Непериодические изменения температуры. Заморозки.

Во внетропических широтах непериодические изменения температуры перекрывают правильный суточный ход. Эти непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов, в результате которой средняя суточная температура воздуха меняется от суток к суткам. Эти изменения в умеренных широтах могут быть весьма значительными и достигать 20-30⁰С. Особенно значительные похолодания (волны холода) связаны с вторжением в умеренные широты арктических воздушных масс. Зимние вторжения атлантических воздушных масс в Европу приводят к потеплениям. Значительные повышения температуры летом связаны с вторжением тропических воздушных масс, которые могут распространяться до районов Крайнего Севера.

Характеристикой непериодических колебаний температуры в том или ином месте служит междусуточная изменчивость температуры – среднее изменение средней суточной температуры от одних суток к другим. Междусуточная изменчивость рассчитывается как средняя величина из абсолютных значений междусуточных изменений температуры за многолетний период. Она тем больше, чем чаще и чем сильнее адвективные изменения температуры в данной местности.

В тропиках и над океанами междусуточная изменчивость небольшая. С высотой она растет примерно до высот 10-12 км и на уровне тропопаузы составляет от 4 до 6⁰С. Большая междусуточная изменчивость в высоких слоях тропосферы говорит о значительных изменениях температуры и сильном развитии восходящих и нисходящих токов воздуха.

Непериодические изменения температуры каждый год происходят по-разному, и поэтому средняя месячная и средняя годовая температура воздуха в каждом пункте в разные годы различна. Отклонения средней месячной температуры от климатической нормы называют аномалией средней месячной температуры. Среднюю многолетнюю величину из абсолютных значений месячных аномалий температуры принимают за меру изменчивости температуры. Она тем больше, чем чаще сменяются воздушные массы в данной местности. Особенно велика изменчивость в областях с климатом, переходным от морского к континентальному.

Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже в то время, когда средние суточные температуры держатся выше нуля, т.е. весной и осенью. Заморозки могут иметь самые неблагоприятные последствия для садовых и огородных культур. При заморозках необязательно, чтобы температура в метеобудке была ниже нуля. Бывают ситуации, когда температура воздуха даже на небольшой высоте положительна, а поверхность почвы или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательных температур и на них появляется иней. Это явление называют заморозком на почве. Заморозки возникают при следующих условиях:

· при вторжении холодных воздушных масс;

· при тихих и ясных ночах, которые наблюдаются чаще всего во внутренних частях областей повышенного давления (антициклонах).

Сильное ночное охлаждение воздуха у земной поверхности, наблюдаемое при перечисленных выше условиях, приводит к формированию приземной инверсии температуры (т.е. повышению температуры с высотой).

При однотипных метеоусловиях заморозки чаще всего будут наблюдаться в понижениях рельефа, где застаивается холодный воздух.

Распределение температуры с высотой. Ускорение конвекции

 

В атмосфере наблюдается как падение, так и рост температуры с высотой. Среднее падение температуры с высотой в тропосфере составляет 0,6⁰ С на 100 м. Но в нижних 4 км этот градиент меньше – 0,4-0,5⁰С, в верхней тропосфере – больше –0,7-0,8⁰С. В тропопаузе вертикальный градиент очень маленький - 0,1-0,2⁰. Тропопауза на разных широтах лежит на разной высоте, и поэтому температура в тропопаузе и в нижней стратосфере на разных широтах может быть разной. Над экваторам, при высоком положении тропопаузы, температура в стратосфере достигает –80 -90⁰С круглый год. Над полюсами в летнее время, в низкой тропопаузе, температуры достаточно высокие –40 -50⁰С, а зимой становятся равными экваториальным. Высота тропопаузы и, следовательно, температура воздуха в ней, меняются в зависимости от прохождения атмосферных вихрей. Над циклоном тропопауза располагается низко и температура в ней выше, над антициклоном – тропопауза высокая и температура в тропопаузе низкая.

Изменения температуры воздуха на разных высотах связаны с его постоянным перемешиванием по вертикали. Перемешивание является результатом атмосферной турбулентности, включающей и термическую конвекцию. Условием вертикального перемещения воздушной массы является различия в температуре движущейся воздушной массы и окружающего воздуха. Вертикальный подъем воздушных масс, или конвекция, имеет, в основном, турбулентный характер. Но при вертикальных градиентах температуры, близких к адиабатическим, конвекция становится упорядоченной, превращается в мощные вертикальные токи воздуха, скорость в которых может достигать 10-20 м/ сек.

Ускорение вертикально движущейся массы - ускорение конвекции - зависит от разности абсолютных температур движущегося воздуха и окружающей воздушной среды:

Если T_i -Т_а > 0, то происходит подъем воздушной массы,

при Т_i –T_a < 0 - опускание воздушной массы

при Т_i –T_a = 0 - ускорение конвекции отсутствует, вертикального перемещения воздушных масс нет (Т_а- температура окружающей воздушной среды, Т_i- температура перемещающегося объема воздуха).

Стратификация атмосферы

 

Для развития конвекции необходимо сохранение (или увеличение) разности температур перемещающегося воздуха и окружающей атмосферы. Для сухого (или влажного ненасыщенного) воздуха адиабатические изменения температуры с высотой составляют 1⁰С на каждые 100 м подъема или опускания - это сухоадиабатический градиент.

Для сохранения разности Т_i-T_a необходимо, чтобы в окружающем воздухе температура менялась на ту же величину, что и в поднимающемся воздухе т.е. на 1°C/100м. Конвекция будет происходить, но не усиливаться. Если вертикальный градиент больше 1°C/100м - ускорение конвекции будет возрастать, конвекция усиливается. Если вертикальный градиент меньше 1°C/100м, ускорение конвекции убывает, и конвекция затухает. В случае развития конвекции, т.е. при вертикальных температурных градиентах в воздушном столбе больше сухоадиабатического, атмосфера обладает неустойчивой стратификацией(равновесием), при градиентах меньших сухоадиабатического - устойчивой стратификацией (равновесием) и при равном значении градиентов - безразлична.

Для насыщенного воздуха определяют соотношение относительно влажноадиабатического градиента, который всегда меньше сухоадиабатического (десятые доли градуса в зависимости от t° и давления).

Условия стратификации зависят от типа воздушной массы. Теплая воздушная масса (тропическая, полярная, морская), попадая на холодную поверхность, охлаждается снизу и вертикальные градиенты температуры уменьшаются. В типичной теплой массе зимой над материком вертикальные градиенты в нижнем слое составляют 0,2 - 0,4ºС/100м, т.е. меньше влажноадиабатических. Теплые воздушные массы в нижней части имеют устойчивую стратификацию и являются устойчивыми воздушными массами.

Конвекция в них прекращается, и конденсация водяного пара происходит в виде туманов, низких слоистых облаков с моросью или мелким снегом.

Холодная воздушная масса(арктический воздух, морской полярный над материком) нагревается от поверхности, тепло распространяется вверх, и особенно нагреваются нижние слои. В них устанавливаются большие вертикальные градиенты - 0,7 - 0,8ºС /100 м и возникают условия неустойчивой стратификации. Таким образом, холодная воздушная масса - неустойчивая. В ней сильно развивается конвекция, конденсация водяного пара происходит в виде кучевых и кучево-дождевых облаков с ливневыми осадками.

 

Инверсии температуры

 

Падение температуры с высотой считают нормальным явлением тропосферы, но в ряде случаев такой нормальный ход нарушается, и температура с высотой растет. Это явление называется инверсией температуры. Инверсию температуры можно охарактеризовать высотой нижней границы, т.е. высотой, с которой начинается повышение температуры, толщиной слоя инверсии, и разностью температур на верхней и нижней границах - скачком температур. По высоте образования различают приземные инверсии и инверсии в свободной тропосфере.

Приземные инверсии являются радиационными, возникающими при ночном радиационном охлаждении у поверхности. Мощность слоя зависит от длительности выхолаживания и интенсивности турбулентности.

Снежная (весенняя) инверсия возникает при охлаждении воздуха над снегом, при расходе тепла на его таяние. Инверсия в свободной атмосфере возникает в устойчивых и интенсивных субтропических антициклонах круглый год, на стороне, обращенной к экватору, в зоне до высот 2 км. Эти инверсии называют инверсиями оседания, когда происходит нисходящее движение воздуха и его адиабатическое нагревание. Опускаясь, воздух нагревается, растет давление - он сжимается. Устойчивость воздушных масс повышается.