Глава 12

Термический режим тропосферы, стратосферы и мезосферы

В этой главе приводятся сведения об особенностях распределе­ния температуры в атмосфере на основе тех данных, которые полу­чены к настоящему времени с помощью радиозондов и ракет.

Основное внимание уделяется зональному распределению темпе­ратуры. Поле температуры (равно как и других величин) называет­ся зональным, если температура не зависит от долготы, а является функцией лишь широты и высоты над уровнем моря. Представле­ние о зональном поле можно получить, если осреднить наблюдае­мые температуры по кругам широт.

12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере

В последние десятилетия построены вертикальные разрезы поля зональной температуры в северном и южном полушарии по наблю­дениям на многих станциях (350 — в северном и 139 — в южном) за период 8—14 лет. Такие разрезы, построенные И. В. Хваневской, представлены на рис. 12.1.

Горизонтальный градиент зональной температуры Г в тропосфе­ре зимой и летом направлен от экватора к полюсам. Общее пониже­ние температуры от экватора к полярным широтам (от 0 до 70°) зи­мой в том и другом полушарии примерно одинаковое: 35—50 °С в нижней и 25—30 °С в верхней тропосфере. Летом в южном полуша­рии, где океаны занимают в умеренных широтах 93—100 % поверх­ности, контраст температур между экватором и полярной областью уменьшается по сравнению с зимой незначительно: до 26 °С в ниж­ней и до 20 "С в верхней тропосфере. Зато в северном полушарии, где

большая часть поверхности занята сушей, разность температур ле­том почти вдвое меньше, чем зимой. Вблизи уровня моря это разли­чие еще больше: разность температур на экваторе и полюсе равна 60 °С в январе и только 28,2 °С в июле.

Можно отметить еще одну особенность зонального поля темпера­тур: в южном полушарии летом и особенно зимой в умеренных ши­ротах наблюдается зона наибольших горизонтальных градиентов — около 0,7 ˚ С/100 км в январе (лето) и 0,8 ˚ С/100 км в июле (зима) на уровне 850 гПа.

12.2. Инверсии температуры в атмосфере

Инверсия — аномальное распределение температуры воздуха по высоте, когда вместо нормального наиболее часто наблюдаемого в тропосфере понижения температуры с высотой в некотором слое от­мечается ее повышение. Вертикальный градиент Т в таком слое меньше нуля (γ < 0).

По условиям образования инверсии температуры принято по­дразделять на термические и динамические. К первым относятся ра­диационные и адвективные инверсии, ко вторым — инверсии оседа­ния, турбулентные и фронтальные. Нередко инверсии образуются под влиянием нескольких процессов: радиационного выхолажива­ния и адвекции (радиационно-адвективные инверсии), оседания и радиационных потерь тепла (инверсии в антициклонах), турбулент­ного обмена и оседания и др.

В зависимости от положения нижней границы инверсии приня­то делить на приземные (нижняя граница совпадает с поверхностью Земли) и приподнятые (нижняя граница находится на некоторой высоте).

Инверсии температуры — широко распространенное явление. Так, по данным наблюдений на Останкинской телебашне повторяе­мость инверсий в Москве составляет 57 % общего числа наблюде­ний, по измерениям на высотной метеомачте в Обнинске — 53 %.

Инверсионное распределение оказывает существенное влияние на многие явления в атмосфере. С ними связано образование тума­нов, существование и эволюция облаков, высокие уровни загрязне­ния атмосферы примесями антропогенного происхождения.

Радиационные инверсии принято делить на ночные и зимние. Об­разуются они под влиянием потерь тепла земной поверхностью при ее отрицательном радиационном балансе. Следует особо подчерк­нуть что, хотя земная поверхность охлаждается за счет радиации (эффективного излучения), понижение температуры в прилегаю­щем к ней слое воздуха осуществляется в основном посредством турбулентного теплообмена.

Согласно оценкам, выполненным К. Я. Кондратьевым, вклад ра­диационного теплообмена даже в ночные часы, когда турбулентный обмен ослаблен, составляет менее 10 % турбулентного.

Благоприятные условия для образования радиационных инвер­сий создаются тогда, когда велико эффективное излучение (низкая относительная влажность, отсутствие облаков, особенно нижнего яруса) и мал приток тепла из почвы (пониженная теплопроводность и теплоемкость почвы). В главе 10 приведена формула для опреде­ления температуры поверхности почвы, согласно которой пониже­ние температуры после захода Солнца пропорционально корню квадратному из времени (отсчитываемому от момента захода):

Приведенный на рис. 10.11 график позволяет оценить множи­тель D, равный понижению температуры Т(0,0) - Т (1,0) за первый час (t = 1 ч). В последующем температура поверхности почвы про­должает понижаться более медленно:

По мере распространения (через турбулентный теплообмен) ох­лаждения вверх, толщина (h) ночной инверсии увеличивается. Мак­симальных значений h достигает вблизи момента восхода Солнца. После восхода земная поверхность начинает нагреваться, а ночная инверсия — разрушаться.

Верхняя граница ночных инверсий практически совпадает с вер­хней границей приземного слоя. Высота ее составляет от 10—15 м при слабом ветре до 200—300 м при умеренном ветре. Разность (пе­репад) температур воздуха на верхней и нижней границах инверсии составляет, как правило, несколько градусов (реже до 10—15 °С). Модуль вертикального градиента (|у|) температуры колеблется (в пе­ресчете на 100 м) от нескольких градусов до десятков и сотен граду­сов; при этом, в согласии с результатами, изложенными в главе 9, величина |у| с высотой убывает.

При сильном ветре, сопровождающемся увеличением интенсив­ности турбулентного обмена, приземная инверсия температуры вблизи земной поверхности разрушается и переходит в приподня­тую инверсию.

Зимой в умеренных и, особенно, высоких широтах радиацион­ный баланс земной поверхности, как правило, меньше нуля (R < 0) не только ночью, но и днем. Вследствие этого земная поверхность под влиянием излучения непрерывно охлаждается, что способству­ет сохранению инверсии в течение длительного времени. В поляр­ных областях (Арктике и Антарктике), Гренландии, в северных час­тях материков зимой формируются высокие инверсии (верхняя гра­ница — на высоте 2—3 км) с перепадом температур до 20—25 °С. Эти инверсии особенно мощны в антициклонах, где к эффекту ради­ационного охлаждения добавляется влияние нисходящего движе­ния воздуха.

Адвективные инверсии возникают при перемещении теплой воз­душной массы на холодную подстилающую поверхность. Посредст­вом молекулярного (в вязком подслое) и турбулентного обмена ох­лаждение от подстилающей поверхности распространяется на все более толстый слой воздуха — образуется инверсия температуры. Однако усиление инверсии и распространение ее вверх не может продолжаться очень долго, поскольку под влиянием тепла, поступа­ющего от воздушной массы, подстилающая поверхность сама нач­нет прогреваться. Процесс формирования инверсии продолжается, как правило, 2—3 суток.

Одной из разновидностей адвективных инверсий служат весен­ние инверсии, детально исследованные П. А. Молчановым. Они об­разуются весной при натекании теплой воздушной массы (нередко тропического происхождения) на снежную поверхность, температу­ра которой близка к 0 °С. Поскольку температура воздуха уже на высоте 2 м может превышать 10 °С, то возникает инверсия с боль­шим перепадом температур. Под влиянием турбулентного притока тепла от атмосферы снег быстро тает (хотя погода при этом, как пра­вило, ветреная и пасмурная, но снег сходит более быстро, чем при солнечной слабоветреной погоде).

Нередко на образование инверсии оказывают влияние радиация и адвекция. В таких случаях инверсию называют адвективнорадиационной.

Приподнятые инверсии. С инверсиями тесно связано образова­ние туманов. Однако, как только под влиянием понижения темпе­ратуры в инверсионном слое образовался туман, он начинает оказы­вать обратное влияние на профиль температуры. В главе 16 этот во­прос детально обсужден. Основной результат сводится к тому, что как только толщина тумана увеличивается до 200—300 м, так пере­стает действовать основной фактор, поддерживающий низкую тем­пературу вблизи поверхности Земли, — эффективное излучение.

Поскольку потоки тепла как в атмосфере, так и в почве направ­лены при инверсии к земной поверхности, то температура послед­ней при отсутствии потерь тепла через излучение начнет повышать­ся. Распространение повышения температуры на некоторый слой приводит к образованию приподнятой инверсии.

В главе 16 приведены данные, согласно которым, в 30—35 % случаев в адвективных туманах формируются приподнятые инвер­сии. Туман под такой инверсией может рассеяться, и тогда образу­ется облачность, которую так и называют — облачность приподня­того тумана.

Процесс образования приподнятой инверсии, рассеяния тумана под ней и возникновения облачности протекает тем быстрее, чем бо­льше скорость ветра, поскольку от последней зависит турбулентный приток тепла от атмосферы к земной поверхности. При большой скорости ветра инверсия вблизи поверхности Земли может разру­шиться и при отсутствии тумана.

Из этих рассуждений следует, что как только образовался ту­ман, внутри него начинает действовать механизм разрушения тума­на вблизи Земли и перехода его в облачность St - Sc.

Именно этим объясняется тот факт, что повторяемость туманов очень низкая (не превышает 1—2 %), в то время как повторяемость облаков St - Sc во многих районах Земли достигает 30—40 %.

В больших городах роль тумана выполняет облако примесей ант­ропогенного происхождения. В сочетании с повышенной турбулент­ностью, обусловленной увеличением параметра шероховатости в го­роде по сравнению с окрестностями, загрязнение атмосферы приво­дит к тому, что в больших городах преобладают приподнятые, а вне их — приземные инверсии. Так, в Москве при общей повторяемости инверсий, равной 57 %, на долю приземных инверсий приходится 13 %, приподнятых — 44 % , в Обнинске (небольшой город) соотно­шение обратное: доля приземных инверсий составляет 38 %, при­поднятых — 15 % общего числа наблюдений.

Отметим, что конвективные инверсии наблюдаются в антицик­лонах не только зимой (в умеренных и высоких широтах), но и ле­том. Однако если зимние инверсии преимущественно приземные, то летние — приподнятые. Последние образуются также под влиянием нисходящего движения (увеличивающегося с высотой конвективно­го притока тепла). В то же время вследствие притока солнечной ра­диации (положительного радиационного баланса) к земной поверх­ности температура ее Т₀ повышается. В сочетании с турбулентным обменом повышение T₀ приводит к разрушению инверсии в слое до некоторого уровня z_и, выше которого сохраняется инверсионное распределение Т.

Такие приподнятые инверсии с нижней границей на уровне z_и широко распространены в субтропических антициклонах (азорском, гонолульском), а также летом в высоких антициклонах уме­ренных широт. Если уровень конденсации z_к расположен ниже га, то в слое между z_и и z_и образуются кучевые облака, часто наблюдае­мые на огромных площадях в субтропических антициклонах и лет­них антициклонах умеренных широт.

Турбулентные инверсии. Атмосфера сильно расслоена по верти­кали в отношении интенсивности турбулентного обмена. Он, как правило, повышен в пограничном слое, в облаках, струйных тече­ниях. Пусть в начальный момент некоторый слой стратифицирован сухоустойчиво ( γ < γ _а). Если затем в этом слое под влиянием увели­чения скорости ветра или натекания воздушной массы на поверх­ность с большей шероховатостью турбулентный обмен усилится, то кривая стратификации приблизится (по наклону) к сухой адиабате, поскольку поток тепла направлен вниз и, следовательно, в верхней части слоя температура понизится (отсюда тепло уходит), а в ниж­ней — повысится (сюда тепло приходит).

Если выше и ниже слоя с усилившимся обменом распределение температуры не изменилось, то вблизи верхней и нижней границ слоя возникнут инверсии температуры. Чаще же всего турбулент­ный обмен разрушает уже существующую конвективную инверсию, которая образовалась под влиянием нисходящего движения, в ее нижней части. В этом случае формируется приподнятая инверсия.