Стратифікація атмосфери і вертикальна рівновага повітря. Фактична термічна стратифікація атмосфери і повітряних мас. Добовий хід стратифікації і конвекції.

 

Стратифікація атмосфери і вертикальна рівновага для сухого і ненасиченого повітря.Нестійка стратифікація

Вертикальний градієнт температури в атмосфері є більший від сухоадіабатичного (1°С/100м), тобто нададібатичний (g >g_а).

Частинка, яка рухається вгору в повітряній масі, що підіймається відносно оточуючого повітря буде теплішою, за навколишнє повітря. При русі її вниз вона буде холодніша.Вказана частинка буде все дальше віддалятися від свого початкового положення, різниця її температури знавколишнім повітрям буде наростати, прискорення конвекції буде також зростати. Стійка стратифікаціяВертикальний градієнт температури атмосфери є менший від сухоадіабатичного (g < g_а), то яка б не була початкова різниця температур (Т_і-Т_а), при русі частинки повітря вверх вона буде зменшуватись.

Частинка стане холоднішою за оточуюче повітря при піднятті вгору і тепліше – при опусканні вниз. Завдяки цьому частинка повернеться в початкове положення, де різниця Т_і-Т_а перетвориться в нуль.

Це значить, що прискорення конвекції буде також зменшуватися і на висоті, де Т_і=Т_а стане рівним нулю, вертикальний рух частинки повітря припиниться умови по вертикалі.Байдужа стратифікація.Вертикальний градієнт температури в атмофері дорівнює сухоадіабатичному (g_а = g), частинка на будь якому рівні буде мати температуру таку ж саму, як і оточуюче повітря на цьому ж рівні.

Вона охолоджується чи нагрівається на 1°С/100м зміщення по вертикалі, разом з аналогічними змінами в навколишньому повітрі, відхиляючись від попереднього рівня. В новому положенні різниця температур Т_і-Т_а залишиться рівною нулю, прискорення конвекції буде дорівнювати нулю, а частинка повітря залишається в новому положенні в стані спокою.

Конвекція і стійкість атмосфери

Для розвитку конвекції в сухому повітрі необхідно, щоб вертикальні градієнти температури були більші від сухоадіабатичних g>g_а, такий стан в атмосфері називається нестійкою стратифікацією для сухого повітря.

У випадку g<g_а стратифікація атмосфери буде "сухостійкою", умови розвитку конвекції несприятливі.

Стан атмосфери, коли g_а = g, називають байдужою стратифікацієюБ конвекція зберігається, але не розвивається.

Великий ступінь стійкості атмосфери тоді, коли різниця температур (Т_і-Т_а) = 0, коли температура постійна за висотою – ізотермія. Особливо велика стійкість атмосфери при від'ємних значеннях градієнту - інверсія, або підвищення температури повітря з висотою.

Стратифікація атмосфери і вертикальна рівновага для насиченого повітря.

Вертикальний градієнт температури більший від вологоадіабатичного (g >g_а́) - нестійка стратифікація атмосфери в насиченому повітрі, або вологонестійка, тоді як для сухого повітря - стійка. Різниці температур Т_і-Т_а зростатимуть, збільшуватиметься прискорення конвекції і вона буде інтенсивно розвиватися. Повітря буде рухатися вверх, віддаляючись від початкового положення - нестійка рівновага для насиченого повітря.

Вертикальний градієнт температури менший від вологоадіабатичного (g <g_а́) - стратифікація стійка для насиченого повітря, або вологостійка. При такій стратифікації різниця температур Т_і-Т_а не буде рости і повітряна маса повернеться у вихідне положення. Це випадок стійкої рівноваги для насиченого повітря.

Вертикальний градієнт температури в атмосфері такий же як і вологоадіабатичний (g =g_а́), стратифікація є байдужою для насиченого повітря. Маса повітря не буде переміщуватися по вертикалі - стан байдужої рівноваги для насиченого повітря.

Фактична терміна стратифікація атмосфери, її добові випадки та зміни.

Три градієнти температури: вертикальний (геометричний) -g, сухо-(g_а) і вологоадіабатичний (g_а́).

g >g_a>g_а́- абсолютна нестійкість - вологе насиченне і сухе повітря. Холодна повітряна маса рухається на більш теплу поверхню і знизу нагрівається;

g <g_а <g_а́ - випадок абсолютної стійкості. Тепла повітряна маса рухається на більш холодну поверхню і знизу охолоджується;

g_а >g >g_а́ - стан вологонестійкості, для сухого повітря стратифікація стійка, а вологого - нестійка. Це ділянка між сухою і вологою адіабатою.

Добовий хід стратифікації і конвекції.

Над сушею літом, вдень повітря сильно прогрівається від поверхні грунту і g зростає. g на декілька порядків перевищує -g_а. Стратифікація атмосфери - нестійка - виникає конвекція. Великі в полудень і після нього - купчасті хмари. До вечора стратифікація стає стійкою. Вночі -повітря охолоджується від грунту, стратифікація стійка - приземна інверсія, температура повітря над грунтом з висотою не падає, а росте. Конвекція затихає.

Над морем зростання вдень нестійкості не буде, без максимуму після полудня. В нічні часи нестійкість стратифікації над морем виростає. Температура вночі стає майже такою як і вдень, а на висотах у вільній атмосфері температура вночі падає внаслідок випромінення із повітря. Вертикальні градієнти зростають, конвекція має тенденцію до посилення вночі (Хромов, с. 163-164).

Стратифікація повітряних мас.

Тепла повітряна маса рухається на більш холодну підстилаючу поверхню охолоджується знизу. Охолодження нижніх шарів повітряної маси поступово та в послабленому вигляді буде поширюватись вверх. Вертикальні градієнти температури зеншуються - у нижньому кілометрі - 0.2-0.4ºС/100 м, менше вологоадіабатичного. В нижніх сотнях метрів сухостійка і волгостійка стратифікація. Конвекція послаблюється і припиняється. Конденсація водяної пари - туман і низькі шаруваті хмари, випадає мряка, а зимою дрібний сніг.

Холодна повітряна маса рухається на теплу підстилаючу поверхню і нагрівається знизу. В декількох нижніх кілометрах великі градієнти температури, перевищують вологоадіабатичні - 0.7-0.8ºС/100 м і більше. Нестійка стратифікація - розвивається конвекція, купчасті і купчасто-дощові хмари - зливові опади.

Місцеві повітряні маси зимою - охолоджена суша - стійкі, а літом - нагрітий грунт - нестійкі. Зимою - шаруваті хмари, а літом – купчасті хмари.

 

Географічний розподіл опадів та характеристики зволоження. Географічний розподіл опадів. Характеристики зволоження території.

 

Географічний розподіл опадів

Ізогієти - ліній однакових місячних або річних сум опадів. Розподіл опадів зумовлений розподілом хмарності і температури є зональним. Впливають розподіл суші і моря, орографія місцевості, що суттєво порушує зональність.

Найбільше опадів - екваторіальній зоні від 2000-3000 мм і навіть до 5000-9000 мм. Смуга внутрітропічної зони конвергенції - інтенсивна конвекція і розвиток потужних хмар по вертикалі. Зенітальні дощі -суцільні прямовисні потоки води.

Мінімум в тропічній і субтропічній зоні між 15 і 30°пн. і пд. ш. Області високого тиску і нисхідні рухи повітря - перешкоджають утворенню хмар. Найбільші пустині - середня річна сума опадів - 100-250 мм. Пустеля Атакама - Саляма (Чілі) - тривалість сухого періоду з 1571 по 1971 роки - протягом 400 р.

Помірні широти - дві області максимальних опадів - пов'язані з західним переносом циклонів та фронтальною діяльністю. Південна півкуля - над океанами, більше. Північна півкуля найбільше - на західних окраїнах материків. Вплив гірських районів - в Альпах до 4000 мм, на Кавказі - 3000 мм.

Від помірних широт до полюсів кількість опадів зменшується до 200-300 мм, падає вологість повітря, Антарктида антициклональна малохмарна погода опадів 50-100 мм.

Найбільша кількість опадів на земній кулі - в передгір'ях Гімалаїв. Черапунджі, понад 11000 мм в рік, з серпня 1860 по липень 1861 року, тобто за 12 місяців, випало 26451 мм. Максимальна середньорічна кількість опадів – 12344 мм - пункт Середнє Ваіалеале - Гавайські острови в 1920-1958 роках.

Характеристики зволоження території.

Кількість опадів на певній території не говорять про умови її зволоження. Оцінка умов зволоження - скільки їх витрачається на випаровування.

К є меншим 0.45 - клімат надлишково-вологий. К від 0.45 до 1 - клімат вологий, К від 1 до 3 - недостатньо вологим. К більше 3 - сухий.

Коефіцієнт зволоження

- відношення суми опадів (r) за певний період часу (рік, місяць, сезон) до випаровування (Е) за той же період,

-показує в якій мірі опади компенсують втрату вологи.

 

Турбулентність і конвекція.

ТУРБУЛЕНТНІСТЬ-Форма руху рідини або газу, коли окремі елементи їх рухаються бурхливо, невпорядковано, по складних траєкторіях.

Конвекція і стійкість атмосфери

Для розвитку конвекції в сухому повітрі необхідно, щоб вертикальні градієнти температури були більші від сухоадіабатичних g>gа, такий стан в атмосфері називається нестійкою стратифікацією для сухого повітря.

У випадку g<gа стратифікація атмосфери буде "сухостійкою", умови розвитку конвекції несприятливі.

Стан атмосфери, коли gа = g, називають байдужою стратифікацієюБ конвекція зберігається, але не розвивається.