Б.И. Извеков, Н.Е. Кочин - Динамическая метеорология (часть 1) (1115249), страница 52
Текст из файла (страница 52)
'1то касается южного полугпария„то сеть аэрологических станций там очень редка н мы имеем очень мало наблюдений и поэтому очень мало данных для общих вьшодов. Вообще пало сказать, что о строении атмосферы н в особенности ее верхних слоев в южнум полушарии мы составляем понятие главным образом по аналогии с более знакомым нам северным полушарием, экстраполируя выводы, относящиеся к одной полусфере на другуго. Одг1зко необходимо заметить, что имеющиеся немногие сравнительно данные наблюдений показывают, что атмосфера гожного полушария имеет существенные особенности.
Все теьшерзтурпые кон грасты выражены в южном полушарии сильнее. например, зптч1н тнческое лето в свгбодной атмосфере оказывается в среднем па 15 - 20" холоднее, чем арктическое лето. Высота тропопаузы в Антарктике, повидимому, но крайз"й м.. ре на 2 квг ниже высоты ее нвд северным полюсом земли. Э ги факты, бе* сомнения очень важные, которые теперь не могут быть уч гены, с тече- нием времени могут пролить новый свет на вопросы обшей циркуляции н вторичных циркуляций в южном полушарии.
Ввиду большого значения, которое представляет влажно-неустойчивое состояние атмосферы дли равновесия воздушных масс, интересно проследить, где на земном шаре н в какое время имеют место благоприятные условии для развития влажной неустойчивости. Если мы попре>кнему назовем через Тв, влажный адиабатический вертикальный градиент, то как было отмечено выше, влажно-неустойчивое распределение температуры характеризуется неравенством 1~~ ~ 1 < 1~ ФОВУСп> Сев ' ' яв 0 .ь >0 Лвл м0ре Павлавя Ливия Аув авл>ввия 74 сш. ь::: Рис. Зй.
>в ные массы с охлажденного континента тельно поверхностью океана или моря В полярных областях, как правило, среднее вертикальное распределение' температуры таково, что Т(Т~, так что влажная неустойчивОсть отсутствует. Исключение может представиться, конечно; в отдельных случаях, когда холодные воз- 20 душные потоки 'соприкасают- -00' ся с более теплым открытым морем. То же самое н> жио ска- -00' зать относительно зимнего -70" режима Европейского матс- -00 рика 7Т(Т~,), но летом верти- кальный температурный граглала»а ав л диепт нередко бывает близок к влажному адиабатическому, осебенно в южной Европе.
Часто наблюдается, что вера тикальный тем ператупный градиент колеблется, принимая значения то несколько боль- 20' ше, то несколько меньше Т„„ 00' так что влажно-неустойчивое напластование летом в Европе представляет нередкое явление. Над океаном в умеренных широтах могут образоваться влажно неустойчивые слои и зимой, когда холод- протекают над теплой сравни- вследствие чего вертикальный температурны градиент растет. В тропиках и нижних слоях тропосферы влажная неустойчивость вследствие сильного нагревания земной поверхности представляет почти постоянное явление. Только на некоторой высоте от земной поверхности т становится меньше тв,.
Эта верхняя граница влажной неустойчивости. лежит, например, в Агре в феврале приблизительно на 3 км высоты, а в августе на 13 км высоты„- в Батавии она круглый год держится на высоте:;12 — 13 км При этом влажная неустойчивость постепенно уменьшается с высотой, так что слои 3 — 13 км обладают только слабой вла>кной неустойчивостью, и часто находятся в индиферентном состоянии (Т= — т,.). Географическое распределение влажной неустойчивости повидимому вполне определяется распределением притока лучистой энергии.
В тропиках нижние слон тропосферы имеют избыток в притекаюшей радиации, а слон 9 — 12 км высоты, наоборот, имеют дефицит. В средних широтах в течение жарких летних месяцев получаются подобные же соотнощения в количествах притекающий-и отдаваемой лучистой энергии, только в, ослабленной по сравнению с тропиками форме. Далее на образование областей влажно-неустойчивого равновесия в атмосфере оказывают влияние воздушные течения. увеличенный вертикальный температурный градиент, а следовательно условия, благоприятные для образования влажной неустойчивости, будут получаться при вторжении холодных потоков воздуха иа высоте без наличия аналогичного потока в нижних слоях. Во-вторых, в благоприятном смысле дей- ствует вертикальное расширение, с которым связано раздвигание изэн-,: тропических поверхностей в вертикальном направлении.
Обратное влияние, удаляющее от состояния влажной неустойчивости, оказывает приток теплых масс на"аайсоте (адвективное нагревание) без соответствующего нагревания внизу,"' Йли вертикальные токи внизу, типичные для больших антициклонических областей, при которых, как было показано выше, уменьшается вертикальный температурный градиент, а вместе с тем и вероятность наступления влажно-неустойчивого состояния.
Необходимым условием для воздушных пертурбаций и действительной неустойчивости воздушных масс по вертикали является достаточное содеРжание водЯных паРов в атмосфеРе длЯ того, чтобы поднимающ(йййги массы могли достигнуть состояния насыщения. Вэтом смысле воздушные течения, приходящие с моря и несущие воздух, богатый водяными парами, дают более благоприятные условия для образования влажной неустойчивости, чем сухие потоки, приходящие с континента. й 6.
Инверсии. Кривые вертикального распределения температуры дл" отдельных случаев зондирования атмосферы представляют особенности, которые обычно сглаживаются на средних кривых. Далеко не всегда на таких кривых мы имеем неуклонное падение температуры. Часто астре чаются отдельные слои, где падение температуры уменьшается (слои с малым вертикальным температурным градиентом) или вовсе прекращается,(йзотермия) или 'даже появляется обратный ход температуРы, т. е.
температура начинает расти с'высотой (инверсия). Инверсиями в свободной атмосфере называются слои, в кото; рых обычное падение, температуры с высотой заменяется повышением', температуры. Существование таких слоев связано со многими важнымнпроцессами атмосферной динамики. Инверсии имеют широкое русЯйостра;,,: пенне в атмосфере. Аэрологические""'"набл%деййй'""ббкйзйвйют, что ойи, встречаются, на" разйы% 6$66ФВ,""'"обладают "Различной' 'мбййбст1И) и Различной 'йродолжительЗ5ЙФ6ю" во "времени.' : -"'Вбйьшое статистйчепское йсследовайие относительно инверсий было произведено В. П е п п л е р о м (ЪЧ. Рерр!ег), по многолетним данным аэрологической обсерватории в Лннденберге.') Он использовал наблюдения змейковых подъемов в Линденберге 1910 — 1916 гг. Всего было рассмотрено 6802 змейковых подъема, из которых 1092 высотою до 4100 м и 120 высотою до 5500 м. Пепплер дает такую таблицу относительно частоты инверсий в процентах для слоев различной высоты (см.
стр. 224). Числа таблицы показывают, что в общем число инверсий уменьшается с высотой. Далее, имеются определенные высоты, соответствующие максимумам ицверснй. Зги высоты соответствуют средним высотам различных типов облаков. Наиболее важные максимумы частот соответствуют высотам 1500 и 2500 м. 3~' Частота быстро убывает, начиная с 3000 м, и становится вйгсьма мала на высотах свыше 4000 м. г) Венгре ь Рьузж и.
$гегъп Аьпопрьаге. Вп. х, г1. 3). Повторяемость инверсия по Пепплеру Большие инверсии ( >ЗсС) на высотах, больших 900 м, чаще всего встречаются осенью, а второй максимум частоты для них падает на апрель. Причина этому заключается, повидимому, в частых прорывах холодного полярного воздуха у земной поверхности весною 1в апреле) и подобных же прорывах теплого экваториального воздуха в более высоких слоях, причем такие прорывы теплого воздуха имеют максимум повто яемости в осенние месяцы.
Р редняя толщина инверсионного слоя составляет около 220 м в слоях, ближайших к земной поверхности, и убывает до 150 лт на высоте около 3 клс. Другая таблица Пепплер'а, также из указанной выше. работы, дает характеристику мощности инверсий для различных высот. Средняя величина и мощность инверсий по Пепплеру ''ч!:"Таблица показывает, что с увеличением высоты. инверсии становятся -:Ф::: не только более редкими, но также и менее мощными. .К Малые вертикальные температурные градиенты, изотермия„а тем более обращенные вертикальные температурные градиенты, характеризующие повышение температуры с высотой, указывают вообще на,неблаго- приятные условия для вертикальных восходящих и нисходяших токов н оказывают препятствие для развития вертикальной конвекции и турбулентного перемешивания.
Поэтому обычно слой, располагающийся над инверсией, обладает стойким незавихренным движением воздуха,, Вс(зййг ю р эммам,г„мщу„м ю д еу (г з~)яа,иое падение цлртноцти с высодтй,. инверсии суть, таким образом, слои увеличенного цадеййй,,„фл~отности. "Гак' кагг ййуй1хщййс'иий:лоямн, лежашим)й над инверсйе4 н ниже инверсии, вообше затруднено, то этн слои заметно различаются по своим физическим свойствам. Не только температура, но также и направление и скорость ветра в слоях под инверсией и выше инверсии оказываются различными.
Наверху скорость обычно бывает больше, причем она резко меняется скачком при прохождении через верхнюю границу инверс~Щ~,, Направление ветра при этом также меняется, причем ветер обычно от',ляется вправо. Изменение абсолютной влажности ма'::.,~)тличается от нормального, но относительная влажность вследствие повышения температуры с высотой и убывания абсолютной влажности""".=,.';,'сильно падает в области инверсии. Восходящие токи воздуха н вообшеьтурбулентное перемешивание задерживаются у нижней границы инверсии.
Поэтому здесь получаются удобные условия для образования облаков. Как утверждают К е п п е н (Кбрреп), приблизительно половина всех наблюденных инверсий располагается над облаками. Чаще всего вертикальное изменение температуры в области инверсии имеет такой характер. Внизу под инверсией имеется невозмущенный температурный градиент, более или менее близкий к нормальному, выше наступает изотермня, которая постепенно переходит в инверсию. Слой, лежащий выше области инверсии, также характеризуется малым температурным градиентом. Нормальный вертикальный градиент обычно достигается лишь на высоте нескольких сот метров над инверсией. Есть еще одна особенность инверсий, которая, повидимому, связана с тем, что на поверхности разрыва двух разнородных жидких сред, обладаюших различными скоростями, образуются, как показал Гель м гольц, волны, подобно тому, как образуются волны на свободной поверхности моря под влиянием движения воздушной среды, расположенной над ней.
Гидродннамическую теорию таких волн для поверхности разрыва, образованной двумя несжимаемыми идеальными жидкостями, дал Гельмгольц. Впоследствии эта теория была дополнена и обобшена другими исследователями (см. подробнее главу 1Х нашей книги). Укажем здесь только, что весьма характерным явлением для 'такого рода инверсий с образуюшимнся на них волнами являются располагаюшиеся правильными грядами облака А-Св и С1 Сп, которые согласно Гельмгольцу и:;:представляют собою такие реализованные атмосферные волны, на гребнйх которых вследствие поднятия воздуха и сопровождающего его охлаждения происходит конденсация паров воды. На записях регистрационных аэрологических приборов такие гряды облаков ().п1(тгояеп) обнаруживают малые периодические колебания температуры.
Прн прохождении аэроплана через слой таких облаков, всегда ощущаются более или менее правильные ритмические удары и попеременные броски вверх и вниз. Но и в тех случаях, кййма не имеет места образование правильных волн, все же в инверсиях'„':"Уде два воздушных слоя различной плотности н температуры залегают один над другим, эти слои обычно обладают.еще и различными движениями, т. е'.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
