Стратификация воздушных масс

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

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

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

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

Изменение атмо­сферной стратификации над сушей в суточном ходе.

У — на восходе солнца, Д — около полудня, В — ве­чером.

Инверсии температуры

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

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

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

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

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

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

Типы распределения температуры с высотой.

а — приземная инверсия, б — приземная изотермия, в — инверсия в свободной атмосфере.

 

Приземные инверсии

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

Радиационные инверсии возникают при охлаждении приземного слоя атмосферы, соприкасающегося с деятельной поверхностью, которая охлаждается за счет отдачи тепла излучения. По мере удаления от деятельной поверхности температура воздуха повышается. Таким образом, в нижнем слое атмосферы температура с высотой растет. Такие инверсии летом развиваются ночью, а зимой – днем. В связи с этим радиационные инверсии разделяют на летние (ночные) и зимние:

 

– летние (ночные) инверсии начинают развиваться вечером, после захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и утром достигают максимальной толщины и глубины. После восхода Солнца деятельная поверхность и прилегающий к ней воздух прогреваются, и инверсия разрушается. Толщина ночных инверсий зависит от длительности выхолаживания воздуха и от интенсивности турбулентного перемешивания. Она колеблется от 10–15 до 200–400 м. Развитию ночных инверсий благоприятствует ясное небо и слабый ветер;

 

– зимние инверсии в ясную погоду, когда охлаждение деятельной поверхности изо дня в день увеличивается, могут сохраняться несколько суток и даже недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью. Толщина таких инверсий составляет несколько сотен метров, а иногда достигает 2 км и более. Толщина инверсии иногда достигает 3 км, а скачок температуры – 15 °C. Особенно усиливаются радиационные инверсии при неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух стекает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное перемешивание способствует его дальнейшему охлаждению.

 

Адвективные инверсии образуются при адвекции теплого воздуха, т, е. при горизонтальном натекании теплого воздуха на более холодную деятельную поверхность. Примером может служить натекание теплого морского воздуха на материк в зимнее время года. В этом случае нижние слои натекающего воздуха отдают часть своего тепла деятельной поверхности, вследствие чего образуется инверсия.

К адвективным инверсиям относятся весенние (или снежные) инверсии, возникающие при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0 °C, на поверхность, покрытую снегом. На таяние снега нижележащие слои затрачивают большое количество тепла, в результате чего их температура понижается до 0 °C. В вышележащих слоях при этом сохраняются более высокие температуры.

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

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

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

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

⇐ Предыдущая1234567

Поделиться: