Радиационное выхолаживание
Cтраница 1
Радиационное выхолаживание стратосферы в значительной мере зависит от ее влажности и вертикального профиля концентрации озона. Максимумы dT / dt наблюдаются на высотах 40 - 60 км в зависимости от структурных характеристик атмосферы. Там же ( графа 4) дан профиль dT ( z) / dt для модели атмосферы тропической зоны, когда небосвод покрыт перистыми облаками толщиной 1 и 3 км при уровне нижней границы облачности 8 км. Как и в случае облаков нижнего и среднего ярусов, облака верхнего яруса приводят к некоторому уменьшению радиационного выхолаживания подоблачной атмосферы и увеличению радиационного выхолаживания в надоблачной атмосфере. Вблизи верхней границы dT / dt в перистых облаках достигает - 10 К / сут. [1]
Дополнительное радиационное выхолаживание после холодной адвекции приводит к формированию очень низкой температуры воздуха. Абсолютный минимум изменяется от - 55 С в континентальных районах до - 45 С на побережье и до - 30 С на юге Приморья, Сахалина и Камчатки. Самыми высокими средними месячными температурами воздуха в январе ( - 6 С) характеризуется юг Приморья, южные побережья Сахалина, Камчатки, Курил. [2]
Кроме радиационного выхолаживания существуют другие обратные связи А / которые обычно разделяют на положительные ( А. Положительные обратные связи стремятся усилить нагревание, для отрицательных справедливо обратное. Предположим, что вклады А / в К линейны и не зависят друг от друга. Рассмотрим основные климатические обратные связи. [3]
Нижний геокриологический пояс радиационного выхолаживания включает наиболее пониженные формы рельефа - днища котловин, долин и нижние части склонов. Здесь теплообмен и охлаждение являются результатом множества причин. Отрицательная температура воздуха, распределение атмосферных осадков и их инфильтрация, испарение, зимняя температурная инверсия имеют региональное распространение и значение. [4]
Радиационный туман возникает при радиационном выхолаживании земной поверхности в безоблачные ночи, в результате чего охлаждается приземный слой воздуха. Он является типичным для районов с континентальным климатом. Адвективно-ра-диационный туман образуется сочетанием этих двух процессов. Туман испарения формируется в результате испарения с водной поверхности в более холодную и относительно безветренную атмосферу. Фронтальный туман наблюдается в результате смешивания теплого и влажного воздуха с холодным. [5]
 |
Вертикальные профили скорости радиационного выхолаживания dT / dt для различных моделей ясной, облачной и. [6] |
Для всех моделей атмосферы определяющее влияние на радиационное выхолаживание тропосферы оказывает водяной пар, в то время как радиационное выхолаживание за счет поглощения излучения СОг мало. [7]
Большую часть года преобладает антициклональная погода с радиационным выхолаживанием зимой и формируются в другие сезоны в ночное время устойчивые температурные инверсии. Зимой юго-западная часть территории попадает в центр Азиатского максимума, от которого к северо-востоку через горы Забайкалья и Алданское нагорье простирается отрог высокого давления. Этим определяется господство ясной безоблачной морозной погоды с обилием солнечного света. Такой солнечной зимы, как в Забайкалье, в России нет больше нигде. Средняя температура января понижается с юго-запада на северо-восток от - 22 до - 32 С, а в межгорных котловинах до - 36 С. Абсолютные минимумы достигают в котловинах от - 55 до - 61 С. [8]
Летом приземные инверсии, как правило, обусловлены радиационным выхолаживанием, однако сложные орографические условия территорий, в частности русла крупных рек, вносят в их формирование значительные изменения. Для Приморского края наиболее характерны инверсии при ветре южного ( 20 % в Николаевске-на - Лмуре) или юго-западного и южного ( 34 % в Хабаровске) направления. [9]
Небольшая высота снежного покрова, его неравномерное залегание, частые похолодания и усиление радиационного выхолаживания на юге региона способствуют промерзанию почвы до глубины 100 - 120 см в степях и до 130 - 150 см в лесостепных районах. [10]
Существенная зависимость потоков нисходящего и восходящего теплового излучения от стратификации атмосферы обусловливает значительные вариации скоростей радиационного выхолаживания с высотой при изменении состояния атмосферы. Максимальные значения выхолаживания тропосферы наблюдаются для тропической атмосферы в аридных и субаридных регионах. В условиях сильной запыленности атмосферы радиационное выхолаживание усиливается в верхних слоях тропосферы и уменьшается в ее приземных слоях. [11]
 |
Вертикальные профили скорости радиационного выхолаживания dT / dt для различных моделей ясной, облачной и. [12] |
Для всех моделей атмосферы определяющее влияние на радиационное выхолаживание тропосферы оказывает водяной пар, в то время как радиационное выхолаживание за счет поглощения излучения СОг мало. [13]
В котловинах и на сыртах Тянь-Шаня средние месячные скорости в зимний период очень малы. Под влиянием радиационного выхолаживания и образования инверсий в котловинах возникает застой холодного воздуха. Даже днем воздушные течения ( в них) очень слабы и мало чем отличаются от ночи. Увеличение скоростей происходит в середине лета в результате большой турбулентности атмосферы, обусловленной интенсивным прогреванием подстилающей поверхности. [14]
 |
Повторяемость ( % приземных инверсий, год. [15] |
Страницы: 1 2 3