Добавил:
ivanov666
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз:
Предмет:
Файл:Учение об атмосфере. Учебное пособие-1
.pdf
4. Тепловой режим почвы и атмосферы
4.4. Инверсии температуры
Если падение температуры с высотой принято считать нормаль-
ным распределением, то ее аномальный ход получил название изотермии (температура неизменна в каком-то слое) и инверсии (рост
температуры с высотой). Изотермия и инверсия являются задерживающими слоями. Под ними скапливаются частицы примесей, ядра
конденсации, происходит процесс облакообразования. Инверсии
бывают приземными (характерны для туманов) и приподнятыми,
когда нижняя граница инверсии располагается выше уровня Земли.
Инверсии характеризуются мощностью и интенсивностью. Мощ-
ность инверсии – это превышение верхней границы инверсии над
нижней. Интенсивность инверсии – это превышение температуры
на верхней границе инверсии над температурой на нижней границе
инверсии.
Приземная инверсия начинается от самой подстилающей по-
верхности (почвы, снега или льда). Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко и не так значительны. 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.
Мощность инверсионного слоя зависит от длительности выхо-
лаживания 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. Сприземными
инверсиями связаны также так называемые поземные туманы.
С восходом солнца приземная инверсия радиационного типа
разрушается, так как ночное охлаждение почвы уступает место прогреванию.
81
82
Учение об атмосфере: учебное пособие
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 над снежным покровом охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая
снежная, или весенняя, инверсия. Если ветер достаточно силен, то
вследствие турбулентности эта инверсия обнаруживается не у самой земной поверхности, а на некоторой высоте. Над полярными
льдами приземные инверсии часты и летом. В это время они связаны с охлаждением воздуха над тающим льдом.
Рис. 17. Типы распределения температуры с высотой [22]:
а – приземная инверсия, б – приземная изотермия,
в – инверсия в свободной атмосфере
Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое
воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью
(рис. 17). Основание инверсии может находиться на любом уровне
4. Тепловой режим почвы и атмосферы
в тропосфере; однако наиболее часты инверсии в пределах нижних
2 км (если не говорить об инверсиях на тропопаузе). Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной – от немногих
десятков до многих сотен метров. Интенсивность инверсии может
колебаться от 1° и меньше до 10–15° и больше.
Случается, что приземная инверсия, простирающаяся до значи-
тельной высоты, сливается с вышележащей инверсией в свободной
атмосфере. Тогда повышение температуры начинается от самой земной поверхности и продолжается до большой высоты, а скачок температуры оказывается особенно значительным.
Бывает и так, что инверсия непосредственно переходит в выше-
лежащую изотермию. Иногда в атмосфере наблюдаются две (или
больше) инверсии, разделенные слоями с нормальным убыванием
температуры.
Слой инверсии непрерывно простирается над значительной пло-
щадью, особенно в случае инверсий в свободной атмосфере.
Инверсии в свободной атмосфере возникают преимущественно
в устойчивых антициклонах как над сушей, так и над морем и наблюдаются над большими территориями на протяжении длительных периодов. Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями сжатия, или оседания. Они возникают вследствие
нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания
при этом. Происходит это именно в устойчивых воздушных массах
антициклонов, где воздух в свободной атмосфере обладает нисходящими составляющими движения. Опускаясь вниз, оседая, атмосферный слой сжимается вследствие повышения давления (отчасти
и вследствие горизонтального растекания). При этом температура
каждой опускающейся воздушной частички возрастает (рис. 18).
Если нисходящий воздушный слой растекается в стороны, то это
дополнительно уменьшает его толщину и способствует еще большему сближению поверхностей равной потенциальной температуры и
образованию более интенсивной инверсии.
Инверсии оседания покрывают обширные территории в соот-
ветствии с размерами антициклонов, в которых они возникают. Так
происходит в зимних устойчивых антициклонах над материками
умеренных широт. Почти постоянно инверсии или изотермии на-
83
84
Рис. 18. Возникновение инверсии сжатия [22]
блюдаются в нижних 1–2 км в зоне пассатов, по обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов.
Инверсия оседания связана с падением относительной влажности.
Кроме оседания, инверсии в свободной атмосфере могут быть
связаны полностью или частично с другими причинами, например,
с фронтальными поверхностями в циклонических областях с излучением из слоев облаков или мглы и т. п. Но оседание – безусловно,
преобладающий механизм образования инверсий в свободной атмосфере.
Учение об атмосфере: учебное пособие
5. ВОДА В АТМОСФЕРЕ
5.1. Диаграмма равновесия фаз воды
Три состояния – вода, лед и пар – одновременно могут находить-
ся в равновесии только при одном определенном значении температуры и давления, а именно при температуре плавления льда t =
0,0076° и давлении пара e = p = 6,11 мб. Эта точка на рисунке 19 носит
название тройной точки.
Замерзание воды в чистом воздухе часто начинается не при 0°С,
а может запаздывать вплоть до –20°С и даже до –40 °С, то есть в
атмосфере можно встретить облака в жидком состоянии при отрицательных температурах, в том числе и указанных. Об этом свидетельствует график, представленный на рисунке 19.
Он показывает зависимость давления насыщенного водяного
пара от температуры воздуха и фазового состояния (вода или лед)
испаряющейся поверхности. Таким образом, в области раздвоенных
кривых линий при отрицательных температурах вода и пар находятся в переохлажденном состоянии, и наблюдается перенасыщение
водяного пара по отношению к ледяной поверхности и недонасыщение к воде. Такое неустойчивое состояние называется метастабильным. Достаточно в эту область ввести кристаллики льда или
сходную с ними по кристаллической структуре частицу (например,
йодистое серебро), как начнутся процессы замерзания. Данные частицы оказываются ядрами сублимации. На этом основан один из
способов активного воздействия на облака и осадки.
В связи с интенсивным загрязнением атмосферного воздуха та-
кими ядрами конденсации могут оказаться частицы различных
ингредиентов, тем более гигроскопичных. За счет этого может увеличиться повторяемость случаев более раннего возникновения облаков и общее количество облачности.
Кроме того, на рисунке 8 показан эффект смешения двух воздуш-
ных масс с температурами порядка –10 °С и 10 °С. Он подтверждает, что при смешении двух воздушных масс, близких к насыщению
водяным паром, но с различными температурами могут возникать
туманные образования или иней.
86
Учение об атмосфере: учебное пособие
Эффект конденсации усиливается при увеличении разности температур, особенно если окружающий воздух имеет отрицательную
температуру, а в него вторгается струя с температурой в 1000 °C у
летательных аппаратов и в 100 °С – 200 °С – у автомашин и морских
судов. Всем известны облачные (конденсационные) следы за самолетами и выхлопные газы за автомашинами зимой. Последние представляют собой паро-дымовую смесь.
Рис. 19. Зависимость упругости насыщения от температуры и фазового
состояния испаряющей поверхности [22]
В частности, фазовая граница, разделяющая твердую и жидкую
фазы, является кривой размягчения или плавления, которая между
твердой и газовой фазами является кривой сублимации и которая
между жидкой и парообразной фазами является кривой давления
насыщенного пара. Исходя из нашего определения фазы, разрывное
изменение в свойствах системы будет происходить, когда пересекается любая фазовая граница.
5. Вода в атмосфере
Фазовые переходы – это переходы жидкостей, находящихся в
термодинамическом равновесии. Таким образом, жидкость, существующая в конкретной фазе, может через минуту существовать на
координате давление – температура, соответствующей другой фазе.
Но это условие непостоянно, так как вещество в конце концов переходит в соответствующее стабильное равновесное состояние.
5.2. Особенности фазовых переходов
воды в атмосфере
Фаза – это однородная область вещества. Понятие «однородный»
означает, что можно переходить от одной точки в области до любой
другой, не обнаруживая скачкообразных изменений в свойстве. Такое изменение имеет место, когда точка пересекает границу раздела,
и, следовательно, система состоит из нескольких фаз. Три основных
типа фаз – это газ, жидкость и твердое вещество.
Вода – единственное вещество, которое при атмосферных условиях может находиться в трех агрегатных состояниях. Это газ –
водяной пар, жидкость – вода и твердое состояние – лед. При этом
согласно закону сохранения энергии, фазовые переходы из жидкого
и твердого состояния в газообразное происходят с затратой тепла,
а обратные переходы из газового состояния в жидкое и твердое –
с выделением тепла. Например, кипение, являющееся частным случаем испарения, происходит только с затратой тепла. При этом мы
видим поднимающимся не водяной пар (он прозрачен), а продукты
его конденсации, т. е. капельки воды.
Обратные процессы (конденсации и сублимации) в атмосфере,
как правило, запаздывают. Для их начала необходимо не только достижение состояния насыщения воздуха (100 %-ная влажность), но
и наличие ядер конденсации или сублимации. Без них в чистом воздухе может наблюдаться пересыщение пара до 400 %.
Ядра конденсации и сублимации – это практически одни и те же
мельчайшие гигроскопические частицы.
Обычно это гигроскопические частицы солей и сульфата аммония. Именно они способствуют превращению невидимого водяного
87
88
пара в капельки воды или ледяные кристаллы, т. е. в облака или ту-
ман.
Для их образования необходимо, кроме ядер конденсации, охлаждение воздуха и увеличение его влагосодержания, в основном за
счет испарения воды с подстилающей поверхности.
5.3. Испарение воды и факторы, влияющие
Испарение воды – это переход воды из жидкого состояния в газообразное (водяной пар). Испарение происходит с поверхности
воды, почвы, растительности, льда, снега и т. д. за счет энергии, получаемой Землей от Солнца.
Испарение идет тем интенсивнее, чем больше разница между количеством пара, которое может содержаться в воздухе при данной
температуре, и его фактическим содержанием в воздухе. Испарению
способствует ветер. Величина испарения – это объем или слой испарения.
Затрата тепла на испарение – один из основных расходных членов теплового баланса подстилающей поверхности, и особенно поверхности океана, определяемый как произведение скрытой теплоты испарения на скорость испарения; выражается в кал/кв. см*мин.
Испаряемость – величина слоя воды (в мм), который может испариться в данном месте за рассматриваемый период. Над водной поверхностью испаряемость равна фактическому испарению. На суше,
где запас влаги ограничен, испаряемость может значительно превышать фактическое испарение; эта разница тем больше, чем жарче и
суше климат.
Слой испарения – количество воды:
– испаряемое с поверхности данной территории за какой-либо
интервал времени;
– равное толщине слоя, равномерно распределенного по площади этой территории.
Учение об атмосфере: учебное пособие
на скорость испарения
5. Вода в атмосфере
89
5.4. Облачность
Облако – это видимое скопление капелек воды и ледяных кри-
сталлов на некоторой высоте. Облака препятствуют проникновению
солнечной радиации к земной поверхности и ее охлаждению ночью.
Таким образом, они способствуют стабилизации температуры воздуха у подстилающей поверхности и изменению интенсивности
вертикальных движений. Скорость последних определяет возможность удержания частиц различных размеров во взвешенном состоянии, в том числе и частиц антропогенного происхождения. Поэтому облачность воздействует на формирование уровней загрязнения
и экологу необходимо иметь о ней некоторое представление.
Облака характеризуются количеством, формой и высотой ниж-
ней и верхней границ.
Количество облаков измеряется в баллах: от 0 баллов (безоблач-
но) до 10 (сплошная облачность). Таким образом, 1 балл – это 0,1
часть небосвода, покрытая облаками. Если полнебосвода покрыто
облаками, то это 5 баллов.
Форма облаков – это их внешний вид. Она определяется путем
сравнения их вида с соответствующим фотоснимком в «Атласе облаков» [4].
Рис. 20. Схема структуры нижней границы слоистых облаков [23]:
1 – уровень конденсации, нижняя граница предоблачного слоя дымки;
2 – нижняя граница облака; 3 – верхняя граница подоблачного слоя;
1–2 – слой дымки; 2–3 – переходный слой; 1–3 – подоблачный слой
90
Учение об атмосфере: учебное пособие
Высота нижней и верхней границы облаков – это расстояние
от подстилающей поверхности до соответствующей границы. Они
имеют размытые очертания (рис. 20). Высота нижней границы измеряется инструментально или визуально, а верхняя – в основном с
помощью летательных аппаратов, а также с помощью МРЛ.
Поскольку облака представляют собой продукты конденсации и
сублимации водяного пара на некоторой высоте, то прозрачность
воздуха в них и под ними ухудшена и, следовательно, наблюдается
плохая видимость. В метеорологии измеряют не прозрачность воздуха в атмосфере, а дальность видимости в ней.
Различают горизонтальную и метеорологическую дальность видимости, полетную, посадочную или наклонную и вертикальную
видимость (рис. 21).
Метеорологической дальностью видимости называется то расстояние, на котором исчезают последние признаки наблюдаемого объекта днем или становится неразличимым нефокусируемый
источник света определенной интенсивности, т. е. видимый контраст между объектом и фоном становится равным пороговому
контрасту глаза человека.
По происхождению облака подразделяются на три типа: слоистообразные, волнистообразные и кучевообразные. Эта генетическая
классификация облаков хорошо подтверждается наблюдениями из
космоса, поскольку высоту облачности при этом визуально определить трудно, а выявляется только внешняя структура.
Рис. 21. Горизонтальная и наклонная видимость в зависимости от высоты
полета под облаками при наличии подоблачной дымки [3]
Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]