Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 97
Текст из файла (страница 97)
ре~~"оложеиы друтие облачные ными (образующимися в том районе, иое зоплироваяие 20 февраля где они наблюдаются), данные шш г. (леиииградская обтабл. 17.22 показывают, что в подав- ласть). ляющем большинстве случаев (85— 95 е!о) облака 5! — Зс появляются на данной территории вследствие переноса облаков из других областей, сопровождающегося преобразованием (трансформацней) облаков одних форм в другие. В оставшихся (немногих) случаях при образовании 5! — Зс на данной территории чаше всего сначала возникает туман (радиационный, адвектнвный, испарения), который под влиянием рассмотренных в главе !6 эффектов затем трансформируется в низкую облачность.
Еще в начале 50-х годов О. А. Дроздов отметил, что при смещении фронтов на юго-восток ЕЧС довольно часто типичная для фронтов облачность )х)з — Аз начинает размываться, преобразуясь в облачность других форм, осадки прекращаются. Такое явление на территории Украины изучено по данным самолетного зондирования атмосферы (в четырех пунктах) за 1953 — 1963 гг. с прнвле- Обнана, кумами н осадки Обнака 17 Дата... ра.си ° сз2 и. Дт„ос!и Дт„„~с)ч 5 Статистические данные о слоистообразных н волиистообразных облаках чением синоптических материалов. Согласно этим данным, через территорию Украины достаточно часто проходят фронты без осадков (с октября по март в районе Киева в среднем 48 фронтов из общего числа 76; в районе Харькова — 50 из 74), на которых преобладает облачность Я вЂ” Зс: ее повторяемость на холодных фронтах составляет 53 — 65 %, на теплых 47 — 54 % и на фронтах окклюзии 50 — 68 %.
Значительна также повторяемость облачности Ас — Аз (свыше 30 % ). Повторяемость облаков Ь)з на фронтах без осадков не превышает 10 — 12 % (более того, эти облака вряд ли можно называть слоисто-дождевыми, поскольку из ннх не выпадают осадки). Эти фактические данные свидетельствуют о том, что в образовании облаков Я вЂ” Зс — Ас определяющая роль принадлежит тем же динамическим факторам (вертикальным движениям, турбулентному обмену и адвекции), под влиянием которых формируется слоистообразная (Ыз — Аз — Сз) и конвективная (Сц — СЬ) облачность.
Малая же роль радиационного притока тепла к воздуху (который по традиционным представлениям служит определяющим фактором в формировании термического режима облаков Я вЂ” Вс) следует не только из приведенных выше данных, но и из непосредственных измерений . этого притока.
По данным таких измерений (выполненных в Запорожье и Донецке под руководством К. Я. Кондратьева) под влиянием радиационного притока тепла (солнечного и длинноволнового) изменение температуры облаков Я вЂ” Зс в декабре !979 г. при высоте Солнца около 20' над городом (АТ,) и его окресностями (саТо ) составило: !6 Х!! 6 Х1! !1 Х!! 20 Х!! !8 Х1! 600 ! !00 !500 !400 !500 400 600 700 800 950 0,06 0,02 0,04 — 0,04 0,05 0,02 — О,!4 — 0,08 — 0,08 — 0,04 Из приведенных данных следует, что температура облаков Я вЂ” Бс вследствие радиационного притока тепла изменяется за 1 ч всего лишь на несколько сотых долей градуса: от — 0,04 до 0,06'С/ч над городом и от — 0,08 до 0,02'С!ч вне города.
Объяснить столь незначительную роль радиации можно, по-видимому, тем, что нагревание облака за счет поглощения солнечной радиации компенсируется охлаждением его под влиянием потерь тепла в инфракрасной области. На определяющую роль вертикальных (нисходящих) движений в формировании полей температуры и водности облаков (и в частности, надоблачной инверсии) указывают также данные о синхронных изменениях (за 12 и 24 ч) температуры нижней (ЛТм) и верхней (АТ,) границ облаков Я вЂ” Зс (использованы материалы самолетного зондирования в семи пунктах Советского Союза в 1951 — 1968 гг.). Все дело в том, что при определяющем вкладе радиационного притока тепла (ер) приращения температуры АТм и АТ, имели бы разные знаки (см.
приведенные выше оценки): саТ ) 0 (поскольку здесь ер ) О) и ЛТа ~ 0 (поскольку ер ( О, так как верхняя граница под влиянием радиации охлаждается). Таким образом, исходя из этого представления следовало ожидать, что корреляционная связь между гаТа и АТ, будет отрицательной (коэффициенты корреляции г ( 0). Однако, вопреки ожиданиям, корреляционная связь между фактическими приращениями (изменениями) температуры АТ„и АТа как за 12, так и 24 ч оказалась во всех пунктах и все сезоны года положительной и достаточно тесной: коэффициенты корреляции заключены между 0,41 и 0,72 (объем выборок был, как правило, не меньше 100).
Анализ результатов численного моделирования облачности, полей, температуры и влажности показал, что такая связь между АТ, и АТ, объясняется влиянием вертикальных движений (определяющий вклад) в сочетании с теплом конденсации, а также турбулентного обмена и до некоторой степени (порядка 10 % от основного фактора) радиационного притока тепла. Подчеркнем, что роль радиационных притоков тепла огромна, но только в формировании термического режима деятельного слоя земной поверхности, а не атмосферы.
В атмосфере поле температуры регулируется в основном конвективными и турбулентными потоками и притоками тепла, поступающего от земной поверхности. Прямое влияние радиационных притоков тепла в атмосфере на процесс образования облаков, как следует из приведенных выше рассуждений и оценок, мало. Однако велико опосредованное в через посредство земной поверхности — влияние радиации на этот процесс.
Исключительно велико обратное влияние облаков на притоки солнечной и инфракрасной радиации к земной поверхности. 5.1. Температура. С облаками связаны значительные особенности распределения температуры с высотой. В табл. !7.23 помещены сведения о повторяемости различных типов распределения температуры с высотой при наличии облаков различных форм. Согласно данным табл. 17.23, при наличии облаков Зс и Я наиболее часто (в 64 и 70 % случаев) наблюдается подынверсионный тип — облако располагается под слоем с инверсионным распределением температуры; по этой причине указанные облака нередко называют подынверсионнымп. При облаках !4з — Аз более часто встречается безынверсионное распределение — температура в пределах всей тропосферы падает с высотой. Однако при всех Облака, туманы и осадки Таблица !7.23. Повториемоеть (%) типов рвспределеиии температуры при облаках различных форм.
Юге-звиад Укрвииы Тип распределения Форма облаков частично инверси- онный мемнн- верси- онный бевынвер- сиониый подынвер- сиониый инвер- сионнмй надынвер. сноннмй З! 8! Ас Хз Аб ггпЬ, 3г!г. Все облака 64 70 40 20 !8 44 44 25 !4 52 49 67 39 4! ! 2 3 !25 ! !72 2 293 ! 300 2 035 564 10 489 4 Я 3 !9 Я 3 7 4 4 3 2 !О 4 формах облаков отмечаются (в 10 — 20 % случаев) другие типы распределения: надынверсионный — облако расположено над слоем инверсии; инверсионный — температура в облаке растет; частично ннверсионный — облако и инверсия частично перекрываются; межинверсионный — облако расположено между двумя слоями инверсий.
В. А. Девятова, используя данные самолетного зондирования в Москве (за 1934 †19 гг.), все вертикальные профили температуры при наличии однослойных облаков 8с — 51 разделила на шесть типов. Типы 1 — П! характеризуются падением температуры от земной поверхности до некоторого уровня гп, который совпадает с верхней границей облака в типе 1 (повторяемость его 78 % ), несколько ниже ее (в среднем на 100 м) в типе П (повторяемость 5 %) и выше границы облака (в среднем на 240 м) в типе П1 (повторяемость 5 %). Выше гп располагается инверсия температуры, средняя толщина которой в типе 1 составляет 280 м в холодный период года и 250 м в теплый (при максимуме повторяемости 110 — 200 м).
В типе !У (повторяемость 3 %) температура падает с высотой в облаке и над ним. Типы Ч и Ч! (повторяемость 5 и 4 %) характеризуются наличием инверсии во всем облаке (тип Ъ') или в большей части его (тип Ч!), выше облака температура падает. Средние значения вертикального градиента температуры под облаком (уг), в облаке (уз) и в инверсионном слое (уз) для типа 1 в теплый и холодный периоды года соответственно составляют 0,76 и 0,81; 0,71 и 0,72; — 2,15 и — 2,60 'С/100 м. Большой интерес представляют данные о влиянии облаков на изменение температуры воздуха на различных высотах, в частности вблизи земной поверхности.
Поскольку одновременно действует несколько видов теплообмена (адвекция, конвекция, радиация), то эффект появления облачности оказывается различным: темпера- Облака тура воздуха может как повышаться, так и понижаться. Так, по данным наблюдений на Украине, в тех случаях, когда облачность в течение 12 ч сохранялась, температура за это время в слое от земной поверхности до верхней границы облака в 48 % случаев понижалась и в 49 % повышалась. При этом среднее (по 114 случаям) понижение температуры в 100-метровом слое облака (вблизи верхней границы его) составило — 1,75'С/12 ч, среднее (по 118случаям) повышение температуры в том же слое равнялось 1,53'С/ 12 ч. Осреднение за более длительные промежутки времени (месяц„ сезон) позволяет исключить (точнее, ослабить) влияние знакопеременных факторов — адвекции и конвекции. Радиационный же баланс /!, как было отмечено в главе 8, при появлении облачности уменьшается по абсолютной величине.
Вследствие этого летом (при положительном /!) температура под влиянием облачности в среднем понижается, а зимой (когда /7 ~ О) растет. Так, по данным наблюдений в Риге и Актюбинске, средние месячные значения температуры воздуха вблизи земной поверхности при наличии облаков 51 — 5с с марта по октябрь в Актюбинске и с мая по сентябрь в Риге меньше средних многолетних месячных значений (при этом в Актюбинске в июне разность достигает 11,6' С); в холодную половину года при облаках 8! — 5с температура воздуха выше средней многолетней (в Актюбинске в феврале разность достигает максимума, равного 7,1'С). В среднем годовом облака 5! — 5с оказывают охлаждающее влияние на приземный слой воздуха: на 0,3'С в Риге и на 2,1 'С в Актюбинске.
Рассмотрим данные о распределении температуры и скорости ветра, полученные при, наблюдениях на мачте в Обнинске в 1964 г. в те сроки, когда высота нижней границы облаков была меньше 300 м (таких случаев оказалось 90). Все случаи по характеру распределения температуры и скорости ветра разделены на три типа (с подразделением каждого из них на два — четыре подтипа). Первый тип (табл. 17.24) отличается плавным ростом скорости ветра с высотой, при этом в подтипе 1а градиенты температуры под облаком и в облаке малы (0,2 — 0,3'С/100 м), а градиенты скорости ветра Лс всюду велики (2,5 — 4,5 м/с на 100 м); в подтипе 1в градиент Лс велик только в приземном слое, а выше скорость практически постоянна; при подтипе 1г наблюдается значительная неустойчивость в подоблачном слое (у=!,22'С/100 м), малые значения Лс до высоты около 100 м и быстрый рост скорости выше этого уровня.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
