Зменлівасць сярэдніх месячных і гадавых тэмператур

У асобныя гады сярэднія месячныя тэмпературы істотна адрозніваюцца ад сярэдніх шматлетніх тэмператур (кліматычнай нормы). Адхіленні сярэдняй месячнай тэмпературы ад кліматычнай нормы называецца анамаліяй тэмпературы, якая характарызуе яе зменлівасць. Зменлівасць сярэдніх месячных і гадавых тэмператур, разам з велічынёй гадавой амплітуды, павялічваецца з ростам шыраты. Для трапічных шырот і марскога клімата характэрна невялікая зменлівасці тэмператур у часе. Ва умераных шыротах, асбліва над кантынентамі, часавая зменлівасць тэмперетур вельмі істотная (табл. 5.5).

Табліца 5.5

Сярэдняя месячная і гадавая тэмпература паветра (^оС)

і крайнія яе значэнні ў асобныя гады

(мс Горкі Магілёўскай вобласці, 1881-1997)

Тэмпература

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Год

амплітуда

Сярэдняя

-8

-8

-3

+5

+12

+16

+18

+16

+11

+5

-1

-5

+5

Мінімальная

-18

-19

-11

-2

+8

+12

+15

+13

+8

-8

-13

+3

Год

-

Максімальная

-1

+1

+3

+11

+17

+20

+22

+20

+15

+9

+6

+1

+7

Год

-

Зменлівасць

 

У табл. 5.5 прыведзена сярэдняя месячная і гадавая тэмпература паветра і яе экстремальныя значэнні за перыяд інструментальных назіранняў на метэастанцыі Горкі Магілёўскай вобласці. Зменлівасць тэмператур вызначана як розніца паміж сярэднемесячнымі мінімальнымі і максімальнымі тэмпературамі. У асобныя гады сярэднямесячная тэмпература змяняецца ў шырокіх межах: ад 7-8 ^оС летам, да 14-20 ^оС зімой. Напрыклад у Горках (Магілёўская вобласць) сярэдняя тэмпература лютага хістаецца ад +1 да -19 ^оС (зменлівасць 20 ^оС), а ліпеня – ад 15 да 22 ^оС (зменлівасць 7 ^оС). Такім чынам, найбольшай зменлівасцю тэмпературы характарызуюцца зімовыя месяцы. Летам тэмпература значна бліжэй да сярэдніх шматлетніх значэнняў – меньш зменліва.

 

Інверсіі тэмпературы

Звычайна ў сярэднім выражэнні тэмпература паветра з вышынёю ў трапасферы паніжаецца. У шэрагу выпадкаў у асобных слаях трапасферы тэмпература паветра з вышынёю не паніжаецца, а павышаецца. Павышэнне тэмпературы паветра з вышынёю называецца інверсіяй тэмпературы. Вертыкальны градыент тэмпературы пры інверсіях адмоўны (γ<0) і накіраваны да зямной паверхні. Інверсіі спрыяюць развіццю шэрага атмасферных з’яў і працэсаў. Інверсійнае размеркаванне тэмпературы з вышынёй надае паветру ўстойлівую стратыфікацыю, гэта значыць, што ў такіх слаях поўнасцю знікае турбулентнасць і канвекцыя. Акрамя таго, у слаях інверсіі ўтвараюцца туманы, раса, хмары, узнікаюць міражы. Інверсіяй з’яўляецца вядомая нам стратасфера.

Рыс. 5.4. Тыпы размеркавання тэмпературы з вышынёй: а – прыземная інверсія, б – прыземная ізатэрмія, в – інверсія ў свабоднай атмасферы.

Інверсіі характарызуюцца вышынёй ніжняй мяжы, магутнасцю інверсійнага слоя паветра і перападам тэмпературы паміж ніжняй і верхняй мяжой гэтага слоя. Адрозніваюць некалькі тыпаў інверсій: прыземныя, у свабоднай атмасферы (рыс. 5.4) і франтальныя. 5.9.1. Прыземныя інверсіі. У залежнасці ад умоў утварэння прыземныя інверсіі ў сваю чаргу падзяляюцца на радыяцыйныя і адвектыўныя. Радыяцыйныя інверсіі абумоўлены радыяцыйным выстудж-ваннем зямной паверхні, характэрным для ўстойлівага антыцыкланальнага надвор’я.

Радыяцыйныя інверсіі ўтвараюцца пры адмоўным цеплавым балансе, г.зн., што патокі цяпла скіраваны да зямной паверхні, а радыяцыйны баланс роўны эфектыўнаму выпраменьванню. Такія інверсіі летам узнікаюць ноччу, а зімою – і днём. Магутнасць радыяцыйных інверсій складае ад 10 да 500 м.

Вельмі магутныя радыяцыйныя інверсіі (1-2 км) утвараюцца зімою ва Ўсходняй Сібіры. Утварэнню сібірскіх інверсій спрыяе бязхмарнае і бязветранае надвор’е, якое фарміруецца ў межах антыцыклонаў, а таксама міжгорныя лагчыны, дзе застойваецца халоднае паветра.

Адвектыўныя інверсіі ўзнікаюць пры адвекцыі (прыходу) цёплага паветра на больш халодную падсцілаючую паверхню мацерыка, снегу, лёду, або халодных марскіх цячэнняў. Цёплае паветра ахалоджваецца ад халоднай паверхні, а на вышыні яно аказваецца цяплей.

5.9.2. Інверсіі ў свабоднай атмасферы. Гэтыя інверсіі ўзнікаюць у вобласцях высокага ціску – антыцыклонах, дзе паветра апускаецца зверху ўніз. Такія інверсіі яшчэ называюцца інверсіямі асядання ці сціскання. Пры апусканні, паветра сціскаецца і расцякаецца ў гарызантальнай плоскасці. Пры гэтым тэмпература паветра будзе павышацца паводле сухаадыябатычнага закону (γ_а=1 ^оС/100м). За кошт асядання і сціскання паветра яго верхнія слаі праходзяць большую адлегласць і ад гэтага мацней награюцца, чым ніжнія слаі. У выніку чаго ствараецца інверсійнае размеркаванне тэмпературы з вышынёй.

Для доказу вылучым у свабоднай атмасферы масу паветра АВСД, якая мае магутнасць 1000 м (рыс. 5.5) Дапусцім, што на верхняй мяжы

Рыс. 5.5. Утварэнне інверсіі ў свабоднай атмасферы (сціскання, асядання)

 

гэтай массы СД тэмпература t_вм=-2⁰С, а на ніжняй мяжы АВ t_нм=+2 ⁰С. Вертыкальны градыент тэмпературы будзе дадатны і разлічваецца наступным чынам:

(5.7)

Пры апусканні масы паветра АВСД, яна будзе сціскацца і расцякацца ў гарызантальнай плоскасці. У выніку чаго вертыкальная магутнасць паветранай масы зменшыцца. Дапусцім, што ніжняя мяжа АВ вылучанай паветранай масы апусцілася на 500 м і заняла становішча А₁В₁, а вертыкальная яе магутнасць стала 200 м. У такім выпадку, верхняя мяжа СД апусціцца на 1300 м і зойме становішча С₁Д₁. Пры гэтым паветра у ніжняй частцы адыябатычна нагрэецца да +7 ^оС, а на верхняй мяжы – да +11 ^оС. Вертыкальны градыент набывае адмоўнае значэнне, (γ=-2 ^оС/100 м), што сведчыць аб утварэнні інверсіі асядання-сціскання.

(5.8)

Інверсіі ў свабоднай атмасферы часцей за ўсё ўзнікаюць на вышынях 1-2 км, могуць мець вялікую вертыкальную магутнасць і ахопліваць велізарную прастору. Асабліва магутныя і ўстойлівыя такія інверсіі характэрны для кантынентаў у зімовую пару, калі фарміруюцца антыцыклоны. У трапічных шыротах, клімат якіх ствараецца субтрапічнымі барычнымі максімумі, распаўсюджаны, т. зв. пасатныя інверсіі, якія затрымліваюць развіццё турбулентнасці і канвекцыі і выключаюць магчымасць кандэнсацыі вадзяной пары. Пасатныя інверсіі з’яўляюцца адной з прычын засушлівасці трапічных кліматаў.

У інверсійных слаях у свабоднай атмасферы паніжаецца адносная вільготнасць, а паветра набывае ўстойлівую стратыфікацыю. Аднак, пад слоем інверсіі, які затрымлівае вадзяную пару, могуць узнікаць слаістыя, слаіста-кучавыя і высокакучавыя воблакі—воблакі выпраменьвання хвалістага паходжання.

5.9.3. Франтальныя інверсіі. Франтальныя інверсіі таксама ўзнікаюць у трапасферы (рыс. 5.6). Яны характэрны для атмасферных франтоў – пераходных зон паміж цёплай і халоднай паветранай масай. Халодная паветраная маса клінападобна падцякае пад цёплую масу паветра. У такіх выпадках, на ніжняй халоднай мяжы франтальнай зоны тэмпература значна ніжэй, чым на верхняй яе цёплай мяжы. Такім чынам, у межах франтальнай зоны тэмпература з вышынёй павялічваецца, што ўказвае на ўтварэнне інверсіі тэмпературы.

Рыс. 5.6. Франтальная зона і ўтварэнне франтальнай інверсіі

Z_x – верхняя мяжа халоднай паветранай масы ў кропцы Х; Z_т – ніжняя мяжа цеплай паветранай масы ў кропцы Х; Z_т – Z_x –таўшчыня франтальнай зоны ў кропцы Х; t_x – тэмпература на верхняй мяжы халоднай паветранай масы ў кропцы Х; t_т – тэмпература на ніжняй мяжы цеплай паветранай масы ў кропцы Х; t_т – t_x – значэнні інвнрсіі тэмпературы ў франтальнай зоне.