, поступающего в двигатель, датчик MAP также будет иметь встроенный датчик температуры воздуха. Некоторые двигатели также могут иметь более одного датчика температуры воздуха (два, если у него есть раздельный впускной коллектор или отдельные впускные коллекторы на двигателе V6 или V8).

Датчик температуры воздуха представляет собой термистор, что означает, что его электрическое сопротивление изменяется в ответ на изменения температуры.

Работает так же, как датчик охлаждающей жидкости.PCM подает опорное напряжение на датчик (обычно 5 вольт), затем смотрит на сигнал напряжения, который он получает, для расчета температуры воздуха. Сигнал обратного напряжения будет изменяться пропорционально изменениям температуры воздуха. Большинство датчиков температуры воздуха представляют собой термисторы с отрицательным температурным коэффициентом (NTC) с высоким электрическим сопротивлением в холодном состоянии, но сопротивление падает при нагревании. Однако некоторые работают наоборот. Это термисторы с положительным температурным коэффициентом (PTC), которые имеют низкое сопротивление в холодном состоянии и повышается при нагревании.Изменяющееся сопротивление датчика вызывает изменение обратного напряжения обратно в PCM.

В более старых приложениях до OBD II (1995 и более старые автомобили) сигнал от датчика температуры воздуха может также использоваться для включения форсунки холодного пуска (если используется), если температура наружного воздуха низкая. В некоторых из этих старых приложений сигнал датчика температуры воздуха может также использоваться для задержки

открытия клапана рециркуляции отработавших газов, пока двигатель не прогреется.

Датчики температуры воздуха также используются в системах автоматического климат-контроля.Один или несколько датчиков температуры воздуха используются для контроля температуры воздуха внутри салона, а также температуры наружного воздуха. Система климат-контроля обычно имеет собственный отдельный датчик температуры наружного воздуха, расположенный вне моторного отсека, поэтому нагрев двигателя не влияет на него. Датчик температуры наружного воздуха обычно устанавливается за решеткой или в области кожуха у основания ветрового стекла.). Большинство этих датчиков работают точно так же, как датчик температуры воздуха в двигателе.Но некоторые используют инфракрасный датчик для контроля температуры тела пассажиров автомобиля.

ПРИЧИНЫ НЕИСПРАВНОСТЕЙ

Датчик температуры воздуха иногда может быть поврежден из-за

обратного зажигания во впускном коллекторе. Углеродные и масляные загрязнения во впускном коллекторе также могут покрывать кончик датчика, делая его менее чувствительным к резким изменениям температуры воздуха. Сам датчик температуры воздуха также может выйти из строя в результате жары или старости, из-за чего он будет реагировать медленнее или вообще не реагировать.

Проблемы с датчиком также могут быть вызваны плохим электрическим подключением датчика. Ослабленный или корродированный разъем проводки может повлиять на выходной сигнал датчика, а также может повредить проводку в цепи между датчиком и PCM.

СИМПТОМЫ ПРИВОДНОСТИ

Если датчик температуры всасываемого воздуха показывает неточные показания, PCM может подумать, что воздух теплее или холоднее, чем он есть на самом деле, что приведет к неправильному расчету воздушно-топливной смеси. Результатом может быть обедненная или богатая топливная смесь, которая вызывает симптомы управляемости, такие как плохое качество холостого хода на холоде, спотыкание при разгоне на холоде и помпаж при прогретом двигателе.

Если компьютер двигателя использует вход датчика температуры воздуха для включения форсунки холодного пуска, и датчик показывает неточные показания, это может помешать работе форсунки холодного пуска, вызывая условия жесткого холодного пуска.

Неисправный датчик температуры воздуха также может повлиять на работу клапана рециркуляции ОГ, если PCM использует температуру воздуха для определения момента открытия клапана рециркуляции ОГ (в большинстве случаев он использует ввод температуры охлаждающей жидкости).

В приложении OBD II (автомобили 1996 года и новее) неисправный датчик температуры воздуха может помешать работе монитора системы испарительных выбросов (EVAP).Это может помешать автомобилю пройти тест подключаемого модуля OBD II (потому что все мониторы OBD II должны работать, прежде чем он сможет пройти тест). Монитор EVAP будет работать только тогда, когда наружная температура находится в определенном диапазоне (как правило, не слишком холодно и не слишком жарко).

Неисправный датчик температуры воздуха, показывающий более высокую температуру, чем обычно, обычно приводит к обеднению топлива. Это увеличивает риск детонации и пропуска зажигательной смеси (что снижает экономию топлива и увеличивает выбросы).

Неисправный датчик температуры воздуха, показывающий более низкую температуру, чем обычно, обычно вызывает состояние богатого топлива.Это расходует топливо, а также увеличивает выбросы.

Иногда то, что кажется проблемой баланса топливной смеси

из-за неисправного датчика температуры воздуха, на самом деле связано с

чем-то еще, например, утечкой вакуума в двигателе или даже ограниченным каталитическим нейтрализатором! Сильное ограничение выхлопа уменьшит всасываемый вакуум и воздушный поток, из-за чего датчик будет считаться более горячим, чем обычно (потому что он забирает тепло от двигателя).

ДИАГНОСТИКА ДАТЧИКА ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА

Неисправный датчик температуры воздуха может установить, а может и не установить код и включить индикатор проверки двигателя.Если цепь датчика разомкнута или закорочена, обычно устанавливается код. Но если он показывает только высокие или низкие значения или вялый из-за старости или загрязнения, он обычно не устанавливает код.

Быстрый способ проверить датчик температуры воздуха — использовать диагностический прибор для сравнения показаний температуры воздуха с показаниями температуры охлаждающей жидкости, когда двигатель прогрет. Хороший датчик температуры воздуха обычно показывает на несколько градусов холоднее

, чем датчик охлаждающей жидкости.

Сопротивление датчика можно также проверить омметром.

Снимите датчик, затем подсоедините два провода омметра к двум контактам в разъеме проводки датчика или на его вилке, чтобы измерить сопротивление датчика. Измерьте сопротивление датчика, когда он холодный. Затем взорвать нагретым воздухом на кончике датчика с помощью фена (никогда не используйте пропановую горелку!) и снова измерьте сопротивление. Обратите внимание на изменение показания сопротивления по мере нагрева датчика.

Отсутствие изменений в показании сопротивления датчика, поскольку он нагревается, означает, что датчик неисправен и его необходимо заменить.Показания датчика должны постепенно уменьшаться, если датчик является отрицательным термистором, или постепенно увеличиваться, если это положительный термистор. Если показания внезапно обрываются (бесконечное сопротивление) или замыкаются (низкое сопротивление или его нет), у вас неисправный датчик.

Чтобы быть действительно точным, вам следует посмотреть характеристики сопротивления датчика температуры воздуха, затем измерить сопротивление датчика при низких, средних и высоких температурах, чтобы убедиться, что оно соответствует характеристикам. Датчик, показывающий в холодном состоянии в пределах указанного диапазона, может выйти за пределы диапазона при более высокой температуре и наоборот.Такой датчик не будет точным, и его следует заменить.

Спецификации испытания сопротивления и / или напряжения для датчика температуры воздуха на вашем двигателе можно найти в руководстве по обслуживанию или подписавшись на сервисную информацию на (веб-сайте с сервисной информацией производителя автомобиля или AlldataDIY.

ДАТЧИК ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА ЗАМЕНА / РЕМОНТ / РЕГУЛИРОВКА

Датчик температуры воздуха представляет собой твердотельное устройство, поэтому регулировка невозможна. Однако можно очистить загрязненный датчик, чтобы он снова заработал нормально, при условии, что он все еще находится в хорошем рабочем состоянии. .Загрязнения можно удалить с наконечника датчика, (1) сняв датчик с впускного коллектора, а затем (2) опрыскав наконечник датчика очистителем для электроники. Для датчиков, установленных внутри датчика массового расхода воздуха, на проволочный чувствительный элемент также можно нанести аэрозольный очиститель для электронных компонентов. Не используйте какие-либо другие чистящие средства, так как они могут повредить пластиковый корпус или оставить химические остатки, которые могут вызвать проблемы в будущем.

Если показания датчика не соответствуют техническим характеристикам или произошел сбой, замените его.К счастью, большинство температур воздуха не очень дорогое (обычно менее 30 долларов). Дилеры всегда берут больше, чем магазины автозапчастей, поэтому перед покупкой просмотрите и сравните цены. Работа по замене датчика температуры воздуха обычно минимальна, если только датчик не погребен под большим количеством других предметов, которые необходимо удалить.

При замене датчика температуры воздуха старайтесь не перетягивать его, так как это может повредить корпус датчика или резьбу в пластиковом впускном коллекторе.

---

Щелкните здесь, чтобы получить информацию о руководстве по датчикам

---

Другие статьи о датчиках:

Определение датчиков двигателя

Датчики охлаждающей жидкости

Датчики положения коленчатого вала CKP

Датчики MAP

Массовый расход воздуха Датчики воздушного потока VAF

Датчики кислорода

Датчики воздушного топлива с широким соотношением сторон

Датчики положения дроссельной заслонки

Общие сведения о системах управления двигателем

Модули управления трансмиссией (PCM)

Flash Reprogramming PCMs

II II)

Обнуление диагностики OBD II

Диагностика сети контроллеров (CAN)

Щелкните здесь, чтобы увидеть больше технических статей Carley Automotive

Анализ температуры приземного воздуха по широте: деятельность учащихся

Мини-урок

Температура приземного воздуха — это температура горячего воздуха у поверхности Земли, измеренная на высоте 2 метров над землей или поверхностью океана.Температура приземного воздуха совпадает с температурой, включенной в ежедневный прогноз погоды. Ученые измеряют температуру приземного воздуха более чем в десяти тысячах мест по всему миру.

На представленной ниже визуализации аномалий глобальной приземной температуры воздуха с 1880 по 2017 год мы можем наблюдать изменения приземной температуры воздуха по всей поверхности Земли. Эти изменения происходят на разных широтах.

---

Мы знаем, что линии широты являются угловыми измерениями положения север-юг на Земле и что эти горизонтальные линии находятся в диапазоне от 90 ° южной широты (на южном полюсе), 0 ° (вдоль экватора) до 90 °. Север (на Северном полюсе).

На карте ниже показаны группы широт, которые называются зонами ; из них:

• Арктическая зона (90,0 ° N — 64,2 ° N)
• Зона северных средних широт (64,2 ° N — 23,5 ° N)
• Тропическая зона (между 23,5 ° N и 23,5 ° S)
• Зона южных средних широт (23,5 ° ю.ш. — 64,2 ° ю.ш.)
• Зона Антарктики (64,2 ° ю.ш. — 90,0 ° ю.ш.)

---

Зоны широты также можно идентифицировать на приведенном ниже графике данных о температуре приземного воздуха.(Примечание: широты южного полушария отображаются как отрицательные значения (-) на оси x, а широты северного полушария отображаются как положительные значения (+).)

Давайте посмотрим и проанализируем линейный график!

Широтные аномалии температуры поверхности на апрель 2018 года

Обратите внимание, как данные о глобальной температуре отображаются на приведенном выше графике как аномалии?

Аномалия в этом случае будет относиться к любому случаю, когда средняя температура (° C) по широте была либо выше (+), либо ниже (-), чем нормальная (0.0). На приведенном выше графике данные о температуре приземного воздуха за апрель 2018 года сравниваются с данными за базовый период в прошлом, когда на Земле были зарегистрированы гораздо более типичные температуры приземного воздуха (например, 1951-1980).

Кроме того, ученые всегда ищут закономерности в данных. Любая распознаваемая модель изменения (например, увеличение, уменьшение, стабильность, изменчивость или цикличность), которая может быть идентифицирована в данных, называется трендом .

Собираем все вместе: Теперь давайте возьмем то, что мы знаем о широтных зонах, а также об аномалиях и тенденциях, чтобы ответить на некоторые вопросы об этом линейном графике глобальной приземной температуры:

1. На каких широтах и ​​в какой зоне (ах) вы наблюдаете наиболее значительные положительные аномалии температуры приземного воздуха? На что указывают эти положительные аномалии?
2. На каких широтах и ​​в какой зоне (зонах) вы наблюдаете наиболее значительные отрицательные аномалии приземной температуры воздуха? На что указывают эти отрицательные аномалии?
3. Какие тенденции температуры приземного воздуха вы наблюдаете в зависимости от широты? (Вы видите на графике места, где можно распознать узор?)
4. Какие выводы или заключения вы можете сделать относительно этих данных? Можете ли вы дать этому научное объяснение?
5. Что вы НЕ МОЖЕТЕ сделать вывод или вывести из этих данных? Какие еще данные вы хотели бы просмотреть, чтобы получить более четкое представление?

Словарь

• Аномалия : отклонение от средних условий.
• Базовый период : Временной интервал, к которому относятся аномалии.
• Среднее значение : среднее значение, вычисленное путем сложения всех значений с последующим делением этой суммы на общее количество значений.
• Временной интервал : годы, за которые усредняются температуры или определяются тенденции.
• Тренд : узнаваемая закономерность в данных.

Записка учителя

---

Учителя, эти мини-уроки / занятия для учащихся являются идеальными «разогревающими» задачами, которые можно использовать в качестве крючка, звонка, выходного талона и т. Д.

Учителя, которые заинтересованы в получении ключа ответа, свяжитесь с MND со своего школьного адреса электронной почты [email protected].

Мы проверяем, что запрашивающие являются учителями, до отправки доступа к ключам ответов, так как у нас было много учеников, которые пытались сойти за учителей, чтобы получить доступ.

Для получения ключей укажите:

1. Ссылка на каталог учителей школы / учреждения, в котором вы работаете, чтобы мы могли подтвердить, что вы учитель
2. Убедитесь, что в вашем ответе указан школьный адрес электронной почты, поскольку мы не можем отправлять сообщения на личные адреса электронной почты.

Влияние температуры воздуха на входе на производительность воздушного компрессора

Тим Дуган, П.Э., президент Compression Engineering Corporation

Некоторые специалисты по техническому обслуживанию предприятий ходят отчасти верную идею о том, что «сжатый воздух является бесплатным». Читатели этого журнала знают, что это неправда. Но что, если несжатый воздух можно рассматривать как «бесплатный»? Есть ли что-то, что мы можем получить бесплатно от природы, чтобы снизить стоимость нашего сжатого воздуха? Что, если приточный воздух с более низкой температурой был подарком природы? Что, если все, что нам нужно, — это немного олова, чтобы пропускать воздух из другого источника?

Ответ: «Это зависит от обстоятельств.”

Цель этой статьи — развенчать несколько заблуждений и показать, как температура воздуха на входе на самом деле влияет на эффективность компрессора в трех типах систем. Таким образом, температура воздуха на входе в зависимости от ситуации оказывает умеренное влияние на эффективность компрессора. В этой статье будут обсуждаться следующие два фактора, влияющие на эффективность: (1) тип компрессора и (2) элементы управления компрессором.

Определения

Прежде чем приступить к статье, давайте определим несколько ключевых терминов:

Входные кубические футы в минуту (icfm ): это скорость воздушного потока в фактическом объеме в единицу времени на входе в компрессор.Это в реальных условиях без поправки на плотность. Это то, что вы можете измерить на входе в компрессор с помощью измерения скорости, например трубки Пито.

Стандартные кубические футы в минуту (scfm) : Это объемный расход воздуха, преобразованный в стандартную контрольную точку, которой нет в реальной системе сжатого воздуха. По сути, это массовый расход, деленный на константу. Это то, что вы бы измерили с помощью массового расходомера на выходе из компрессора, который компенсирует измерение давлением и температурой.

Изэнтропическое (или адиабатическое) сжатие : Это идеальная модель сжатия, когда из компрессора не передается тепло, как если бы стенки камеры сжатия изолированы, а температура сильно повышается. Это обратимо. Интересно, что такой способ сжатия не особенно «эффективен». Это ближе к принципу работы одноступенчатого безмасляного винтового компрессора. Двухступенчатые безмасляные компрессоры с промежуточным охлаждением имеют хороший КПД, но по температуре на входе они ведут себя как «адиабатические» компрессоры.Адиабатический КПД — это идеальная адиабатическая мощность, деленная на фактическую мощность.

Изотермическое сжатие: Это идеальная модель сжатия, когда все тепло передается из компрессора, а температура остается постоянной во время сжатия. Интересно, что такой способ сжатия весьма «эффективен». Это ближе к тому, как работает винтовой компрессор с впрыском масла, особенно многоступенчатый агрегат или центробежный агрегат с множеством ступеней и промежуточным охлаждением между ступенями. Изотермический КПД — это идеальная изотермическая мощность, деленная на фактическую мощность.

Объемный КПД : Это объемный расход на входе (icfm), деленный на идеальный расход без проскальзывания или «вытеснения».

Как температура воздуха на входе влияет на разные типы компрессоров

На большинстве заводов существует три распространенных типа компрессоров, включая поршневые, винтовые (с впрыском масла и без масла) и динамические (центробежные). Мы обобщим их эффективность, чтобы понять, как на нее влияет температура на входе.Я понимаю, что это обобщения, и бывают исключения. Целью этой статьи является не сравнение эффективности компрессоров этих типов компрессоров, а изучение влияния температуры воздуха на входе на эффективность каждого из них.

Винт с впрыском масла

Этот тип компрессора разработан для общепромышленного применения, где в воздушном потоке могут находиться следовые количества масла. Между роторами очень мало проскальзывания, что обеспечивает высокий (и постоянный) объемный КПД.Также во время сжатия происходит значительное внутреннее охлаждение. В результате повышение температуры на каждой ступени является самым низким из трех, и компрессор ведет себя наиболее близко к модели «изотермического» сжатия. В упрощенном смысле мощность и расход зависят от температуры на входе в винтовой компрессор с масляной смазкой следующим образом:

• Объем (куб. Фут / мин) постоянен в зависимости от температуры на входе.
• Доставляемый расход (ст. Куб. Футов в минуту) прямо пропорционален температуре на входе. Снижение температуры на входе на 10ºF приведет к примерно 1.Увеличение массового расхода на 9 процентов.
• Требуемая мощность при изотермическом сжатии не зависит от плотности на входе, а зависит только от степени сжатия и скорости. Таким образом, в винтовом компрессоре с впрыском масла, который не является идеально изотермическим, мощность увеличивается лишь на небольшую величину при более низкой температуре на входе.

ПРИМЕЧАНИЕ: Некоторые дискуссии в литературе объясняют нечувствительность мощности к температуре на входе в этом типе компрессора постоянному контролю температуры масла. Они утверждают, что поток на входе практически постоянен из-за постоянной температуры масла.На мой взгляд, это не так. Маловероятно, что поступающий воздух достигнет температуры теплового равновесия с маслом за очень короткое время до отключения. Температура масла влияет на мощность, но это связано с вязкостью. Низкая вязкость снижает сопротивление, но увеличивает скольжение между роторами. Таким образом, более высокая температура окружающей среды в агрегате с воздушным охлаждением и высокой температурой масла может фактически снизить производительность, но в то же время уменьшит вязкое сопротивление (и наоборот). В агрегате с водяным охлаждением это не повлияет на объемный расход.

Выводы

1. КПД (стандартных кубических футов в минуту / кВт) увеличивается с понижением температуры воздуха на входе, потому что массовый расход увеличивается, а мощность почти не увеличивается.
2. Температура окружающей среды в первую очередь влияет на качество масла и необходимость технического обслуживания.

Безмасляный винт

Этот тип компрессора разработан для фармацевтических и высокотехнологичных применений, где в воздушном потоке не может быть масла. Между роторами происходит некоторое проскальзывание, и на стадии сжатия отсутствует охлаждение — только охлаждение между двумя ступенями.В результате повышение температуры на каждой ступени является максимальным из трех, и компрессор ведет себя наиболее близко к модели «адиабатического» сжатия. При более высоких давлениях объемный КПД падает, что также приводит к снижению адиабатического КПД. В упрощенном смысле мощность и расход зависят от температуры на входе в безмасляный винтовой компрессор следующим образом:

• Объем (куб. Фут / мин) постоянен в зависимости от температуры на входе.
• Поставляемый расход (ст. Куб. Футов в минуту) и плотность на входе (фунт / мин) прямо пропорциональны температуре на входе.Снижение температуры на входе на 10ºF приведет к увеличению массового расхода примерно на 1,9%.
• Требуемая мощность при изоэнтропическом сжатии также примерно пропорциональна плотности на входе и степени давления (при постоянном icfm).
• Компрессор чувствителен к температуре двумя способами:
  • Высокая температура на входе вызывает неконтролируемое повышение температуры на выходе первой ступени, что может привести к остановкам.
  • Низкие температуры на входе вызывают неконтролируемое падение температуры на выходе первой ступени, что требует регулирования температуры в промежуточном охладителе, чтобы предотвратить конденсацию влаги и повреждение второй ступени.

Выводы:

1. КПД (стандартных кубических футов в минуту / кВт) не зависит от температуры воздуха на входе, при прочих равных условиях.
2. Из соображений повышения температуры рекомендуется использовать холодный воздухозаборник до тех пор, пока контролируется промежуточный охладитель.

Многоступенчатый центробежный

Этот тип компрессора разработан для общепромышленных применений, когда в воздушном потоке не может быть количества масла и требуются более высокие воздушные потоки.Температура входящего воздуха (и, следовательно, плотность) значительно влияет на сжатие. Расход изменяется с давлением, как у центробежного насоса — низкий расход при низком давлении и низкий расход при высоком давлении. Кроме того, КПД компрессора изменяется в зависимости от точки на кривой. Он ведет себя как адиабатический компрессор, но с переменным расходом из-за изменений впуска. В упрощенном смысле мощность и расход зависят от температуры на входе в центробежный компрессор следующим образом:

• Доступный напор (давление) изменяется в зависимости от плотности на входе.Более низкие температуры на впуске позволяют компрессору увеличивать давление, вытесняя неконтролируемую кривую компрессора (широко открытое впускное отверстие) почти так, как если бы скорость увеличивалась, и наоборот.
• Поскольку давление изменяется в зависимости от температуры на входе, входные направляющие лопатки (IGV) должны будут сокращаться, чтобы давление не повышалось (см. Элементы управления). Однако поток на входе все равно увеличивается.
• Поскольку кривая возрастает, диапазон между полностью открытой и минимальной дросселированной «линией помпажа» увеличивается при более низкой температуре всасывания, позволяя больший диапазон изменения перед помпажем (если средства управления настроены правильно).
• Мощность увеличивается с входной массой примерно так же, как увеличивается поток. Ток двигателя компрессора необходимо контролировать на максимальном уровне ампер, чтобы не допустить его перегрузки в сценариях холодного всасывания.
• Компрессоры этого типа очень чувствительны к температуре на входе. Увеличивается мощность и увеличивается поток, в большей степени, чем в безмасляном шнеке. Однако мощность и расход меняются примерно на одинаковую величину.

Выводы:

1. КПД (стандартных кубических футов в минуту / кВт) довольно постоянный.Основываясь на недавнем анализе, который мы провели с несколькими моделями и производителями, изменение температуры на входе на 20 ° F привело к изменению эффективности только на 0,2 процента.
2. Температура окружающей среды в первую очередь связана с подачей воздуха, нагрузкой двигателя и защитой от перенапряжения.

Использование средств управления компрессором для повышения температуры воздуха на входе

Вышеупомянутое обсуждение носит в основном теоретический характер. Если реальные системы управления не позволяют хотя бы одному компрессору в системе эффективно реагировать на увеличенный поток, который обеспечивает более низкая температура на входе, экономии энергии не будет.Фактически, это может идти в обратном направлении. Мы кратко обсудим, как элементы управления в трех типах компрессоров могут использовать влияние температуры всасываемого воздуха или ухудшить его.

Винт с впрыском масла

Это компрессоры с модуляцией, нагрузкой-разгрузкой или с частотно-регулируемым приводом (VSD). Если происходит более высокий расход из-за более низкой температуры на впуске, то в двух типах управления произойдет следующее (я предполагаю, что система с двумя компрессорами, включая основание и подстройку):

• Компрессор с регулируемой подстройкой : Увеличение расхода при более низкой температуре воздуха на входе примерно похоже на увеличение скорости компрессоров.Увеличение скорости потока компрессоров приведет к повышению давления в системе и утечкам, чтобы потреблять больше. Компрессор подстройки будет реагировать на повышенное давление путем большей модуляции, что снижает его эффективность. Кроме того, повышенное давление увеличит мощность компрессоров. Повышенная эффективность за счет снижения температуры входящего воздуха может быть полностью сведена на нет этими увеличенными потерями.
• Триммер «Нагрузка-Разгрузка» : Компрессор триммирования должен будет разгружаться чаще, что снижает нагрузку.Однако время его простоя увеличится, что снизит потенциальное повышение общей эффективности системы.
• Триммер VSD : Компрессор триммирования снижает скорость, уменьшая мощность нагрузки без увеличения мощности компрессора базовой нагрузки. КПД будет лучше, аналогично идеальным расчетам.

Безмасляный винт

Это компрессоры с разгрузкой и нагрузкой или компрессоры с частотно-регулируемым приводом (VSD). Если происходит более высокий расход из-за более низкой температуры на впуске, то в двух типах управления произойдет следующее (я предполагаю, что система с двумя компрессорами, включая основание и подстройку):

• Регулировка нагрузки-разгрузки: Увеличение расхода при более низкой температуре на входе примерно похоже на увеличение скорости компрессоров.Компрессор подстройки должен будет чаще разгружаться, что снижает нагрузку на кВтч примерно на то же значение, что и увеличенное количество кВтч компрессора с базовой нагрузкой. Однако время простоя увеличивается, что снижает общую эффективность системы.
• VSD Trim: Компрессор с подстройкой снижает скорость, уменьшая мощность в кВтч при нагрузке примерно на то же значение, что и при увеличении кВтч компрессора с базовой нагрузкой. КПД будет примерно такой же, как и с более теплым воздухозаборником.

Центробежный

Обычно это модуляция впуска с продувочными компрессорами.Модуляция на входе может быть для постоянного давления или постоянной массы. Чаще всего встречается постоянное давление. Если происходит более высокий расход из-за более низкой температуры на впуске, произойдет следующее (я предполагаю, что система с двумя компрессорами, включая основание и триммер):

• Увеличение потока при более низкой температуре на входе примерно похоже на увеличение скорости компрессора (ов) с основной нагрузкой. Увеличение скорости потока компрессоров вызовет повышение давления в системе и утечки, чтобы потреблять больше. Компрессор подстройки будет реагировать на повышенное давление путем большей модуляции, что немного снижает его эффективность.Кроме того, повышенное давление увеличит мощность компрессоров. В худшем случае компрессор дифферента начнет сдувать (или увеличивать продувку, если это уже происходит иногда). Эффективность системы, вероятно, останется прежней или снизится.

Повысит ли падение температуры на входе энергоэффективность?

Я не пытаюсь пролить дождь на чей-то парад — я просто пытаюсь представить дозу реальности. Если у вас есть роторно-винтовая компрессорная система с впрыском масла и частотно-регулируемым приводом, работающим как триммер, то падение температуры на входе определенно сэкономит энергию.Это не обеспечит огромной экономии энергии, но этого будет достаточно, чтобы проект окупился — если это просто изменения воздуховодов. Во всех остальных случаях экономия сомнительна и может фактически стать отрицательной.

Если вы планируете снизить температуру на входе или улучшить фильтрацию на входе, я рекомендую сделать это с точки зрения технического обслуживания и качества воздуха / масла. Однако имейте в виду, что в результате может возникнуть повышенный ток двигателя, а также возможное переохлаждение и конденсация.

Для получения дополнительной информации свяжитесь с Тимом Дуганом, P.E., президентом Compression Engineering Corporation, тел .: (503) 520-0700 или посетите сайт www.comp-eng.com.

Чтобы прочитать аналогичные статьи System Assessment , посетите https://www.airbestpractices.com/system-assessments.

.

No related posts.