Стратификация атмосферы

 

В атмосфере может наблюдаться как падение, так и рост температуры с высотой. В тропосфере преобладает снижение температуры воздуха по вертикали. Средний вертикальный градиент температуры равен примерно 0,5–0,7ºС/100 м. В нижних слоях тропосферы он составляет 0,5ºС/100 м, а в верхних достигает 0,7–0,8ºС/100 м. В тропопаузе вертикальный градиент температуры убывает до 0,1–0,2ºС/100 м.

В стратосфере температура с высотой повышается, поэтому температурный градиент становится отрицательным, однако, его абсолютная величина очень мала. В первом приближении стратосферу можно считать изотермическим слоем.

Над тропиками температура на высоте тропопаузы в течение года колеблется от -70 до -80ºС, в Арктике она летом равна -45ºС, а зимой понижается до -60º. В тропической зоне стратосфера холодна в течение всего года, а в полярных областях она летом несколько выше.

Конвекция в принципе имеет турбулентный характер, однако, при вертикальных градиентах температуры, близких к адиабатическим, она становится упорядоченной, трансформируясь в мощные потоки, занимающие огромные площади. В целом эти потоки остаются турбулентными, но их размеры становятся очень большими. По мере набора высоты они развиваются и вовлекают в свое движение окружающие массы воздуха.

Если в процессе конвекции частица воздуха поднимается или опускается в адиабатических условиях, не смешиваясь с окружающим ее воздухом, то на нее действуют две силы: вертикальный барический градиент, направленный вверх и сила тяжести, направленная вниз: ускорение вертикального движения частицы, если отнести его к единице массы, имеет вид , где ρ_i – плотность вертикально движущейся частицы.

Из уравнения статики атмосферы имеем и , где ρ_a – плотность воздуха, отсюда

 

(3.7)

 

Таким образом, ускорение конвекционного потока зависит от разности абсолютных температур движущейся массы воздуха и окружающей среды. При T =273 К, т.е. при t =0ºС и разности T_i–T_a =1ºС ускорение вертикально движущейся частицы воздуха составит 0,03 м/с². Для развития конвекции необходимо, чтобы величина T_i–T_a сохранялась или даже увеличивалась при движении частицы воздуха вверх.

Частица сухого воздуха адиабатически охлаждается на 1ºС в процессе своего подъема на каждые 100 м. Если между поднимающейся частицей воздуха и окружающей средой образовалась некоторая разность температур, то для сохранения скорости подъема частицы необходимо, чтобы воздух, окружающий частицу, охлаждался бы, как минимум, на такую же величину. Должен существовать вертикальный градиент температуры , равный адиабатическому .

Если вертикальный градиент температуры меньше адиабатического, то при любой начальной разности на определенной высоте наступит равенство этих градиентов и вертикальное движение частицы воздуха прекратится.

Если , то разность температур с высотой увеличивается и ускорение потока конвенции будет увеличиваться. В этом случае процесс конвекции будет развиваться, такая стратификация атмосферы называется неустойчивой. Если атмосфера имеет безразличную стратификацию, а если атмосфера имеет устойчивую стратификацию (рис. 3.1). Вместо термина стратификация употребляется и термин равновесие: устойчивое, безразличное или неустойчивое.

 

 

Рис. 3.1. Схематические примеры:

а) неустойчивой; б) устойчивой; в) безразличной стратификации в сухом воздухе

 

Если воздух влажный, но находится в ненасыщенном состоянии, то уровень его стратификации определяется в соответствии с сухоадиабатическим градиентом температуры. В случае, если воздух находится в насыщенном состоянии, сохранение разности температур между отдельной частицей и окружающей средой возможно при условии .

Состояние атмосферы в этой ситуации называется устойчивым, если , безразличным, если и неустойчивым, если . Такое состояние атмосферы должно иметь добавление “для насыщенного воздуха”.

На поверхности суши летом, особенно в солнечную погоду, температура достигает весьма значительных величин. В этой ситуации вертикальный градиент температуры воздуха резко возрастает, особенно в приземном слое и стратификация атмосферы становится неустойчивой. Максимум неустойчивости наступает в первые послеполуденные часы. В это время образовываются кучевые облака. Ближе к вечеру стратификация атмосферы приходит в более устойчивое состояние, а ночью устойчивость атмосферы может возрасти настолько, что возникает приземная инверсия температуры. В этот период времени конвекция затихает.

Амплитуда температуры поверхности моря очень мала, поэтому послеполуденный максимум развития конвекции отсутствует. Ночью, когда температура воздуха снижается, над морем создаются условия для развития конвекции.

Воздушные массы, в течение длительного времени находящиеся над одной и той же территорией называются местными. Температурный режим этих масс формируется под влиянием подстилающей поверхности. С течением времени они изменяют свои свойства в зависимости от температурного режима этой поверхности. По температурному режиму воздушные массы разделяются на теплые и холодные. Как те, так и другие могут перемещаться на другие территории, с другими тепловыми характеристиками. Если теплая воздушная масса надвигается на более холодную подстилающую поверхность, что обычно связывается с ее передвижение на Север, то она охлаждается снизу. Сначала охлаждаются самые нижние слои, а затем, в меньшей степени, и более высокие. Вертикальный градиент температуры в этом случае уменьшается.

В типичной теплой массе воздуха в зимний период над материком вертикальный градиент температуры колеблется в пределах от 0,2 до 0,4ºС/100 м, т.е. становится меньше влажноадиабатического градиента для этих условий. Таким образом, стратификация воздушной массы в нижних ее слоях становится устойчивой, как при ненасыщенном, так и при насыщенном состоянии воздуха.

В общем случае теплая воздушная масса по мере своего проникновения на холодную подстилающую поверхность становится устойчивой. Конвекция в ней сначала ослабевает, а затем и полностью прекращается. Продукты конденсации водяного пара приобретают форму туманов и низких слоистых облаков. В виде осадков на земную поверхность летом выпадает морось, а зимой – мелкий снег.

Если масса холодного воздуха проникает на теплую подстилающую поверхность, то она нагревается снизу. При этом вертикальный градиент температуры возрастает до 0,7–0,8ºС/100 м. Холодные массы в этом случае приобретают неустойчивую стратификацию, иными словами становятся неустойчивыми. В таких массах активно развивается конвекция, конденсация водяного пара происходит в форме кучевых и кучево-дождевых облаков. Осадки, выпадающие из этих облаков, носят характер ливней и нередко сопровождаются грозами.