Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
Скачиваний:
5
Добавлен:
15.03.2019
Размер:
72.56 Mб
Скачать

Лекция 8. Антропогенное воздействие на динамику климата

Антропогенные факторы включают в себя деятельность человека, которая изменяет окружающую среду и влияет на климат.

Виды деятельности человека (в истории):

-собирательство,

-охота и рыболовство,

-земледелие,

-добыча полезных ископаемых,

-промышленность,

-урбанизация,

-освоение космоса,

-загрязнение (химическое, биологическое, радиационное,

шумовое и др.).

Виды воздействия на климат:

-влияние на парниковый эффект и газовый состав атмосферы,

-изменение радиационного и теплового баланса,

-изменение альбедо поверхности,

-изменение характера деятельной поверхности,

-воздействие на ветровой режим и турбулентный обмен,

-воздействие на режим увлажнения,

-изменение микроклимата.

Типы практических воздействий:

-непреднамеренные,

-преднамеренные с локальными последствиями,

-преднамеренные с глобальными последствиями.

ρcpD(Tw-T)

I. Изменение локального климата

тепло на

 

 

P тепло на

 

испарение

 

 

нагревание

1.Изменение теплового баланса земной поверхности

 

R

воздуха

R = LE + Р + A

 

LE

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

R — радиационный баланс земной поверхности,

 

 

 

 

 

 

 

А

 

тепло на

LE — затрата тепла на испарение (приток тепла от конденсации),

 

 

 

нагревание

L — скрытая теплота парообразования, Е — испарение,

 

 

 

 

почвы и воды

Р — турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой, А — теплообмен между поверхностью суши или водоема и нижележащими слоями.

Где уравнение радиационного баланса: R = Q(1-α) – I0 И при совместном решении:

R - 4δσT3(Tw-T) = ρcpD(Tw-T)+LE+А

Q суммарная коротковолновая радиация, приходящая на земную поверхность, α альбедо земной поверхности,

I0 эффективное излучение, определяемое по температуре воздуха,

4δσT3(Tw-T) – разность между эффективным излучением, определенным по температуре земной поверхности (Tw) и воздуха (T), δ – коэффициент, характеризующий отличие свойств излучающей поверхности от свойств черного тела, σ – постоянная Стефана-Больцмана,

турбулентный поток тепла от земной поверхности к атмосфере, ρ – плотность воздуха, ср – теплоемкость воздуха при постоянном давлении, D – интегральный коэффициент турбулентной диффузии.

А) Изменение альбедо

Вид поверхности

Альбедо

Снег и лед

 

Свежий сухой снег

0.85 – 0.95

Чистый влажный снег

0.60 – 0.70

Загрязненный снег

0.40 – 0.50

Морской лед

0.30 – 0.40

Открытая почва

 

Темные почвы

0.05 – 0.15

Влажные серые почвы

0.10 – 0.20

Сухие глинистые или серые почвы

0.20 – 0.35

Сухие светлые песчаные почвы

0.35 – 0.40

Пустыня

0.28

Вид поверхности

Альбедо

Поля, луга, тундра

 

Поля ржи и пшеницы

0.10 – 0.25

Картофельные поля

0.15 – 0.25

Хлопковые поля

0.20 – 0.25

Луга

0.15 – 0.25

Сухая степь

0.20 – 0.30

Тундра

0.15 – 0.20

Древесная растительность

 

Хвойные леса

0.10 – 0.15

Лиственные леса

0.15 – 0.20

Лес при неустойчивом снежном покрове

0.25 – 0.30

Лес при устойчивом снежном покрове

0.40 – 0.45

При изменении альбедо на несколько % изменение температуры нижнего слоя воздуха – до нескольких 0С.

Б) Изменение затрат тепла на испарение, зависящее от увлажнения почвы.

E=E0 при w≥w0 и E=E0(w/w0) при w<w0

E0 возможное испарение при полном влагонасыщении почвы (испаряемость),

w влажность верхнего слоя почвы, w0 - критическое значение влажности почвы.

Т.к. w изменяется в широких пределах, то существенно влияет на E, на LE и на климат нижнего слоя воздуха.

В) Изменение аэродинамической шероховатости земной поверхности.

-η= 10-3 – 10-2 см для гладкой поверхности льда,

-η=0.1 -1 см для ровного луга с невысокой травой, -η=1- 10 см для сельхозрастений (картофель и др.),

-η =10-100 см над кустарниковой растительностью и лесом.

Изменяет скорость ветра и коэффициент турбулентной диффузии D (возрастает с шероховатостью).

Г) Изменение теплообмена между поверхностью и нижележащими слоями (А).

Хотя термические свойства почвы значительно изменяются, но поток тепла в почву меньше других составляющих баланса. Может быть влияние только на микроклимат.

Способы воздействия человека на радиационный и тепловой режим. Практика

1.Защита от заморозков за счет нагрева участка или уменьшения эффективного излучения (обсаживание садов древесной изгородью с севера, посадка кустарника на склонах , повышение ночных температур и замедление быстрого роста температур утром, отопление, интенсивный полив).

2.Покрытие почвы (мульчирование, П.Ф.Бирюков, конец 19 в.)

зависит от цветовых свойств и теплопроводности почвы: при покрытии пленкой дополнительный нагрев до 6-200С, повышение влажности и отсутствие сорняков, повышение урожайности в 2-3 раза.

2. Воздействие на растительный покров

-лесные и степные пожары для охоты, расширения пастбищ и их удобрений;

-вырубка лесов для получения древесины;

-выпас сельскохозяйственных животных, особенно в

сухих степях и саваннах.

- увеличение скорости ветра у земной поверхности,

Подсечно-огневое земледелие. Суматра.

 

- изменение режима температуры (повышение) и влажности нижнего слоя воздуха;

- изменение режима влажности почвы, испарения, речного стока;

 

- усиление пыльных бурь и разрушение почвенного покрова;

 

- смыв почвы на склонах гор, формирование лавин, селей; - несколько изменяется режим осадков, т.к. относительная влажность воздуха уменьшается;

- замена леса сухой степью повышает альбедо на 0.1, пустыней – еще на 0.1;

- перемещение мерзлоты в низкие горизонты.

Уничтожение растительного покрова на больших территориях приводит к уменьшение радиационного баланса системы Земля – атмосфера (похолодание).

Практика. Насаждение лесов

- полезащитные полосы приводят к уменьшению скорости ветра и к уменьшению

интенсивности турбулентного обмена, уменьшение испаряемости, увеличение запасов снега, влажности почвы, задерживание стока талых вод, защита от пыльных бурь

ΔR=80-95% в зрелом древостое летом, при листопаде – 80%. Трансформация прямой солнечной радиации в рассеянную (ослабление синей и усиление красной и инфракрасной части спектра).
Факторы: высота, плотность, вид растительности, угол падения радиации.

Мезоклимат леса

R’=Q’(1-α’)-Bп+γ’Bа+ γ”Bк

R’ - радиационный баланс почвы под кронами деревьев; Q’ – суммарная радиация, поступающая на почву сквозь кроны деревьев; α’ – альбедо поверхности почвы в лесу;

Вп,Ва,Вк – потоки длинноволнового излучения почвы, атмосферы и кроны; γ’, γ” – доля поступающего излучения к поверхности.

верх крон

R=Q(1-α)+Bа- Bк

поверхность

R’=Q’(1-α’)+B’К- B’П

ΔR=R-R’

поглощение

радиации

лесом

Результаты поглощения радиации:

 

 

- поверхность почвы под кронами прогревается

ux u0e

( / ) x Ux – скорость ветра на расстоянии x от

на несколько градусов меньше, чем на полянах;

опушки с наветренной стороны, U0

- зимой почва теплее, чем в поле, меньше промерзает;

 

скорость ветра на опушке леса, β/δ-

- суточный и годовой ход температуры меньше

 

 

эмпирический коэффициент (0.02-0.06)

(на 2-3 до 60С в суточном, на 0.7-1.60С – отличие

 

 

ср. месячных тем-р);

 

 

- зимой лиственный лес оказывает меньшее

 

 

влияние на суточную амплитуду, чем хвойный, а

 

 

амплитуда в лесу выше, чем в поле, летом - обратное;

-суммарное испарение в лесу выше, чем в поле;

-осадки увеличиваются за счет шероховатости (на

1-3% на каждые 10% площади леса), задержива- ются кронами (от 10-14% до 65-68% в тропиках);

-высота снега и запасы воды больше, чем в поле;

-продолжительное снеготаяние (2-3 раза), сток меньше;

-в кронах – макс. относительно влажности,

-формирование местной циркуляции между

лесом и полями (днем ветер от леса к полю внизу,

Средние часовые профили температуры (T), парциального

вверху – к кронам деревьев, ночью – обратная с

давления водяного пара (е), скорости ветра (u) в еловом лесу в

большей интенсивностью.

полдень, где: h- средняя высота деревьев, s – плотность листвы.

3. Воздействие на водный режим

- орошение (Нил, Тигр и Евфрат)

Изменение микроклимата только на орошаемых полях

-снижение температуры поверхности за счет

увеличения затрат тепла на испарение; -- повышение относительной влажности нижнего слоя

воздуха;

-существенное увеличение радиационного баланса (на десятки %) за счет увеличения поглощенной радиации при уменьшении альбедо для влажной почвы и за счет уменьшения эффективного излучения;

-резкое увеличение затрат тепла на испарение;

-уменьшение турбулентного потока тепла.

Суточный ход составляющих теплового баланса в орошаемом оазисе (1) и полупустыне (2): а) – радиационный баланс, б) – составляющие в Пахта-Арале (Средняя Азия).

-увеличение радиационного баланса в оазисе; -- увеличение затрат тепла на

испарение (в полупустыне испарение = 0);

-- турбулентный поток тепла P

днем в пустыне больше, чем в оазисе и имеет противоположенный знак;

-теплооборот в почве изменяется мало.

Влияние орошения на термический режим

В пустынях и степях из-за малых затрат тепла на испарение поглощенная радиация расходуется в основном на нагревание атмосферы турбулентной теплопередачей, что приводит к очень высоким температурам поверхности:

T T

R LE A

 

w

cp D 4 T 3

 

При малых LE и А и при больших R разность температур в дневное время может достигать 10-200С.

Поток тепла идет от земной поверхности, нагревает воздух, уменьшает его относительную влажность.

При орошении происходит изменение баланса почвы: испарение резко возрастает, увеличивается LE и существенно понижается температура поверхности.

Изменение температуры поверхности при орошении (штрих – орошаемый участок):

T

T '

 

(R R' ) (LE LE ' )

учитывая, что:

│A-A’│<<│LE’-LE│

 

w

w

 

cp D 4 T 3

 

 

 

 

 

 

 

Изменение температуры и влажности воздуха при орошении зависит от:

-нормы полива и времени между поливами (чем больше воды, тем больше различие от неорошаемого участка); -скорости ветра и коэффициента турбулентного обмена, определяющие толщину слоя воздуха, где

происходят изменения;

-радиационных свойств подстилающей поверхности (альбедо).

Влияние орошения на метеорологический режим

Разность (температура и абс. влажность)

 

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

Т-Т’ в малом оазисе (до 3 км) и пустыне, 0C

0.0

-0.5

-1.6

-2.4

-2.5

-1.7

-1.4

-0.4

Т-Т’ в большом оазисе и пустыне

 

 

-0.6

-1.1

-2.2

-3.1

-2.8

-2.3

-1.7

-0.8

d-d’ в малом оазисе и пустыне (мбар)

 

 

1.1

1.8

3.4

3.6

3.7

2.5

1.2

0.4

d-d’ в большом оазисе и пустыне (мбар)

 

0.4

1.8

4.2

5.4

5.4

3.6

1.6

0.8

Избыточное орошение ведет к значительному снижению температур, засолению

дождевание

Страна

Орошаемые земли (км кв.)

 

 

 

 

 

Весь мир

 

2 714 320.00

 

 

 

 

 

 

 

Индия

 

 

590 000.00

 

 

 

 

 

 

 

Китай

 

 

525 800.00

 

 

 

 

 

 

 

США

 

 

214 000.00

 

 

 

 

 

 

 

Пакистан

 

180 000.00

 

 

 

 

 

 

 

Иран

 

 

75 620.00

 

 

 

 

 

 

 

Мексика

 

 

65 000.00

 

 

 

 

 

 

 

Индонезия

 

 

48 150.00

 

 

 

 

 

 

 

Таиланд

 

 

47 490.00

 

 

 

 

 

 

 

Россия

 

 

46 630.00

 

 

 

 

 

 

 

Узбекистан

 

42 810.00

 

 

 

 

 

 

 

Турция

 

42 000.00

 

 

 

 

 

 

 

Бангладеш

 

38 440.00

 

 

 

 

 

 

 

Испания

 

36 400.00

 

 

 

 

 

 

 

Ирак

 

35 250.00

 

 

 

 

 

 

 

Египет

 

33 000.00

 

 

 

 

 

 

 

Вьетнам

 

30 000.00

 

 

 

 

 

 

 

Румыния

 

28 800.00

 

 

 

 

 

 

 

Италия

 

26 980.00

 

 

 

 

 

 

 

Япония

 

26 790.00

 

 

 

 

 

 

 

4. Создание водохранилищ

Микроклимат водоемов и прибрежных территорий

Основная причина: разная структура теплового баланса воды и суши (90%

Морской бриз

баланса расходуется на нагревание водных масс и испарение и 10% - на турбулентный поток тепла в атмосферу).

День

Нагревание воздуха небольшое, суточный ход меньше, в среднем водоемы теплее суши (за исключением сухого жаркого климата, где отсутствует испарение с суши), местная циркуляция (бризы: дневной 5-6 м/c, ночной 3-4 м/c).

Скорости ветра при бризовой циркуляции ( над водоемами всегда больше, чем над сушей) от 1-2 до 7 м/с, влияние на сушу до 100 км.

Береговой бриз Ночь

Каспий

Баренцево

море

Изменение средней Т в июле (dT) от расстояния

от водоема (L км) День

Ночь

Азовское море

Байкал

Выводы:

-дневные температуры вблизи южных морей занижены на

3-70С, ночные температуры повышены на 3-50С;

-на побережье холодных морей (озер) занижены как дневные, так и ночные температуры (до 7-80С);

-на реках у берегов дневные Т понижаются на 1-20С, ночные повышаются также на 1-20С.

-длительность безморозного периода на берегах увеличива-

ется на 10-20 дней;

-осенью ночью в вогнутых котловинах образование тума- нов увеличивает Т до 70С;

-при бризах имеет место суточный ход скорости и направления ветра (затишье утром, макс. в 13-15 час., смена в 19-21 час), уменьшается суточный ход Т;

-относительная влажность больше на 5-10%;

-осадки выпадают или рано утром (до дневного бриза) или поздно вечером – ночью.

Соседние файлы в папке Климатология лабы