10.11.2010. Лекция.3

Нагрев атмосферы.

Атмосферный воздух прямыми солнечными лучами нагревается очень слабо, солнечные лучи нагревают земную поверхность. Земля же в свою очередь отдает тепло атмосфере. Потери тепла Земной поверхностью идет непрерывно, зимой и летом, днем и ночью. Приток тепла к Земной поверхности летом днем во много раз превосходит его потерю, поэтому поверхность Земли нагревается. Ночью приток тепла от Солнца отсутствует, а в зимнее время и днем незначительный, поэтому поверхность Земли может сильно выхолаживаться. Это выхолаживание называется радиационным охлаждением. Наиболее сильное радиационное охлаждение наблюдается при ясном небе и слабом ветре. Облака задерживают излучение Земной поверхности и предохраняют её от сильного выхолаживания, а ветер создает турбулентный обмен теплом между выше- и нижележащими слоями.

Адиобатические процессы в атмосфере.

Адиобатические процессы – процессы в атмосфере, при которых изменяется температура некоторой массы воздуха происходит без обмена теплом между нею и окружающей средой. При этом повышение или понижение температуры некоторого объема воздуха при его подъеме или опускании происходит исключительно за счет изменения давления.

Сухоадиобатический градиент 1°С на 100м до того как влажность воздуха не станет 100%, далее 0,6°С на 100м.

При подъеме воздух попадает под всё меньшее давление и вынужден при этом расширяться. Затрачиваемая на расширение работа берется за счет внутренней тепловой энергии, поднимающегося объема воздуха, что и приводит к понижению его температуры.

При опускании воздух попадает под все большее давление и поэтому сжимается и нагревается. Таким образом при подъеме некоторого объема воздуха его температура понижается, а при опускании повышается.

В поднимающемся сухом(ненасыщенном воздухе) падение температуры на единицу высоты является постоянной величиной и составляет1°С на 100м. Эта величина называется сухоадиобатическим градиентом.

Как только температура понизилась до значения соответствующего насыщению воздуха, то вследствии наступления конденсации водяного пара, начинает выделяться скрытая теплота конденсации. Поэтому при дальнейшем подъеме воздуха, понижение температуры происходит медленнее. Величина понижения температуры на единицу высоты в поднимающемся насыщенном воздухе называется влажноадиобатическим градиентом. Его среднее значение 0,6°С на 100м.

При опускании воздух всегда нагревается на одну и ту же величину(1°С на 100м) независимо от того сухой он или влажный.

Слои инверсии и изотермии.

Для тропосферы характерно понижение температуры с высотой в среднем на 0,65°С на 100м, однако во многих случаях фактических градиент температуры может существенно откланяться в ту или другую сторону от фактического градиента, особенно в нижнем слое(1-2км). Летом он чаще всего бывает больше, а зимой меньше 0,65°С на 100м, и не редко принимает отрицательные значения. Последнее означает, что температура в некотором слое не понижается с высотой, а повышается.

Слои, в которых температура с высотой повышается называются слоями инверсии. Слои, в которых температура с высотой не изменяется называются слоями изотермии(0°С на 100м).

По условиям возникновения различают виды инверсии:

1. Радиационная инверсия.

2. Адвективная инверсия.

3. Фронтальная инверсия.

4. Инверсия сжатия.

Радиационная инверсия образуется в результате радиационного выхолаживания подстилающей поверхности в ясные тихие ночи. Летом возникают ночью, а зимой возможно и днем. При этом приземный слой воздуха от подстилающей поверхности охлаждается и становится холоднее вышележащего слоя. Мощность этих инверсий от нескольких десятков метров до 1км. С восходом солнца инверсия обычно разрушается, так как нагревается подстилающая поверхность.

Адвективная инверсия образуется ночью и днем при натекании теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность. Возможно при ветре. Прилегающий к поверхности слой охлаждается сильнее от нескольких десятков метров до нескольких сотен метров.

Фронтальная инверсия возникает при натекании теплого воздуха на холодный воздух. При этом между ними образуется переходный слой, в котором температура с высотой повышается.

Инверсия сжатия(оседания) образуется в области высокого давления, где воздух растекается от центра в разные стороны, а в следствии чего верхние слои опускаются вниз, сжимаются и нагреваются. Образуются чаще всего на высотах 1-3км и выше. Имеют большую горизонтальную протяженность.

Значение инверсий.

1. Являются задерживающими слоями. Под их нижней границей останавливаются восходящие потоки, не поднимаются выше частицы пыли, дыма, водяной пар. Поэтому под слоем инверсии всегда ухудшена видимость.

2. Под слоем инверсии предостаточно влажности. Образовываются низкие облака и туманы, моросящие осадки и обледенения.

3. Слои инверсии всегда имеют волнистый характер, потому что они разделяют теплый и холодный воздух разных направлений и разной плотности. Полет в этих слоях будет сопровождаться болтанкой ВС, которое усиливается в верхней границе инверсии, а также обледенением ВС.