Тэрмічная стратыфікацыя атмасферы

Побач з адыябатычнымі працэсамі ў навакольнай атмасферы з вышынёю тэмпература таксама змяняецца. Аднак характар змянення тэмпературы з вышынёй без вертыкальных рухаў можа быць розным і залежыць ад інтэнсіўнасці цеплаабмену з падсцілаючай паверхняй і ад дынамічных прычын. Змяненні тэмпературы паветра з вышынёй, не звязаные з адыябатычнымі працэсамі, называюцца тэрмічнай стратыфікацыяй дадзенага слоя атмасферы. Вертыкальны профіль змянення тэмпературы з вышынёй мае форму складанай крывой, якая называецца крывой стратыфікацыі, або крывой расслаення.

Для характарыстыкі вертыкальнага профіля тэрмічнай стратыфікацыі ўжываюць так званы вертыкальны градыент тэмпературы, які паказвае змяненні тэмпературы ў атмасферы на 100 м вышыні падняцця ці апускання γ = - (d T_a / d·z).

У адрозненні ад сухаадыябатычнага градыента γ_а, вертыкальны градыент тэмпературы γ можа быць розным. Пры паніжэнні тэмпературы з вышынёй вертыкальны градыент дадатны (γ>0), пры павышэнні тэмпературы з вышынёй ён адмоўны (γ<0). Пры адмоўным вертыкальным градыенце ўзнікаюць інверсіі тэмпературы. У атмасферы могуць узнікаць слаі, у межах якіх тэмпература не змяняецца з вышынёю. Гэта значыць, што вертыкальны градыент тэмпературы роўны нулю (γ=0). Такі характар размеркавання тэмпературы з вышынёй называецца ізатэрміяй.

У залежнасці ад велічыні вертыкальнага градыента тэмпературы і яго суадносін з сухаадыябатычным градыентам атмасфера набывае розны фізічны стан – устойлівы, абыякавы і неўстойлівы. Вертыкальны градыент тэмпературы можы быць больш сухаадыябатычнага (γ>γ_а), менш сухаадыябатычнага (γ<γ_а), роўны (γ=γ_а), можа быць роўны нулю (γ=0), а можа быць меньш нуля (γ<0).

Дадзеныя аб вертыкальным градыенце, які характарызуе дынамічную ўстойлівасць атмасферы, выкарыстоўваюцца пры складанні прагнозу надвор’я, пры метэаралагічным абслугоўванні авіяцыі і вывядзенні спадарожнікаў на арбіту.

Вядома, што сярэдні вертыкальны градыент тэмпературы ў трапасферы складае 0,65 ºС/100 м. Калі ведаць тэмпературны градыент і тэмпературу на пачатковым узроўні, можна вылічыць тэмпературу на любым узроўні, або прывесці тэмпературу да ўзроўня мора.

Разгледзім стратыфікацыю і вызначым адпаведны стан атмасферы. Возьмем розныя выпадкі, г.зн. разгледзім слаі атмасферы з рознымі значэннямі вертыкальнага градыента (рыс. 3.7).

 

М	g > gа g =1.5^оC/100м	g < gа g=0.5^оC/100м	g = gа g = 1^оC/100 м	g = 0^оC/100 м	g < 0 g =-0.5^оC/100м
5.5^о	8.5^о	7.0^о	10^о	11,5^о
7.0^о	9.0^о	8.0^о	10^о	11^о
8.5^о	9.5^о	9.0^о	10^о	10,5^о
10^о	10^о	10^о	10^о	10^о

 

Рыс. 3.7. Залежнасць стратыфікацыі атмасферы ад вертыкальнага градыента тэмпературы

 

1. Дапусцім, што вертыкальны градыент тэмпературы больш сухаадыябатычнага градыента (γ>γ_а), напыклад, γ= 1,5 ºС/100 м. У такіх умовах пры адыябатычным зрушэнні масы паветра ўверх гэта маса аказваецца цяплей, чым навакольнае паветра. Унутры слоя атмасферы ўзнікнуць сілы, якія будуць застаўляць масу паветра імкнуцца ўверх. Пры гэтым рознасць тэмпературы паміж масай і навакольным паветрам будзе павялічвацца, а хуткасць руху нарастаць. У гэтым выпадку атмасфера валодае няўстойлівай стратыфікацыяй, якая прыводзіць да ўзнікнення канвекцыі і развіцця яе паскарэння. Чым больш рознасць паміж тэмпературай масы паветра, якая падымаецца, і тэмпературай навакольнага паветра, тым больш паскарэнне канвекцыі. Гэта значыць, што канвекцыя будзе развівацца і ўзмацняцца. Канвектыўныя плыні захоўваюцца да той пары, пакуль маса паветра, якая падымаецца, застаецца цяплей, чым навакольнае асяроддзе. Як толькі тэмпература паветранай масы выраўняецца з тэмпературай наваколля, канвекцыя затухае. Вышыня, на якой спыняецца канвектыўнае падняцце паветра, называецца ўзроўнем канвекцыі. Узровень канвекцыі з’яўляецца верхняй мяжой воблачнага покрыва.

2. Возьмем вертыкальны градыент менш сухаадыябатычнага (γ<γ_а), напрыклад, γ =0,5 ºС/100 м. Пры вымушаным падняцці масы паветра яго тэмпература на кожным узроўні будзе ніжэй, чым у навакольным паветры. Тут узнікнуць сілы, якія прымусяць масу паветра вярнуцца на зыходні ўзровень. У гэтым выпадку адсутнічаюць умовы для развіцця канвекцыі, а гэта значыць, што атмасфера вылодае ўстойлівай стратыфікацыяй.

3. У атмасферы могуць узнікаць умовы, пры якіх вертыкальны градыент тэмпературы па сваёй велічыні аказваецца роўным сухаадыябатычнаму (γ=γ_а =1 ºС/100 м). У такіх умовах тэмпература масы паветра, якая будзе падымацца, на ўсіх узроўнях роўная тэмпературы навакольнага паветра. Пры ўзнікненні канвекцыі яна захоўваецца, але не можа ўзмацняцца, таму што адсутнічае яе паскарэнне. Гэта значыць, што атмасфера набыла абыякавую стратыфікацыю.

У выпадку, калі тэмпература паветра з вышынёй не змяняецца (γ=0), пры вымушаным падняцці масы паветра яно будзе халадней навакольнага. Вакол масы ўзнікнуць сілы, якія прымусяць яе вярнуцца да пачатковага ўзроўня. Гэта таксама ўстойлівая стратыфікацыя, якая ўзнікае ў слаях атмасферы з ізатэрміяй.

4. Пры адмоўным вертыкаль-ным градыенце (γ<0), напрыклад, γ = -0,5 ºС/100 м, тэмпература паветра з вышынёй павышаецца, г. зн. адбылося ўтварэнне інверсіі. У такім выпадку атмасфера валодае звышустойлівай стратыфіка-цыяй.

Усе прыведзеныя выпадкі з розным дынамічным станам атмасферы (стратыфікацыяй) адлюстраваны на аэралагічнай (адыябатнай) дыяграме (рыс. 3.8), дзе паказаны сухія і вільготныя адыябаты, а таксама вертыкальнае размеркаванне тэмпературы паветра.

Тэрмічная стратыфікацыя атмасферы на розных вышынях не аднолькавая. Калі вугал крывой лініі стратыфікацыі з воссю абсцыс менш 45º, такі стан атмасферы няўстойлівы, а калі больш 45º - стан атмасферы ўстойлівы. Пры супадзенні крывой стратыфікацыі з сухой адыябатай узнікае абыякавая стратыфікацыя.

 

Рыс. 3.8. Умовы стратыфікацыі на аэра­лагічнай дыяграме 1–суханеўстойлівая, 2–вільгацеўстойлівая, 3–вільгаценеўстой-лівая.

3.11. Змяненні патэнцыяльнай тэмпературы ў залежнасці ад яе вертыкальнага градыента (стратыфікацыі)

Разгледзім змяненні патэнцыяльнай тэмпературы пры рознай стратыфікацыі, або дынамічнай устойлівасці атмасферы. Возьмем усе пяць магчымых выпадкаў (рыс. 3.9):

1. Калі складваецца няўстойлівая стратыфікацыя (γ>γ_а), то патэнцыяльная тэмпература паніжаецца.

2. У выпадку ўстойлівай стратыфікацыі (γ<γ_а) патэнцыяльная тэмпература павышаецца.

3. Пры абыякавай стратыфікацыі (γ=γ_а) патэнцыяльная тэмпература не змяняецца з вышынёй.

4. Пры ўстойлівай ізатэрмічнай стратыфікацыі (γ=0) патэнцыяльная тэмпература з вышынёй павялічваецца на 1 ºС / 100 м.

5. Калі ўстанаўліваецца звышустойлівая стратыфікацыя – інверсія тэмпературы (γ<0), то патэнцыяльная тэмпература павялічваецца з вышынёй больш, чым на 1 ºС / 100 м.

 

М	g =1.5^оC/100м	g=0.5^оC/100м	g = 1^оC/100 м	g = 0^оC/100 м	g =-0.5^оC/100м
5.5^о 8.5^о	8.5^о 11.5^о	7.0^о10^о	10^о 13^о	11,5^о 14.5^о
7.0^о 9.0^о	9.0^о 11.0^о	8.0^о 10^о	10^о 12^о	11,0^о 13.0^о
8.5^о 9.5^о	9.5^о 10.5^о	9.0^о 10^о	10^о 11^о	10,5^о 11.5^о
10^о 10^о	10^о 10^о	10^о 10^о	10^о 10^о	10^о 10^о

Рыс. 3.9. Патэнцыяльная тэмпература ў залежнасці ад велічыні вертыкальнага градыента g (стратыфікацыі). У кожным слупку злева – змяненне тэмпературы з вышынёй пры заданым вертыкальным градыенце, справа – патэнцыяльная тэмпература

 

 

3.12. Стратыфікацыя і вертыкальная раўнавага

Насычанага паветра

У насычаным вадзяной парай паветры, якое мае прадукты кандэнсыцыі, дынамічная ўстойлівасць (стратыфікацыя) залежыць ад суадносін вертыкальнага і вільгацеадыябатычнага градыентаў. Як вядома, насычанае паветра адыябатычна змяняе сваю тэмпературу на некалькі дзесятых долей градуса. Пры вертыкальным градыенце тэмпературы звыш вільгацеадыябатычнага градыента (γ>¡_ва) стратыфікацыя атмасферы вільгаценеўстойлівая. А у адносінах да сухога паветра страфікацыя можа быць устойлівай. Калі вертыкальны градыент меньш вільгацеадыябатычнага (γ<¡_ва), стратыфікацыя вільгацеўстойлівая. Пры вертыкальным градыенце, роўным вільгацеадыябатычнаму (γ=γ_ва), стратыфікацыя абыякавая.

Вертыкальная раўнавага насычанага паветра таксама вызначаецца пры дапамозе аэралагічнай дыяграмы (гл. рыс. 3.8). Калі тэмпературны профіль стратыфікацыі нахілены да восі тэмпературы меньш, чым вільготныя адыябаты, то стратыфікацыя вільгаценеўстойлівая. Пры супадзенні тэмпературнага профіля з вільготнай адыябатай стратыфікацыя вільгацеабыякавая.

РАЗДЗЕЛ 4

РАДЫЯЦЫЙНЫ РЭЖЫМ АТМАСФЕРЫ

І ПАДСЦІЛАЮЧАЙ ПАВЕРХНІ

Сонечная радыяцыя

Сонечная радыяцыя – праменная энергія, якая распаўсюджваецца ад Сонца ў выглядзе электрамагнітных хваляў з хуткасцю 300 000 км/с. Электрамагнітныя хвалі выпраменьваюцца ўсемі целамі, якія маюць тэмпературу вышэй абсалютнага нуля. Электрамагнітнае выпраменьванне целаў адбываецца ў выніку перабудовы электронных абалонак у атамах і малекулах. Інтэнсіўнасць электрамагнітнай радыяцыі – адпаведна закону Стэфана-Больцмана – прапарцыянальна чацвёртай ступені абсалютнай тэмпературы цела, таму такую радыяцыю яшчэ называюць цеплавой, або тэмпературнай.

Цеплавая радыяцыя падпарадкоўваецца і іншым фізічным законам выпраменьвання: Кірхгофа, Планка і Віна.

Закон Кірхгофа сведчыць аб сувязі выпраменьвання і паглынальнай здольнасцю цела. Адносіны паміж здольнасцю выпраменьвання цела да яго паглынальнай здольнасцю ёсць велічыня для ўсіх целаў пастаянная.

Закон Планка характарызуе размеркаванне энергіі ў спектры выпраменьвання адпаведна даўжыням хваляў, залежных ад тэмпературы выпраменьвальніка.

У адпаведнасці з законам Віна даўжыня хвалі, на якую прыходзіцца максімум праменнай энергіі, адваротна прапарцыянальны абсалютнай тэмпературы цела.

Любыя электрамагнітныя выпраменьванні цеплавога паходжання характарызуюцца даўжынёй хвалі λ і яе частатой хістання ў секунду ν. Вытворная гэтых двух характарыстык паказвае хуткасць распаўсюджвання хваляў с:

с = λ ν (4.1)

Даўжыні хваляў цеплавой радыяцыі выражаюць у мікраметрах (1 мкм = 10^-6м) і нанаметрах (1 нм = 10^-9м).

У метэаралогіі электрамагнітныя выпраменьванні падзяляюць на два дыяпазона. Дыяпазон кароткахвалевай радыяцыі ўключае сонечныя выпраменьванні з даўжынямі хваляў ад 0,01 да 4 мкм. Да доўгахвалевай радыяцыі адносяцца выпраменьванні, якія вылучае зямная паверхня і атмасфера, з даўжынямі хваляў ад 4 да 100 мкм.

У сваю чаргу, спектр кароткахвалевай сонечнай радыяцыі за межамі атмасферы падзяляюць на тры якасна розныя часткі: ультрафіялетавую, з даўжынямі хваляў ад 0,01 да 0,39 мкм, якія нясуць 9 % усёй праменная энергіі; бачную – з даўжынямі хваляў ад 0,4 да 0,76 мкм, на якую прыходзіцца 47 % сонечнай праменнай энергіі; інфрачырвоную – з даўжынямі хваляў больш 0,76 мкм, якія распаўсюджваюць 44 % цеплавой энергіі Сонца. Невялікую долю сонечнай энергіі (каля 1 %) вылучаюць гамма- і рэнтгенаўскае выпраменьванне, а таксама радыёхвалі (табл. 4.1).

Табліца 4.1

Спектр сонечных электрамагнітных хваляў

(паводле Б.А. Семенчанка, 2002)

Выпраменьванне	Дыяпазон λ, мкм
Гамма Рэнтгенаўскае Ультрафіялетавае Бачнае святло Інфрачсырвонае Радыёхвалі	Менш 10^-4 10^-2 – 10^-4 0,01 – 0,39 0,40 – 0,76 0,77 – 50 больш 50

 

Акрамя праменнай радыяцыі, ад Сонца распаўсюджваецца карпускулярнае выпраменьванне ў выглядзе патокаў электрычна заражаных элементарных часцінак, пераважна пратонаў і электронаў. Карпускулярная радыяцыя залежыць ад сонечнай актыўнасці і стварае іанізацыю верхніх слаёў атмасферы, а таксама палярныя ззянні.