Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 95
Текст из файла (страница 95)
ш. (это так называемая внутритропическая зона конвергенции). Здесь же ве- 5 8О лико и влагосодержание атмо~~ юо ВО сферы (О)40 кг/ма в зоне шириной около 1100 км). Большие зна- О (5 чения Яб (более 1 кг/м') наблюдаются севернее 40' с. ш. Здесь рис. (7.!6. Зависимости иодоааиаоа отмечалась мощная облачность оолакои от т~ " 5 (иои ч=5, /=0,7 и у 0,65 "С/(00 м). теплого фронта вблизи центра глубокого циклона. Водозапас об. лаков, как показывает рис. 17.17, резко изменяется на сравнительно небольших расстояниях (ширнна отдельных выбросов составляет 100 †1 км). Такие колебания Об можно объяснить влиянием динамических факторов (в изложенной выше теории это параметры и и ь), Резкое увеличение Яб вблизи 10' с.
ш. и в зоне фронта объясняется возрастанием вертикальных скоростей. Однако можно отметить, что с помощью радиометрической аппаратуры, устанавливаемой на спутниках, фиксируется облачность, из которой выпадают достаточно интенснвныс осадки. Об этом свидетельствует тот факт, что измеренные водозапасы облаков, как правило, не превышают 2 кг/ма. На рис. 17.16 это область, соответствующая большим значениям параметра ь (т. е.
осадкам большой интенсивности). В дальнейшем, когда информация о О и Яб будет массовой и начнет поступать в прогностические центры, графики, подобные рис. 17.14 — 17.16, можно будет использовать для определения вертикальной скорости и интенсивности осадков. Облаяа, туманы н осадим Облака Яз кг/м 1,8 о,в 7 гг го гг Рнс, 17,19, Связь между 71 и ги'1ою ВВ мурной погоде (облачность 8 †!О 7! 11 05 !1 70% 2! 11 0.5, !1 50%; 1,-4О %. при пасбаллов). з! я-ол, О, ке/мз 80 0 -уо -го -ш о го го 7,'с Рис. 17.!8.
Меридиональныа профиль 0. над Атлантическим океаном. го 1 — денные измерения с 17 июня яо 31 августа 1072 г., 2 — среднее из зтия денныя, 3 — среднее ио измерениям в февреле-.мее 1000 г. жмс О Во'сш. 4О ЗО гО Ш Определение содержания пара в вертикальном столбе (Я,т и водозапаса облаков (Яб) с помощью радиометров (измеряющих потоки собственного теплового радиоизлучения атмосферы, обла- О О О Ю гО ЗО 4О ВО'с . Рис. 17.17. Водоэапас облаков Яб) и содержание водяного пара (77 — 00) в вертикальном столбе над Тихим океаном (по наблюдениям со спутника «!хосмос-243» 24 сс1мября !968 г.). ков н осадков в микроволновом диапазоне длин волн — от 1 м до 1 мм) производится также по данным наблюдений с поверхности земли (в частности, с борта экспедиционных судов).
На рис. 17,18 приведен мерндиональиый профиль Я, над Атлантическим океаном в широтной зоне 53' с. ш.— 22' ю. ш, по наблюдениям с 17 июня по 31 августа 1972 г. н в феврале — мае 1969 г. Видно, что в субтропиках (45 — 25' с. ш.) содержание пара сравнительно невелико (22 — 23 кг/мз). Наиболее сухой воздух (!г.=15 —: 20 кг/мз) наблюдается в области азорского антицик- лона (26 — 30' с. ш.). Наибольшие значения 1;1, отмечаются во внутритропической зоне конвергенции (ВЗК), которая в июне †августе 1972 г, находилась на 7 — 9' с. ш., а в феврале †м 1969 г.— на 3 — 4' с. ш. Среднее значение Яз в ВЗК составило 50 кг/м', максимальное 65 кг/мз, минимальное 32 кг/мз. Для определения О, Я, и ь!0 широко используются данные радио- и самолетного зондирования атмосферы. Если в формуле и рн Я.= ~ в(з) р(з)г/з= — — ~ 8(Р) г/Р о Ы р (здесь переход от интеграла по г п авлени ос ест- 91яш "з/" к интегралу о д ю уп1 влен по уравнению статики) последний интеграл представить в виде суммы, то выражение для О, приведем к виду Я,= 0,0102 ~ У! ЛР1, 1=1 (3.6,2) где е» вЂ” среднее значение массовой доли пара (в 7ю) в слое, за- ключенном между уровнями р! 1 и р;; /!рг=рг-1 — Р (в гПа), А/— число слоев, на которые разделена тропосфера, Яз — в кг/м'.
На рис. 17.19 и 17.20 сопоставляются средние месячные значения Я, в столбе между уровнями 1000 и 200 гПа, определенные по данным радиозонднрования атмосферы за 1961 — 1970 гг. в ряде точек территории СССР, с температурой воздуха (71) у земной поверхности. На эти рисунки нанесены все данные — по всем пунктам и в различные сезоны года, однако, прежде чем осреднять, они были разделены на две группы — соответствующие пасмурной (облачность 8 — 10 баллов) и малооблачной (Π— 2 балла) погоде. Точками на рисунках изображены опытные значения Яз в столбе от 1000 до 200 гПа, кривыми — результаты расчета по методике, кратко рассмотренной выше, при тех значениях параметров, которые указаны в подписях к рисункам.
17 Облака Облака, туманы и осадки О>йм кг/м вв (4.1) б/ р гоп о/ го Ввв воо 16 вво тг воо Рис. !7.20. Связь между Т, и Я>000 при малооблачной погоде 200 (облачность 0 — 2 балла). и и- — >, 1-товп г> ч- —,>. 1- 50зп з> 1>= — 5, 11=50%. 1 — — — — г 4 Влияние вертикальных токов, турбулентного обмена и радиации на профиль температуры Видно, что во всех географических районах зависимость опытных Як от Т> и т) согласуется с предсказаниями теории. При облачности 8 — 10 баллов (рис.
17.19) все точки располагаются между расчетными кривыми, соответствующими положительным значе- о -во — о -зо -го -1о о го го 7, 'с ииям параметра т), в то время при малооблачиой погоде (рис, 1?.20) — между кривыми, соответствующими значениям Ч ( ( О. Таким образом, при пасмурной погоде преобладает восходящее (т) ) О, ш ) 0), а при малооблачной — нисходящее (т) .с О, и> ( 0) движение воздуха. Анализируемые факторы позволяют объяснить особенности распределения температуры, которые наблюдаются в атмосфере в связи с образованием и эволюцией облаков. Важнейшими из этих особенностей являются инверсии температуры, образование которых часто связано с облачностью. Из качественно-физических рассуждений очевидно, что процесс облакообразования сказывается на распределении температуры с высотой.
Так, физически ясно, что под влиянием вертикальных токов и эффекта тепла конденсации может образоваться как подоблачная, так и надоблачная инверсия температуры. В самом деле, если под влиянием восходящих вертикальных токов (ю ~ 0) воздух выше некоторого уровня г„достиг состояния насыщения и начался процесс облакообразования, то локальные изменения температуры (под влиянием и>) ниже этого уровня рассчитываются по формуле (см. п. 4, главы 9) дТ/д1 = ц>(у — у,), где уаж1'С/100 м — сухоадиабатический градиент.
В то же время Рис. 17.21. Схема образования подоблачной (а) и надоблачной (б) инверсии динамического происхождения; кривые стратнфикапии в начальный момент (1) и через некоторый промежуток времени (2). выше уровня а, эти изменения описываются формулой дТ/дг = и> (у — у,'), (4.2) где у' — влажноадиабатнческий градиент. а Пусть воздушная масса совершает восходящее движение (например, со средней скоростью и>=2 см/с); уровень конденсации в ней располагается вблизи изобарической поверхности 850 гПа, где температура Т, = 5'С; начальное распределение температуры характеризуется 7=0,60'С/100 м (рис. 17.21 а). Тогда изменение температуры ЬТ„вблизи изобарической поверхности 900 гПа, где воздух не насыщен, по формуле (4.1) составит /зТ 2 12 60 60 (О 60 0 98) 10-4 3 3'С/12 ч.
Таким образом, температура на уровне 900 гПа упадет на 3,3'С и по истечении 12 ч составит 4,7'С (начальная температура на этом уровне равна 8 оС, поскольку температура на уровне 850 гПа принята равной 5'С, толщину слоя 900 — 850 гПа считаем равной 500 м; а градиент температуры 7=0,6'С/100 м). Облака Облака, туманы н осадки 17 В то же время вблизи изобарической поверхности 850 гПа, где началась конденсация водяного пара, температура изменится, согласно формуле (4.2), на ?2Т = 2 ° 12 ° 60 ° 60 (0,60 — 0,56) ° 10 0,4 'С/12 ч, Таблица 17.20. Повториемость (еь) различных типов распределения температуры с высотой во фронтальной зоне Замедленное падение Инверсия Сезон Изотермия 40 33 70 17 26 18 43 4! 12 Зина Весна Начало лета Вертикальный градиент температуры вблизи верхней границы облака при восходящих вертикальных токах со временем увеличивается, поскольку в облаке температура, согласно формуле (4.2), или медленно понижается (во времени), или даже возрастает (при Т ) Т,').
В то же время над облаком температура, согласно формуле (4.1), быстро уменьшается (во времени). Это заключение находится в согласии с известным из наблюдений фактом, согласно которому в верхней тропосфере (на высотах т. е. через 12 ч температура на уровне 850 гПа составит 5,4'С (Т,' =0,56'С/100 м). Таким образом, в слое ЯОΠ— 850 гПа под влиянием восходящего движения воздуха и эффекта конденсации водяного пара образовалась инверсия температуры с вертикальным градиентом Т= = — 0,7/5= — 0,14'С/100 м. Такую инверсию температуры можно назвать подоблачной инверсией динамического происхождения. Рассмотренный эффект играет существенную роль в образовании фронтальных инверсий температуры, над которыми располагаются облачные системы слоистообразных облаков Из — Аз — Сз. В табл.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
