Б.И. Извеков, Н.Е. Кочин - Динамическая метеорология (часть 1) (1115249), страница 53
Текст из файла (страница 53)
скорости ветра в слое над инверсией и под инверсией разнятся по величине и направлению. Это также сказы' вается отдельными бросками, которые испытывает проходяшнй через слой инверсии аэроплан или зондирующий аэрологнческий прибор. Записи метеорографов часто показывают прн прохождении через слой инверсии, ЗЬяаюнч. метеорология. 15 часы дня и в связанной с этим нагреванием вертикальной конвекции. Вследствие быстрого нагревакия земной поверхности повышается температура прилежащих к .поверхности масс воздуха, которые приходят, и состояние неустойчивого равновесия. Там, где на~~~т место наиболее сильное нагревание, и там, где о%6" распространяется на наибольшую толщу воздушного слоя, воздушные массы приходят Ь движение и поднимазотся вверх до тех пор, пока непридут в равновесие с окружающей средой.
Вертикальному поднятию воздуха мо- жет благоприятствовать также рельеф местности. На замену поднявшихся масс начинает притекать воздух из областей менее нагретых, причем над этими областями начинается течение воздушных масс вниз. Это хорошо известное и многократно описанное в курсах метеоралогии явление называетси конвекцией. Пусть вначале воздух у поверхности земли имел температуру 20', а вертикальный температурный градиент составлял 0,6' на 100 м т а высоты. Пусть конвекция начинается тогда, когда температура приземных масс повысится на 1".
Следовательно воздух начинает свое поднятие при температуре 21' и при этом охлаждается адиа- ь ь до Ф вг зу р' ° 1о' Йо' батически. Простой подРис. БЗ. счет показывает, что равновесие для него наступит на высоте 250 м при температуре 18,5'. Но нагревание у земной поверхности продолжается, и если рассматриваемая частица снова вернется к земной поверхности, то, нагревшись там до 22', она вторично поднимется уже на более высокий уровень и придет в равновесие с окружающей средой только на высоте 500 м при 1У С.
Таким образом конвекция будет распространяться на все более и более высокие слои и будет захватывать все большие и большие массы воздуха. При этом на некотором уровне распространения конвекции будет достигну конденсация и начнется связанный с нею приток тепла, отчего уменьшится потеря в температуре поднимающей воздушной массы и поднятие ее сразу значительно возрастет. Простой подсчет в нашем случае показывает, что если конденсация начнется на высоте 1200 м, то интенсивное вертикальное поднятие воздушных масс распространяется до 9000 м высоты, и только на этом уровне будет достигнуто равновесна. Пока уровень конденсации не до- в особенности при прохождении через слой максимальной скорости ветра, неправильные„быстро чередующиеся, изменения давления и температуры.
Вертикальное распределение температуры претерпевает очень большие изменения в непосредственной близости с земной поверхностью, причем в прилежащих к земной поверхности слоях вертикальный температурный градиент не только может быть равен адиабатическому, но может в отдельных случаях значительно превосходить его. Причина этому, лежит в интенсивном нагревании земной поверхности, а от нее и прилей жащих слоев в жаркое время года и в жаркие стигнут, коивекция распространяется вверх медленно, н вся масса воздуха, охваченная конвекцией прочно прогревается и принимает вертикальный градиент, близкий к адмабатическому. Но как только иа'верхнем уровне слоя, охваченного конвекцией, начинается конденсация, тогда наступает влажно-неустойчивое равновесие и воздух устремляется с ускорением вверх, прокладывая путь для дальнейшего продвижения вверх нижележащих масс.
Все ббльшне и ббльшие массы воздуха вовлекаются в этот бурный вертикальный поток, и происходит образование сппш1пз'ов, которые в случаях сильной влажной неустойчивости могут перейти в Сп-1чЬ грозового типа. При этом циркуляция прекращается, так как поднимающийся воздух при конденсации повышает свою потенциальную температуру и достигает равновесия только на значительной 3.
высоте, там где его потенциальная тем-:.,:.:,,- пература равняется потенциальной температурой окружающей среды. Нагревание всего нижележащего слоя: при этом происходит медленно и достигается не скоро. На прилагаемых рисунках перво- ~ начальное распределение температуры представляется сплошной линией, а кри- ЪЪ вые изменения температуры поднимаю- ~~ шихся масс воздуха даны штриховыми а~,я линиями. На рис. 33 представлены три случая, соответствующие начальным 4, температурам 0', 10', 20'. Положение равновесия достигается тем скорее, чем ниже первоначальная температура, так как при более низких температурах абсолютная влажность воздуха меньше ч и конденсациониые адиабаты мал,-' тличасотся от сухих. Поэтому эймо . - Я' . ш тй" '.
Фа' лака конвекции (Сп) обладают зй тельно меньшей мощностью, чем лерми;: Рис. 34. Рис. 34 хорошо иллюстрирует роль инверсий как преграждающих слоев в распространении конвекции. Он изображает распределение температуры по вертикали, причем на земле температура 10'С. Непосредственно над землей распространяется наземная инверсия до высоты 300 и. На этой иа Уо Н высоте температура составляет 16'.
Далее она убывает до высо 1800 а высоте 1800 м начинается вторая инверсия, дающая повышение температуры на 2' в слое толщиной 200 к. Начиная с высоты 2000 м (верхняя граница инверсии) температурный градиент составляет 4" 100 м на спло ОО поднятия. Эта температурная кривая представлена на ер е е шной ломаной линией.
Кривые изменения состояния поднимающегося воздуха изображены пунктиром и нанесены для всех значений наземных температур от 16 до 25 через 1'. Если изменение высоты распространения конвекции прн повышении начальной температуры на 1' йазвать .конвекционной ступенью", то рис. 34 ясно показывает, что вначале в области нижней-"'инверсии эта ступень очень мала (около ЗЗ м).
Когда конвенция преодолевает слой нижней инверсии и распространяется выше, конвекционная ступень возрастает до 250 м. Пусть на высоте 1000 лг начинается конденсация. Конвекционная ступень сразу быстро возрастает, но конвекционные токи встречают вторую инверсию и конвективная ступень снова падает, пока не будет преодолена верхняя инверсия, после чего ступень опять становится большой и достигает величины около 1000 м.
При этом предполагается ради упрощения„что повы- ь 15* шенне температуры.у земной поверхности повышает давление, пара ровно настолько, что высота уровня конденсации не меняется. На самом деле это, конечно, не имеет места, и с возрастанием давления пара высота уровня конденсации медленно возрастает. Преграждающее действие слоев инверсии на распространение вертикальной конвекции можно наблюдать на характерных формах столообразных Си, верхние части которых оказываются плоско срезанными на одном и том же уровне, и этот уровень очевидно определяется нижней границей инверсии, через которую конвекция не может проникнуть.
Такие же характерные черты имеют так называемые наковальничные Сп, и только при очень сильных конвекционных токах инверсия преодолевается н получаются характерные формы наковальни. Фронтальные инне рси,и. Большие и мощные инверсии, залегающие над обширными пространствами земной поверхности и отличающиеся устойчивостью и продолжительностью существования, находят, повидимому, свое объяснение в факте встречи больших и мощйых разнородных потоков воздуха: теплых, приходящих из тропических широт, и холодных, имеющих полярное происхождение, причем воздушные массы обоих потоков текут рядом друг с другом„не смешиваясь и не проникая одна в другую в течение более или менее продолжительного промежутка времени.
Такие мощные разнородные потоки представляют весьма характерное явление динамики атмосферы в средних широтах. Они появляются здесь, как мы увидим впоследствии, как вторичное явление общей циркуляции атмосферы. Новейшая синоптика приписывает им весьма большое значение. Борьбою и сменой этих течений полярного и тропического воздуха определяются основные черты синоптических процессов и смена погоды в средних широтах обоих полушарий. Несомненна также их связь с образованием и развитием перемещающихся барических особенностей (циклонов и антициклонов), о чем подробно будет говориться в гл.
ХП нашей книги. Здесь заметим только, что пойерхность раздела таких двух разнородных масс, образующих инверсиаффтеплый слой залегает над холодным как более легкий), обычно имеет Слабый угол наклона к земной поверхности. Как будет показано, такой наклон является необходимым условием равновесия разнородных воздушных масс. В случае неустойчивости вдоль поверхности раздела возникает скольжение воздушных масс, причем в'некоторых случаях теплый верхний воздух скользит вверх, а лежащий над ним холодный вниз, а в других случаах, наоборот, теплый воздух сползает вниз, а холодный поднимается нод' йоверхностьгю раздела вверх. Поднятие воздушных, масс, сопровождается охлаждением и процессами конденсации. Поэтому айше илн ниже таких'инверсионных слоев обычно происходит образование облаков.
с характерными формами развития. Анти цикл опальная инв'ерсня. Остановимся несколько подробнее на одном важном случае образования инверсии в атмосфере„ связанном с опусканием слоев воздуха, которое не сопровождается их взаимным перемешяванием. Так образуются мощные большие инверсии в устойчивых антициклонах. Предположим, что обширная масса воздуха опускается без нарушения горизонтального распределения слоев, причем окружающая атмосфера находится в состоянии покоя. Это опускание представляет адиабатический процесс, причем давление в опускаюшейся массе воздуха изменяется в соответствии с обычным гндростатическим уравнением.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
