Термическая стратификация атмосферы

Термической стратификацией слоя атмосферыназывают характер распределения в этом слое температуры воздуха с высотой.

Устойчивым равновесиемслоя атмосферы называют такое его состояние при котором всякое вынужденное вертикальное или наклонное смещение отдельного объема воздуха внутри слоя вызывает возникновение сил, препятствующих смещению и стремящихся вернуть сместившийся объем обратно на исходный уровень (γ< γ_a) .

Безразличным равновесиемслоя атмосферы называют такое его состояние, при котором вынужденное вертикальное смещение отдельного объема не вызывает появления сил, стремящихся продолжать поднимать или опускать этот объем (γ= γ_a).

Неустойчивым равновесиемслоя атмосферы называют такое его состояние, при котором вынужденное смещение объема воздуха внутри слоя вызывает возникновение сил, заставляющих данный объем продолжать свое смещение в том же направлении, в каком оно началось (γ> γ_a).

Стратификация атмосферы определяется графически по аэрологической диаграмме. Для этого строится кривая стратификации в координатах высота-температура. Из начальной точки температуры строится сухая или влажная адиабата (в зависимости от того насыщен воздух водяным паром или нет). Если отдельный отрезок кривой стратификации поднимается круче сухой адиабаты, проходящей через ее начало, то данный слой устойчивый. Если совпадает – то слой безразличный. Если проходит более полого - то слой неустойчив.

Уровень конвекции

Уровнем конвекции называется высота, на которой прекращается восходящее конвективное движение воздуха.

Уровень конвекции Z:

,

где γ_а– сухоадиабатический вертикальный градиент температуры для объема адиабатически поднимающегося воздуха;

γ – вертикальный градиент температуры в нижнем слое для окружающего воздуха;

t₀^’– температура отдельного объема воздуха;

t– температура окружающего воздуха.

Предположим, что некоторый объем воздуха в результате сильного прогрева от деятельной поверхности оказался на 5 ⁰С теплее окружающей среды. Температура поднимающегося воздуха на нижнем уровне принята равной 20⁰С, а окружающего воздуха 15⁰С. Проведем сухую адиабату из точки, соответствующей температуре 20⁰С. Кривую стратификации начнем из точки, соответствующей температуре 15⁰С и проведем ее в предположении, что градиент температуры равен 0,5⁰ /100 м.

Z, м

Сухая адиабата

Кривая стратификации

1000

0 15 20 t,⁰C

Из графика видно, что в данном случае на высоте 1000 м эти линии пересекутся, т.к. температура окружающего воздуха понижалась с высотой медленнее, чем температура поднимающегося объема. Следовательно, на высоте 1000 м температура поднимающегося воздуха понизилась до температуры окружающего. Эта высота и является уровнем конвекции.

Инверсии в тропосфере

Слои инверсии имеют наиболее устойчивую стратификацию и препятствуют развитию восходящих движений воздуха. Поэтому, они называются задерживающими слоями.

Инверсия характеризуется высотой нижней границы инверсионного слоя, вертикальной мощностью и, так называемой, глубиной инверсии, т.е. разностью температур на верхней и нижней границах слоя.

Инверсии в тропосфере возникают на различных высотах. По высоте нижней границы инверсии разделяются на приземные и инверсии свободной атмосферы.

Инверсии тропосферы. Разделяются в зависимости от условий образования на радиационные и адвективные.

Радиационные инверсиивозникают при охлаждении приземного слоя атмосферы, соприкасающегося с деятельной поверхностью, выхолаживающейся путем излучения. Радиационные инверсии делятся на ночные (летние) и зимние.

Ночные инверсииначинают развиваться вечером, после захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и утром достигают максимальной мощности и глубины. После восхода Солнца деятельная поверхность и прилегающий к ней воздух прогревается и инверсия разрушается. Развитию ночных инверсий благоприятствует ясное небо и слабый ветер.

Зимние инверсиив ясную погоду, когда охлаждение деятельной поверхности изо дня в день увеличивается, могут сохраняться несколько суток и даже недель. Особенно усиливаются радиационные инверсии при резко неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух стекает в низины и котлованы, где ослабленное турбулентное перемешивание способствует его дальнейшему охлаждению. Радиационные инверсии, связанные с особенностями рельефа местности, называют орографическими.

Кроме этого, инверсии тропосферы делят по высоте расположения нижней границы на приземные и приподнятые. Приземные инверсии находятся в прилегающем к земле 10-метровом слое атмосферы, а приподнятые – выше 10 м от уровня земли.

Адвективные инверсииобразуются при адвекции воздуха, т.е. при натекании теплого воздуха на более холодную деятельную поверхность. Например, вторжение 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.