Б.И. Извеков, Н.Е. Кочин - Динамическая метеорология (часть 1) (1115249), страница 55
Текст из файла (страница 55)
Ночные инверсии дают иногда значительные повышения температуры с высотой, но распространяются не высоко: обычно на высоту несколь- ') Ргос. й. 9ос. ч. 99 (А) 1921, стр. 472 — 499. — 232— ких сот метров над земной поверхностью. Они сопровождаются иногда заморозками, гибельными для злаков и растений.
Ночные инверсии обычно дают такой ход изменения температуры с высотой. Наибольшее повышение температуры происходит в нижнем слое у самой земной поверхности, н при чистом типе инверсии повышение постепенно замедляется до некоторой высоты Н, где наступает изотермия, после чего обыкновенно температура начинает падать со значительным градиентом, соответствующим приемлемым условиям.
Если же в слое инверсии развивается максимум ветра, а в вышележащем и нижележащем слоях развивается турбулентное перемешивание, то в нижних, прилежащих к земной "поверхности слоях, вследствие адиабатического охлаждения поднимающихся масс воздуха„может поябиться положительный вертикальный градиент, т. е. падение температуры вместо возрастания. Вместе с тем градиент в слое, лежащем выше инверсии, может усилиться вследствие опускания и адиабатнческого ' нагревании выше лежащих масс воздуха. Мощные ночные инверсии зимой распространяются нередко до высоты 1500 лг.
На море, при прохождении над охлажденной водной поверхностью теплого воздушного потока, может образоваться инверсия. Происхождение такой инверсии, очевидно, имеет сходство с происхождением ночной инверсии, так как в обоих случаях получается охлаждение воздушного слоя снизу от соприкосновения с холодной поверхностью. Если воздух влажный, то развивается конденсация. Так образуются большие морские туманы. Таково, йапример, происхождение больших туманов над' НьюФаундлендскими отмелями в зимнее времячгода. Охлаждение при этом ограничивается сравнительно тонким слоем. Если инверсия развивается на высоте нескольких десятков метров без ветра, то над большими городами дым городских и заводских топок поднимается до нижней границы слоя инверсии и,задерживаясь там„ расстилается под ним горизонтально, образуя плотный навес мглы и тумана.
Таковы условия происхождения знаменитых лондонских туманов, в которых часто главную роль играет даже не собственно туман, а мгла, расстилающаяся над городом и усиливающаяся преграждаюгдим конвекцию инверснонным слоем. Д и н а м и ч е с ки е н н в е р с и и. ЪЧ. Р е р р1е г в 1913 г. обратил внимание на возможность образования инверсии вследствие резкого изменения скорости и направления ветра с высотой. Пусть имеется горизонтальный слой с резко выраженным максимумом ветра. Такой слой оказывает согласно Пепплеру подсасывающее действие на соседние вышележащий и нижележащий слои..
На рис. 36 пусть прямая ВВ изображает начальное распределение температуры по высоте с вертикальным температурным градиентом 0,75'. На высоте 100 м имеется теплый слой с максимумом ветра, оказывающий подсасывающее действие на соседние слои. Внизу и вверху развиваются вертикальные течения и турбулентное перемешиванне, причем вертикальный температурный градиент возрастает и приближается к адиабатическому. По истечении некоторого времени температурное состояние в нижних слоях изобразится прямой АС, а температурное состояние в верхнем слое прямой ВС'. В преграждающем слое с максимумом ветра должна таким образом развиться инверсия, что выражается .участком кривой СС'.
Если в начальном состоянии вертикальный температурный градиент был значительный и приближался к адиабатическому, то очевидно нет причин для образования инверсии, но чем меньше в начальном состоянии вертикальный температурный градиент, тем больше шансов, что при существовании слоя с максимумом ветра в этом слое разовьется инверсия.
Если восходящие течения в нижней части атмосферы сопровождаются конденсацией и образованием облаков, то облака образукггся 'непосредственно под слоем максимума ветра. Рис. 36 предста- с' в вляет распределение температуры с высотою в этом случае. В облачном слое вертикальный температурный градиент приближается к влажному адиабатическому Т, . Таким образом по сравнению с предыдущим случаем, когда облачного'слоя нет, инверсия оказывается несколько ослабленной. Наибольший скачок температуры оказывается непосредственно над облаками, и он усиливается еще испарением с поверхности облака.
Такие инверсии П е и пл ер г) предложил назвать динами чески м и инверсиями. Они существенно отличны по своему происхождению от больших фронтальных инверсий и от инверсий антициклонального типа, связанных с опусканием больших масс воздуха. Происхождение их, по мнению !!г в Пепплера, обусловлено существованием слоя с максимумов! ветра и его подсасывающим влиянием на выше н ниже лежаайне слои. В дальнейшем их развитии играет роль турбулентное перемешнвание. Однако теоретическое обоснование с' самого факта подсасывающего действия' зп ламинарного потока отсутствует. С точки зрения гидродинамики вопрос о подсасывающем действии такого потока представляется невыясненным.
Поэтому правнльиее было бы говорить просто о различной степени турбулентности в горизон- ,в тальных слоях как о причине, вызывающей такого' рода инверсии. в' г Весенняя инверсия. П. А. Молч а н о в обратил внимание на характерную форму инверсии, связанную с весенним таянием снега. Если турбулентный поток воздуха несет массы с температурой выше нуля, то начинающееся интенсивное таяние снега вызывает поглощение скрытого тепла ' и охлаждение прилежащих к земле масс воздуха. Вследствие этого образуется сильная инверсия иа высоте нескольких сот мехэров над земной д поверхностью, которая действует как слой преграды для турбулентного пере- в! мешивання. Ниже этого слоя инверсии турбулентное перемешивание развивается Рпс. 36.
особенно интенсивно, и таким образом идет постоянный приток тепла от выше лежащих слоев к снежному покрову, и происходит усиленное таяние, которое, в свою очередь, вызывает новое охлаждение нижних слоев и тем самым усиливает и отодвигает вверх нижнюю границу инверсии. Потенциальная температура воздуха выше инверсии при этом достигает й — 10* выше нуля. Такие инверсии можно назвать снежными или весенними инверсиями. Этим объяс- ' няется тот факт, что весною наиболее сильное таяние снега и разрушение ледяного покрова водоемов происходит не в ясные солнечные дни с нормальным вертикальным распределением температуры, а, наоборот, в облачные днн и связано с существованием сильной инверсии и интенсивным турбулентным перемешиванием.
И иве рс и и и турбулентное не ре в<еши в а ни е. Инверс ни и облака. Турбулентное перемешнванне имеет благоприятные условия г) йг. Р е р р! е г. 2пг Кепп1п!з пег Тепгрегагпппвегв!опеп. (О!е АгЬепеп пез Коп!я14!Эвпвв!вспеп Аегопаппзсьеп ОЬзегза!ог!пшв Ье1 Ьепг1епьегк 1т Лапге 1912 Ч1И. Вп. 1913, БЛ1зф~~! ' для развития, когда вертикальный температурный градиент среды больше адиабатического (т.
е. когда потенциальная температура убывает с высотой) и турбулентное перемешиваиие затруднено, если вертикальные температурные градиенты малы, а, следовательно, особенно затруднено в слоях изотермии и инверсии. Существенная разница такой конвенции, обусловленной механическим перемешиванием, от рассмотренной ранее конвекции, вызванной нагреванием ' земной поверхности и''прилежащих к ней воздушных слоев состоит в том, что частицы здесь не возвращаются к своему первоначальному уровню, но остаются в- новой среде, причем температурные разности 'частиц и окружающей среды выравниваются.
Если рассматривать обычные нормальные условия вертикального распределения метеорологических элементов, при которых потенциальная температура растет с высотой (1(1,), а удельная влажность убывает, то очевидно частица, поднятая от своего начального уровня и охлаждающаяся адиабатически во время своего поднятия, попадает в более сухую и теплую среду.
Задерживаясь в этой среде, она передает среде водяной пар, а от этой окружающей среды берет тепло и, нагреваясь, ,приходит в равновесие с окружающей средой. Частица же, перенесенная турбулентным перемешиванием вниз, наоборот, оказывается теплее окружающей среды, но зато беднее содержанием водяного пара. Она, таким образом, приносит в нижележащий слой тепло и повышает температуру этого слоя и вместе с тем понижает среднюю удельную влажность слоя. Таким образом благодаря турбулентному перемешиванию тепло непрерывно переносится вниз, а водяной пар наверх.
Предельное положение, к которому ведет процесс, будет очевидно: одинаковая потенциальная температура и одинаковая удельная влажность во всем слое, подвергающемся турбулентному перемешиванию. Другими словами, это предельное положение характеризуется адиабатическнм нертикальным температурным градиентом и возрастанием относительной влажности с высотой. Если, например, в таком предельном достигнутом положении температура на высоте 1000 м 10' и на высоте 2000 л О, а удельная влажность во всем слое 4,8 а/кг, то относительная влажность на высоте 1000 м будет 5T~м а на высоте 2000 м 1005м Штюве считает такое соотношение в числах относительной влажности весьма характерным.
Оно часто встречается для слоев порядка 1 км толщины со средней температурой б' С. В следующей небольшой таблице даны числа, выражающие отношение ' (Й, — относительная влажность на нижней границе слоя, Й~ а )г, †относительн влажность на верхней границе) для различных средних температур слоя. Ф 1 С~ 30 20 10 0 †— 20 — 30 ~~в — 0,63 0,60 0„53 0,55 0,52 0,45 0,43 Интересно отмстить, что вертикальный градиент относительной влажности в этом случае возрастает с уменьшением температуры.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
