Изменение температуры с высотой. Инверсия температур. Заморозки.

Подобно тому, как в почве или в воде нагревание и охлаждение передаются от поверхности в глубину, так и в воздухе нагревание и охлаждение передаются из нижнего слоя в более высокие слои. Следовательно, суточные колебания температуры должны наблюдаться не только у земной поверхности, но и в высоких слоях атмосферы. При этом, подобно тому как в почве и в воде суточное колебание температуры убывает и запаздывает с глубиной, в атмосфере оно должно убывать и запаздывать с высотой. Нерадиационная передача тепла в атмосфере происходит, как и в воде, преимущественно путем турбулентной теплопроводности, т. е. при перемешивании воздуха. Но воздух более подвижен, чем вода, и турбулентная теплопроводность в нем значительно больше. В результате суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на более мощный слой, чем суточные колебания в океане. На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры наступают на 1, 5—2 часа позже. На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей 1—2°, на высоте 2—5 км 0, 5—1°, а дневной максимум смещается на вечер. Над морем суточная амплитуда температуры несколько растет с высотой в нижних километрах, но все же остается малой. Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже в верхней тропосфере и в нижней стратосфере. Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения радиации воздухом, а не влияниями земной поверхности. В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на соответствующих высотах в свободной атмосфере, суточная амплитуда убывает с высотой медленнее. На отдельных горных вершинах, на высотах 3000 м и больше, суточная амплитуда еще может равняться 3—4°. На высоких обширных плато суточная амплитуда температуры воздуха того же порядка, что и в низинах: поглощенная радиация и эффективное излучение здесь велики, так же как и поверхность соприкосновения воздуха с почвой. Суточная амплитуда температуры воздуха на станции Мургаб на Памире в среднем годовом 15, 5°, тогда как в Ташкенте 12°.
Инверсии температуры В предыдущих параграфах мы неоднократно упоминали об инверсиях температуры. Теперь остановимся на них несколько подробнее, поскольку с ними связаны важные особенности в состоянии атмосферы.
Падение температуры с высотой можно считать нормальным положением вещей для тропосферы, а инверсии температуры — отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере — частое, почти повседневное явление. Но они захватывают воздушные слои достаточно тонкие в сравнении со всей толщей тропосферы.
Инверсию температуры можно характеризовать высотой, на которой она наблюдается, толщиной слоя, в котором имеется повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя — скачком температуры. В качестве переходного случая между нормальным падением температуры с высотой и инверсией наблюдается еще явление вертикальной изотермии, когда температура в некотором слое с высотой не меняется.
По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.
Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко и не так значительны. У подстилающей поверхности температура самая низкая; с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Затем инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой. Инверсия в свободной атмосференаблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью (рис.5.20). Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере; однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км (если не говорить об инверсиях на тропопаузе, собственно уже не тропосферных). Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной — от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1° и меньше до 10—15° и больше.
Заморозки Важное в практическом отношении явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно. Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже в то время, когда средние суточные температуры уже держатся выше нуля, т. е. весной и осенью. Весенние и осенние заморозки могут иметь самые неблагоприятные последствия для садовых и огородных культур. При этом необязательно, чтобы температура опускалась ниже нуля в метеорологической будке. Здесь, на высоте 2 м, она может остаться несколько выше нуля; но в самом нижнем, при почвенном слое воздуха она в это же время падает до нуля и ниже, и огородные или ягодные культуры повреждаются. Бывает и так, что температура воздуха даже и на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве и также может погубить молодые растения. Заморозки чаще всего бывают, когда в данный район приходит достаточно холодная воздушная масса, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха падает в суточном ходе ниже нуля, т. е. наблюдается заморозок. Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов. Сильное ночное охлаждение воздуха у земной поверхности приводит к тому, что с высотой температура повышается. Другими словами, при заморозке имеет место приземная инверсия температуры.
Заморозки чаще происходят в низинах, чем в возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры усилено. В низких местах холодный воздух больше застаивается и длительнее охлаждается. Поэтому заморозок нередко поражает сады, огороды или виноградники в низкой местности, в то время как на склонах холма они остаются неповрежденными. Последние весенние заморозки наблюдаются в центральных областях Европейской территории СНГ в конце мая — начале июня, а уже в начале сентября возможны первые осенние заморозки (карты VII, VIII). В настоящее время разработаны достаточно эффективные средства для защиты садов и огородов от ночных заморозков. Огород или сад укутывается дымовой завесой, которая понижает эффективное излучение и уменьшает ночное падение температуры. Грелками разного рода можно подогревать нижние слои воздуха, накопляющегося в приземном слое. Участки с садовыми или огородными культурами можно закрывать на ночь особой пленкой, расставлять над ними соломенные или пластикатовые навесы, также уменьшающие эффективное излучение с почвы и растений, и т. д. Все такие меры следует принимать, когда уже с вечера температура достаточно низка и, согласно прогнозу погоды, предстоит ясная и тихая ночь.

18. Оптические явления в атмосфере (миражи и др.) Оптические явления в природе- Явления, связанные с преломлением света. Миражи. В неоднородной среде свет распространяется непрямолинейно. Если мы представим себе среду, в которой показатель преломления изменяется снизу вверх, и мысленно разобьем ее на тонкие горизонтальные слои, то, рассматривая условия преломления света при переходе от слоя к слою, заметим, что в такой среде луч света должен постепенно изменять свое направления.Такое искривление световой луч претерпевает в атмосфере, в которой по тем или иным причинам, главным образом благодаря неравномерному нагреванию ее, показатель преломления воздуха изменяется с высотой.Воздух обычно нагревается от почвы, поглощающей энергию солнечных лучей. Поэтому температура воздуха понижается с высотой. Известно также, что с высотой понижается и плотность воздуха. Установлено, что с увеличением высоты, показатель преломления уменьшается, поэтому лучи, идущие сквозь атмосферу искривляются, пригибаясь к Земле. Это явление получило название нормальной атмосферной рефракции. Вследствие рефракции небесные светила кажутся нам несколько «приподнятыми» (выше своей истинной высоты) над горизонтом. Миражи делят на три класса.К первому классу относят наиболее распространенные и простые по своему происхождению, так называемые озерные (или нижние) миражи, вызывающие столько надежд и разочарований у путников пустыньОбъяснение этого явления простое. Нижние слои воздуха, разогретые от почвы, не успели еще подняться вверх; их показатель преломления света меньше, чем верхних. Поэтому лучи света, исходящие от предметов, изгибаясь в воздухе, попадают в глаз снизу.Чтобы увидеть мираж, нет надобности ехать в Африку. Его можно наблюдать и в жаркий тихий летний день и у нас над разогретой поверхностью асфальтового шоссе. Миражи второго класса называют верхними или миражами дальнего видения.Они появляются в том случае, если верхние слои атмосферы окажутся по каким-либо причинам, например, при попадании туда нагретого воздуха, особенно разреженными. Тогда лучи, исходящие от земных предметов, искривляются сильнее и достигают земной поверхности, идя под большим углом к горизонту. Глаз же наблюдателя проецирует их в том направлении, по которому они входят в него. Видимо в том, что большое количество миражей дальнего видения наблюдается на побережье Средиземного моря, повинна пустыня Сахара. Горячие массы воздуха поднимаются над ней, затем уносятся на север и создают благоприятные условия для возникновения миражей.Верхние миражи наблюдаются и в северных странах, когда дуют теплые южные ветры. Верхние слои атмосферы оказываются нагретыми, а нижние – охлажденными из-за наличия больших масс тающих льдов и снегов.Миражи третьего класса – сверхдальнего видения – трудно объяснить. Однако, высказывались предположения об образовании в атмосфере гигантских воздушных линз, о создании вторичного миража, то есть миража от миража. Возможно, что здесь играет роль ионосфера, отражающая не только радиоволны, но и световые волны.Явления, связанные с дисперсией света Радуга. Радуга – это красивое небесное явление – всегда привлекала внимание человека. В прежние времена, когда люди еще очень мало знали об окружающем их мире, радугу считали «небесным знамением». Так, древние греки думали, сто радуга – это улыбка богини Ириды. Радуга наблюдается в стороне, противоположной Солнцу, на фоне дождевых облаков или дождя. Разноцветная дуга обычно находится от наблюдателя Ра расстоянии 1-2 км., иногда ее можно наблюдать на расстоянии 2-3 м. на фоне водяных капель, образованных фонтанами или распылителями воды У радуги различают семь основных цветов, плавно переходящих один в другой.Вид дуги, яркость цветов, ширина полос зависят от размеров капелек воды и их количества. Большие капли создают радугу более узкую, с резко выделяющимися цветами, малые – дугу расплывчатую, блеклую и даже белую. Вот почему яркая узкая радуга видна летом после грозового дождя, во время которого падают крупные капли.Впервые теория радуги была дана в 1637 году Р. Декартом. Он объяснил радугу как явление, связанное с отражением и преломлением света в дождевых каплях.Образование цветов и их последовательность были объяснены позже, после разгадки сложной природы белого света и его дисперсии в среде. Дифракционная теория радуги разработана Эри и Пертнером. Явления, связанные с интерференцией света Гало. Белые световые окружности вокруг Солнца или Луны, которые возникают в результате преломления или отражения света находящимися в атмосфере кристаллами льда или снега, называются гало. В атмосфере присутствуют небольшие кристаллы воды, и когда их грани образуют прямой угол с плоскостью, проходящей через Солнце, того, кто наблюдает эффект, и кристаллы, на небе становится виден характерный белый ореол, окружающий Солнце. Так грани отражают лучи света с отклонением на 22°, образуя гало. В холодное время года гало, образованные кристаллами льда и снега на поверхности земли, отражают солнечный свет и рассеивают его в разных направлениях, образуя эффект под названием " бриллиантовая пыль". Наиболее известным примером большого гало является знаменитое, часто повторяющееся «Брокенское видение». Например, человек, стоящий на холме или горе, за спиной которого восходит или заходит солнце, обнаруживает, что его тень, упавшая на облака, становится неправдоподобно огромной. Это происходит из-за того, что мельчайшие капли тумана особым образом преломляют и отражают солнечный свет. Свое название явление получило по имени вершины Броккен в Германии, на которой, из-за частых туманов, можно регулярно наблюдать этот эффект.
Паргелии. " Паргелий" в переводе с греческого – " ложное солнце". Это одна из форм гало (см. пункт 6): на небе наблюдается одно или несколько дополнительных изображений Солнца, расположенных на той же высоте над горизонтом, что и настоящее Солнце. Миллионы кристаллов льда с вертикальной поверхностью, отражающие Солнце, и образуют это красивейшее явление. Паргелии можно наблюдать в тихую погоду при низком положении Солнца, когда значительное количество призм располагается в воздухе так, что их главные оси вертикальны, и призмы медленно опускаются как маленькие парашютики. В этом случае наиболее яркий преломленный свет поступает в глаз под углом 220 с граней, расположенных вертикально, и создает вертикальные столбы по обе стороны от Солнца по горизонту. Эти столбы могут быть в некоторых местах особо яркими, создавая впечатление ложного Солнца.
Полярные сияния. Одним из красивейших оптических явлений природы является полярное сияние. Невозможно передать словами красоту полярных сияний, переливающихся, мерцающих, пламенеющих на фоне темного ночного неба в полярных широтах.В большинстве случаев полярные сияния имеют зеленый или сине-зеленый оттенок с изредка появляющимися пятнами или каймой розового или красного цвета. Полярные сияния наблюдают в двух основных формах – в виде лент и в виде облакоподобных пятен. Когда сияние интенсивно, оно приобретает форму лент. Теряя интенсивность, оно превращается в пятна. Однако многие ленты исчезают, не успев разбиться на пятна. Ленты как бы висят в темном пространстве неба, напоминая гигантский занавес или драпировку, протянувшуюся обычно с востока на запад на тысячи километров. Высота занавеса составляет несколько сотен километров, толщина не превышает несколько сотен метров, причем он так нежен и прозрачен, что сквозь него видны звезды. Нижний край занавеса довольно отчетливо и резко очерчен и часто подкрашен в красный или розоватый цвет, напоминающий кайму занавеса, верхний – постепенно теряется в высоте и это создает особенно эффектное впечатление глубины пространства.Различают четыре типа полярных сияний: 1. Однородная дуга – светящаяся полоса имеет наиболее простую, спокойную форму. Она более ярка снизу и постепенно исчезает кверху на фоне свечения неба; 2.Лучистая дуга – лента становится несколько более активной и подвижной, она образует мелкие складки и струйки; 3.Лучистая полоса – с ростом активности более крупные складки накладываются на мелкие; 4.При повышении активности складки или петли расширяются до огромных размеров (до сотни километров), нижний край ленты сияет розовым светом. Когда активность спадает, складки исчезают и лента возвращается к однородной форме. Это наводит на мысль, что однородная структура являе6тся основной формой полярного сияния, а складки связаны с возрастанием активности.Часто возникают сияния иного вида. Они захватывают весь полярный район и оказываются очень интенсивными. Происходят они во время увеличения солнечной активности. Этисияния представляются в виде беловато-зеленого свечения всей полярной шапки. Такие сияния называются шквалами.

19. Зонально-региональные особенности суточного и годового хода темпера­туры. Тепловые пояса. Термический экватор. Суточный и годовой ход температуры воздуха в приземном слое атмосферы определяется по температуре на высоте 2 м. В основном этот ход обусловлен соответствующим ходом температуры деятельной поверхности. Особенности хода температуры воздуха определяются его экстремумами, то есть наибольшими и наименьшими температурами. Разность между этими температурами называют амплитудой хода температуры воздуха. Закономерность суточного и годового хода температуры воздуха выявляется при осреднении результатов многолетних наблюдений. Она связана с периодическими колебаниями. Непериодические нарушения суточного и годового хода, обусловленные вторжением теплых или холодных воздушных масс, искажают нормальный ход температуры воздуха.
Тепло, поглощенное деятельной поверхностью, передается прилегающему слою воздуха. При этом происходит некоторое запаздывание повышения и понижения температуры воздуха по сравнению с изменениями температуры почвы. При нормальном ходе температуры минимальная температура наблюдается перед восходом Солнца, максимальная отмечается в 14-15 часов. Тепловые пояса. Тропики и полярные круги, ограничивающие пояса освещенности, нельзя считать границами тепловых (температурных) поясов. На распределении температуры, кроме фигуры и положения Земли, сказывается влияние ряда факторов: распределение суши и воды, теплые и холодные океанские и воздушные течения. Поэтому за границы тепловых поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь:

жаркий пояс расположен между годовыми изотермами +20° северного и южного полушарий;

два умеренных пояса ограничены со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов изотермой +10° самого теплого месяца;

два холодных пояса находятся между изотермами +10° и 0° самого теплого месяца;

два пояса мороза расположены около полюсов и ограничены изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном — область к югу от параллели 60° ю. ш.

годовой температурой и соединить их, получится волнистая линия — термический экватор. Летом северного полушария термический экватор перемещается к северу, зимой — к югу, но при этом значительная часть его всегда находится в северном полушарии. Это объясняется преобладанием материков в тропических и умеренных широтах северного полушария и влиянием ледяного покрова Антарктиды.

20. Водяной пар в атмосфере. Характеристики влажности воздуха. Определе­ние влажности воздуха. Количество водяного пара, содержащегося в воздухе, имеет важнейшее значение для процессов, происходящих в атмосфере. Оно оказывает также большое влияние на жизнь растений и животных. Количество водяного пара в воздухе можно выразить при помощи следующих величин: а) давление водяного пара (парциальное, § 239); б) абсолютная влажность воздуха — масса водяного пара в 1 м3 воздуха, выраженная в граммах; в) относительная влажность воздуха — отношение давления пара, содержащегося в воздухе, к давлению насыщенного пара при той же температуре, выраженное в процентах. Водяной пар — переменная составная часть атмосферного воздуха. Это газ без цвета, запаха и вкуса. Молекулы воды распределены между молекулами других газов атмосферного воздуха. Содержание водяного пара в атмосфере оценивается с помощью характеристик влажности воздуха.Парциальное давление водяного пара (е). Водяной пар, как и любой другой газ, находящийся в составе атмосферного воздуха, оказывает давление е на поверхность Земли и на все находящиеся на ней предметы. При конкретной температуре давление водяного пара е не может превышать некоторого предельного значения называемого давлением насыщения. Давление насыщения увеличивается с увеличением температуры.Парциальное давление водяного пара е и давление насыщения Е выражаются в гектопаскалях (гПа) с точностью до десятых, а при температурах воздуха ниже 7, 0°С — с точностью до сотых.Дефицит насыщения (d) — разность между давлением насыщения Е и фактическим давлением водяного пара е при конкретной температуре: d = Е — е.Дефицит насыщения d выражается в тех же единицах и с той же точностью, что Е и е.Абсолютная влажность (а) — масса водяного пара в единице объема воздуха. Размерность этой величины — грамм на кубический метр (г/м³). Между абсолютной влажностью а и плотностью водяного пара р^ существует очевидная связь а= 10³р.Относительная влажность (/) — относительная насыщенность воздуха водяными парами, т.е. отношение фактического количества водяных паров в воздухе к максимально возможному количеству водяных паров, выраженное в процентах. Относительная влажность может быть получена, например, как Массовая доля водяного пара (s) — масса водяного пара в 1 кг влажного воздуха. Измеряется в килограммах на килограмм (кг/кг), в граммах на килограмм (г/кг) или в промилле (%о).Точка росы (t_d) — температура, при которой воздух достигает состояния насыщения водяным паром при постоянном общем атмосферном давлении. Для определения влажности воздуха пользуются гигрометром и психрометром Гигрометр.Основная часть прибора — обезжиренный человеческий волос 1, обладающий способностью удлиняться при увеличении относительной влажности воздуха. Волос 1 навит на ролик 2 и держится в натянутом состоянии грузиком 3. При изменении влажности меняется длина волоса, ролик 2 вращается и движет стрелку 4. Деления шкалы указывают относительную влажность. Если одновременно измерять и температуру воздуха, то можно определить абсолютную влажность воздуха и давление водяного пара. Психрометр Прибор состоит из двух одинаковых термометров. Резервуар одного из термометров обернут куском чистого батиста, нижний край которого опущен в небольшой стеклянный стаканчик с дистиллированной водой. Вода смачивает батист и испаряется на шарике термометра, если водяной пар в воздухе не является насыщенным. Вследствие потери тепла на испарение шарик термометра охлаждается и смоченный термометр показывает меньшую температуру, чем сухой. Разница между показаниями термометров тем больше, чем больше отличается давление водяного пара, содержащегося в воздухе, от давления насыщенного пара. По показаниям сухого и смоченного термометров при помощи особых психрометрических таблиц находят давление водяного пара и относительную влажность воздуха.