Учение об атмосфере. Учебное пособие

зависит не просто от характера подстилающей поверхности или от близости данного места к береговой линии, а от повторяемости в данном месте воздушных масс морского и континентального происхождения, то есть от условий общей циркуляции атмосферы.

С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического пояса температура убывает в среднем на 2 ºС на каждый километр высоты, в свободной атмосфере больше.

Климат над морем, характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, естественно назвать морским в отличие от континентального климата над сушей с большими годовыми амплитудами температуры. Морской климат распространяется и на прилегающие к морю области материков, над которыми велика повторяемость морских воздушных масс. Можно сказать, что морской воздух приносит на сушу морской климат. Области океанов, где преобладают воздушные массы с близлежащего материка, имеют скорее континентальный, чем морской, климат.

5.7 Конвекция и стратификация атмосферы

Под вертикальной стратификацией температуры понимают распределение температуры воздуха по высоте. Вертикальная стратификация температуры воздуха в тропосфере определяется не только теплообменом с подстилающей поверхности, но и изменениями атмосферного давления с высотой в соответствии с адиабатическим процессом, который выражает связь между давлением и температурой газа при отсутствии теплообмена с внешней средой. Адиабатический процесс, протекающий в сухом или во влажном, но не насыщенным водяным паром воздухе, называется сухоадиабатическим. В соответствии с сухоадиабатическим процессом при подъеме некоторого объема воздуха с понижением давления его температура понижается и, наоборот, при опускании температура этого объема повышается. Изменение температуры воздуха, приходящееся на 100 м высоты,

71

называется вертикальным температурным градиентом. При понижении температуры с высотой градиент имеет знак «+», а при повышении знак «-».

При подъеме воздуха, содержащего водяной пар, по мере понижения температуры происходит повышение относительной влажности воздуха, вплоть до состояния насыщения. Высота, на которой водяной пар становится насыщенным,

называется уровнем конденсации. При подъеме воздуха выше уровня конденсации в нем происходит конденсация водяного пара с выделением тепла (скрытое теплопарообразование). При опускании воздуха вместе с образовавшимися в нем продуктами конденсации происходят адиабатическое повышение температуры и испарение продуктов конденсации, сопровождающееся затратой тепла.

От величины вертикального температурного градиента зависит устойчивость воздуха в некотором слое, то есть возможность вертикального подъема воздуха в результате термической конвекции. Поэтому различают устойчивую,

неустойчивую и безразличную стратификацию воздуха.

5.8 Распределение температуры с высотой в тропосфере и стратосфере

Понижение температуры с высотой продолжается до верхней границы тропосферы (10-11 км) в умеренных широтах, где температура находится в пределах минус 50 ºС - минус 60 ºС. Над экватором на высоте 18 км круглый год минус 70 ºСминус 80 ºС.

Наряду с общей закономерностью понижения температуры с высотой в пределах тропосферы при определенных условиях образуются слои воздуха, в

которых температура с высотой не понижается, а остается постоянной (слои изотермии) или повышается (слои температурной инверсии). Толщина этих слоев изменяется от нескольких метров до 2-3 км, а изменение температуры может составлять от 2 ºС до 15 ºС и более.

72

5.9 Инверсии температуры, их типы

Инверсии и изотермии бывают приземные и на высоте (в свободной атмосфере). Приземные инверсии в зависимости от условий образования разделяются на радиационные и адвективные.

Радиационные инверсии возникают при охлаждении приземного слоя воздуха, соприкасающегося с подстилающей поверхностью, которая охлаждается в результате излучения. По мере удаления от подстилающей поверхности температура воздуха повышается. Летние (ночные) инверсии начинают развиваться после захода солнца. К утру достигают наибольшей толщины слоя воздуха и скачка температуры. После восхода Солнца подстилающая поверхность и прилегающий к ней слой воздуха прогреваются и инверсия разрушается. Так как прогрев воздуха начинается от почвы, то на стадии разрушения могут образовываться так называемые приподнятые инверсии (изотермии). Толщина летних (ночных) инверсий находится в пределах от 10-15 до 200-400 м.

Образованию таких инверсий способствуют ясное небо и отсутствие ветра.

Зимние приземные радиационные инверсии, когда радиационное охлаждение подстилающей поверхности день ото дня увеличивается, могут сохраняться несколько суток и даже недель, немного ослабевая днем и усиливаясь ночью.

Толщина таких инверсий составляет от нескольких сотен метров до 2-3 км с перепадом температуры 15 ºС и более. Образованию приземных инверсий способствуют пониженные формы рельефа, куда стекает холодный и,

следовательно, плотный воздух. Почти постоянно радиационные инверсии встречаются в Арктике и Антарктиде.

Адвективные приземные инверсии образуются при адвекции, то есть натекании теплого воздуха на более холодную подстилающую поверхность,

например, вторжение теплого морского воздуха на материк в зимнее время. Высота таких инверсий может составлять сотни метров.

К адвективным инверсиям относятся весенние (снежные) инверсии,

возникающие при адвекции воздуха с температурой выше 0 ºС на поверхность,

покрытую снегом.

73

Инверсии на высоте делятся на динамические, оседания

(антициклонические) и фронтальные.

Динамические инверсии возникают в слоях с большими скоростями ветра.

Воздушный поток, движущийся с большой скоростью, засасывает воздух из выше-

и нижележащих слоев, в которых скорость ветра меньше. В результате на верхнем уровне развиваются нисходящие движения, а на нижнем - восходящие. В

нисходящих потоках температура воздуха адиабатически растет на 1 ºС на каждые

100 м, а на восходящих - понижается на ту же величину. Таким образом, в средней части слоя больших скоростей развивается инверсия.

Инверсии оседания образуются в области повышенного атмосферного давления (антициклонах). В центре таких областей происходит медленное опускание воздуха (оседание) со скоростью 5-7 см/с из верхних слоев тропосферы.

Опускающийся воздух сжимается и растекается по горизонтали от центра области высокого давления к периферии, не достигая земной поверхности. В результате сжатия в соответствии с адиабатическим законом его температура повышается на 1 ºС

на каждые 100 м. Таким образом, на высоте 1-1,5 км образуется слой, в котором температура повышается или остается постоянной (изотермия). Поэтому инверсии оседания называют также инверсиями сжатия.

Фронтальная инверсия - инверсия температуры в атмосфере, связанная с фронтальной поверхностью, над которой находится воздух более теплый, чем под нею.

Вертикальная стратификация температуры воздуха в тропосфере имеет суточный и годовой ход. Суточный ход связан с чередованием в течение суток в летнее время ночных инверсий и дневным прогревом воздуха у земли. В летнее время с восходом Солнца на начальной стадии разрушения ночной инверсии, в

результате прогрева прилегающего к почве слоя воздуха, могут образовываться так называемые приподнятые инверсии. Годовой ход обусловит чередованием зимних инверсий и летней неустойчивостью воздуха в приземном слое и нижней тропосфере.

74

Слои температурных инверсий оказывают большее влияние на развитие различных атмосферных процессов (образование туманов, облаков и др.). Эти слои имеют наиболее устойчивую стратификацию и препятствуют восходящему движению воздуха. Инверсии способствуют накоплению вредных примесей в воздушной среде.

75

6 Барическое поле и ветер

6.1 Барическое поле, изобарические поверхности, изобары

Известно, что пространство, каждой точке которого соответствует значение какой-либо величины, называют полем этой величины. В каждой точке атмосферы имеется определенное давление. Это значит, что давление образует поле, которое называют барическим полем, или полем давления. Давление в каждой точке атмосферы характеризуется одним числовым значением, выраженным в гектопаскалях, т.е. оно является скаляром. Следовательно, барическое поле -

скалярное поле. Как всякое скалярное поле, его можно наглядно представить в трехмерном пространстве семейством поверхностей равных значений данного скаляра, а на плоскости - линиями равных значений. В барическом поле это изобарические поверхности и изобары. Изобарической называется поверхность, в

каждой точке которой имеется одно и то же давление. Изобара - линия,

соединяющая точки с одинаковым давлением на уровне моря (или на какой-либо поверхности уровня).

6.2 Горизонтальный барический градиент

Горизонтальным градиентом давления называют вектор, который направлен по нормали к изобаре, в сторону низкого давления и по величине равный производной давления по нормали.

По смыслу горизонтальный барический градиент представляет собой изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости (точнее,

на поверхности уровня) в направлении наиболее сильного убывания давления.

В разных точках барического поля направление и модуль барического градиента, конечно, разные. Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния по нормали к изобаре больше. Там, где изобары разрежены,

оно меньше. Поскольку изобары проведены через одинаковые интервалы давления,

76

модуль горизонтального градиента давления обратно пропорционален расстоянию между изобарами.

6.3 Барические системы

Форма барического поля атмосферы непрерывно меняется во времени.

Однако это многообразие можно расчленить на небольшое число барических систем. Прежде всего, всегда можно выделить области пониженного и повышенного давления, являющиеся основными типами барических систем.

Области пониженного давления - циклоны и области повышенного давления -

антициклоны на приземных синоптических картах обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами неправильной, в общем округлой или овальной формы. Поскольку в циклоне самое низкое давление находится в центре, то горизонтальные барические градиенты в циклоне направлены от периферии к центру. В антициклоне самое высокое давление находится в центре, поэтому барические градиенты в нем направлены от центра к периферии.

Размеры циклонов и антициклонов очень велики; в умеренных широтах их поперечники измеряются тысячами километров, а у циклонов в тропиках (так называемых тропических циклонов) - сотнями километров.

К барическим системам с незамкнутыми изобарами относятся ложбина и гребень.

Ложбина - это полоса пониженного давления между двумя областями повышенного давления. Изобары в ложбине либо близки к параллельным прямым,

либо имеют вид латинской буквы «V». В первом случае изобарические поверхности в ложбине напоминают желоба с ребром, обращенным вниз, во втором

- ложбина является вытянутой периферийной частью циклона. Центра в ложбине нет, но есть ось, то есть линия, на которой давление имеет минимальное значение.

Если изобары имеют вид буквы «V», то изобарические поверхности имеют форму лотка. Следовательно, на оси ложбины изобары меняют свое направление,

испытывая резкий изгиб. На каждой поверхности ось совпадает с ребром

77

изобарического лотка. Барические градиенты в ложбине направлены от периферии к оси.

Гребень представляет собой полосу повышенного давления между двумя областями пониженного давления. Изобары в гребне либо напоминают параллельные прямые, либо имеют вид обращенной латинской буквы «V», если гребень является периферийной частью антициклона. Изобарические поверхности в гребне напоминают желоба или лотки, обращенные выпуклостью вверх. Гребень имеет ось, на которой давление максимальное. На оси изобары резко меняют направление [8]. Барические градиенты в гребне направлены от оси к периферии.

Различают еще седловину - участок барического поля между расположенными крест-накрест двумя циклонами (или ложбинами) и двумя антициклонами (или гребнями). В седловине изобарические поверхности имеют характерную форму седла, они поднимаются в направлении к антициклонам и опускаются в направлении к циклонам. Точка в центре седловины называется точкой седловины.

6.4 Колебания давления во времени, непериодические изменения и

суточный ход

Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности и (или) в любой точке свободной атмосферы все время меняется, то есть либо растет, либо падает.

Эти изменения имеют сложный характер, так как слагаются из периодической составляющей - суточного хода, и непериодических изменений. В умеренных и высоких широтах непериодические изменения выражены значительно сильнее и затушевывают суточный ход. В тропических широтах ярче выражен суточный ход давления, а непериодические изменения давления малы в сравнении с такими же изменениями в умеренных и высоких широтах. В умеренных широтах иногда давление за одни сутки в данном пункте меняется на 20 - 30 гПа. Даже за 3 часа давление может изменяться на 5 гПа и больше.

78

Периодические изменения давления определяются его суточным ходом.

Кривая суточного колебания давления имеет два максимума и два минимума.

Максимальные значения наблюдаются перед полуднем и перед полуночью (около

9 - 10 и 21 - 22 часов по местному времени), а минимальные - рано утром и после полудня (около 3 - 4 и 15 - 16 часов).

Общую характеристику непериодических изменений давления дает такой показатель, как междусуточная изменчивость давления - это среднее многолетнее изменение давления за сутки, взятое за определенный срок наблюдений. Например за утренний, независимо от знака изменения, то есть независимо от того, растет давление или падает. Иными словами, междусуточной изменчивостью давления называют среднее многолетнее из суточных разностей давления, взятых по абсолютной величине.

У земной поверхности в умеренных широтах средняя междусуточная изменчивость давления составляет 3 - 10 гПа. Больше всего она в северных частях океанов. Зимой, когда циклоническая деятельность развита сильнее, изменчивость больше, чем летом. В тропиках междусуточная изменчивость давления равна лишь десятым долям гектопаскаля т.е. значительно меньше размаха суточного хода.

6.5 Геострофический и градиентный ветер, изменение ветра с высотой

Рассмотрим частицу воздуха, имеющую единицу массы. Пусть частица находится в простейшем барическом поле. Будем считать, что трение отсутствует и частица находится в Северном полушарии. Под действием силы градиента давления частица начнет двигаться от высокого давления к низкому вдоль нормали к изобаре. Но как только частица начинает двигаться на нее немедленно начинает действовать сила Кориолиса, которая будет отклонять частицу вправо от направления движения под прямым углом. Будем считать, что барическое поле не меняет свою форму, поэтому на частицу продолжает действовать градиент давления, а сила Кориолиса будет все время поворачивать частицу вправо.

Равнодействующая сил градиента давления и Кориолиса будет увеличивать

79

скорость частицы. По мере возрастания скорости частицы сила Кориолиса,

пропорциональная скорости, также будет возрастать, а значит, будет возрастать и ее отклоняющее действие. В конце концов, частица придет в такое положение,

когда градиент давления будет в точности уравновешен силой Кориолиса. Это произойдет, когда сила Кориолиса будет направлена вдоль силы барического градиента в противоположную сторону и равна ему по величине. В этом случае наша единица массы воздуха будет совершать прямолинейное равномерное движение. Такое движение называется геострофическим, а ветер -

геострофическим ветром. Таким образом, при геострофическом движении вектор силы градиента и вектор силы Кориолиса равны по модулю и направлены взаимно противоположно, а воздух совершает равномерное и прямолинейное движение.

Скорость геострофического ветра направлена вдоль изобары, т.е. геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя в Северном полушарии низкое давление слева.

В Южном полушарии сила Кориолиса направлена под прямым углом влево от скорости движения, следовательно, геострофический ветер должен дуть вдоль изобар, оставляя низкое давление справа. Скорость геострофического ветра прямо пропорциональна барическому градиенту. Чем больше градиент, то есть чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер.

Необходимым условием существования геострофического ветра было отсутствие силы трения. Но у земной поверхности сила трения существует и достаточно велика. Поэтому ветер у земной поверхности всегда отличается от геострофического. И только выше уровня 1000 м, где влияние силы трения становится незначительным, действительный ветер уже близок к геострофическому.

В действительности ветер в свободной атмосфере отклоняется от изобар в ту или иную сторону, но на очень небольшой угол, часто на несколько градусов.

Скорость его хотя и близка к скорости геострофического ветра, но не в точности равна ей. Тем не менее, близость действительного ветра в свободной атмосфере в умеренных широтах к геострофическому ветру даст возможность с достаточной

80