Радиационное выхолаживание
Cтраница 2
Азиатская часть территории СССР в холодное полугодие находится под воздействием обширной области сибирского антициклона, центр которого часто располагается и Забайкалье, а гребень-над бассейном рек Лена - Колыма. Длительные периоды ясной погоды способствуют сильному радиационному выхолаживанию подстилающей поверхности и созданию благоприятных условий для формирования радиационных инверсий. В долинах рек и глубоких котловинах инверсии усиливаются под влиянием сложных орографических условий: холодный воздух, стекая на дно долин, застаивается в виде устойчивой пленки и тем самым усиливает эффект радиационного выхолаживания. Под действием нисходящих движений в области антициклона на высоте 1 5 - 2 5 км развиваются инверсии сжатия, которые характеризуются большой горизонтальной протяженностью и уменьшением высоты их верхней границы от центра антициклона к его периферии. Приземные инверсии при значительном вертикальном развитии объединяются с высотными инверсиями сжатия и образуют сложный тип инверсии большой мощности и интенсивности, особенно в ноябре-марте. [16]
Результаты расчетов приводятся на момент времени через 1 ч после момента начала интегрирования. К этому времени характерные параметры атмосферы выходят на квазистационарный уровень, определяемый скоростью длинноволнового радиационного выхолаживания. В результате взаимодействия холодной воздушной массы ( Та - 10 С) в набегающем потоке с более теплой поверхностью пруда-охладителя ( Т 0 С) образуется туман ( qLlQ Ql г / кг), который распространяется над поверхностью пруда-охладителя и на несколько километров по ветру. [18]
В январе-феврале увеличения снежного покрова практически не происходит, особенно в южных районах. В условиях преобладания антициклональной погоды небольшая высота снежного покрова, низкая температура воздуха способствует интенсивному радиационному выхолаживанию и сохранению многолетней мерзлоты на большей части территории. [19]
Существенно, что уменьшение длинноволнового излучения водяного пара не всегда компенсируется увеличением излучения пылевого аэрозоля. Последнее приводит к ослаблению вертикального градиента эффективного потока длинноволнового излучения в зоне пылевого облака и уменьшению скорости радиационного выхолаживания. [20]
Менее определенные результаты получаются при проверке асимптотического закона (8.43) - (8.44), относящегося к случаю предельно устойчивой стратификации. Какую-то роль здесь может играть и то, что мощные инверсии в приземном слое воздуха обычно сопровождаются сильным радиационным выхолаживанием, при котором метеорологические условия оказываются уже нестационарными, a q заметно изменяется с высотой. Отметим, тем не ме нее что еще в начале 50 - х годов Райдер и Робинсон ( 1951) и Хелстед ( 1952) нашли из наблюдений, что при очень устойчивой стратификации профиль ветра обычно оказывается примерно линейным. Тот же вывод можно сделать и из результатов наблюдений Лилиеквиста ( 1954), проводившихся в Антарктике, где сильные инверсии весьма обычны. [21]
С в Анапе до - 15 С в Сочи. В степных и полупустынных районах в результате увеличения к востоку повторяемости антициклональной погоды к адвекции холодного воздуха добавляется радиационное выхолаживание в условиях малооблачной погоды. В восточных районах, несмотря на некоторое уменьшение осадков, вызванное ослаблением циклонической деятельности, образуется устойчивый снежный покров, высота его на 10 - 20см больше, чем в западных на той же широте. Наибольшие различия наблюдаются на 60 с.ш., где высота снежного покрова соответственно 70 и 40 см. В южных районах Предкавказья высота снежного покрова менее 10см, в результате оттепелей возможны образование и сход снежного покрова несколько раз в течение зимы. Высота его изменяется от года к году, в связи с этим изменяется и глубина промерзания почвы. [22]
В работе Берлянда и Канчана ( 1973) аналогичным образом исследовались условия распространения примеси в радиационном тумане. В основу ее положено решение системы уравнений турбулентного тепло - и влагообмена в атмосфере и уравнения теплопроводности в почве с учетом нестационарных изменений температуры и влажности воздуха ночью в период радиационного выхолаживания. [23]
Среднее убывание температуры с высотой, или вертикальный градиент температуры, составляет около 6 С / км в свободной атмосфере. Ночью и зимой градиент может быть обратным в небольших по вертикали слоях инверсий температуры. Это происходит вследствие ночного радиационного выхолаживания у поверхности, крупномасштабного оседания воздуха в антициклоне или адвекции теплой воздушной массы над более холодной поверхностью. [24]
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. [25]
Известно, что SO2 имеет сильные полосы поглощения в ультрафиолетовой и ИК областях спектра. Следовательно, увеличение концентрации S02 уменьшает альбедо планеты, увеличивает приток к планете коротковолновой радиации и эффективную температуру планеты. Сильные ИК полосы SO2 приводят к усилению радиационного выхолаживания тропосферы, а в конечном итоге - к усилению парникового эффекта. Решение задачи в приближении радиационно-конвективного равновесия показало, что увеличение концентрации атмосферного SO2 до 1 - 10 - 6 приводит к росту температуры поверхности на 3 7 К. [26]
Вся атмосфера, включая биосферу, представляет собой единую систему, и раздельное изучение ее звеньев сейчас малоперспсктив-но. Даже в таких приземных слоях атмосферы, как стратосфера и мезосфера, энергия возникает главным образом в результате прямого взаимодействия солнечной радиации с веществом этих слоев. Потери тепла в них обусловлены прежде всего тепловым излучением, своеобразным радиационным выхолаживанием. Солнечная радиация, поступающая в нижние слои атмосферы, в которых появляются земные составляющие ( водяной пар, углекислота, озон, кислород и механические примеси), начинает претерпевать и иные виды взаимодействия. [27]
Для безоблачной атмосферы вертикальный профиль dT ( z) / dt в стратосфере очень сильно зависит от степени ее замутненности. Стратосферный аэрозоль имеет полосы поглощения в области окна прозрачности 8 - 12 мкм. За счет поглощения восходящего теплового излучения он нагревает стратосферу, а за счет его отражения усиливает радиационное выхолаживание более низких слоев атмосферы. Расчеты показали, что для аридных и субаридных регионов и в тропической зоне для безоблачной атмосферы стратосферный слой поглощающего аэрозоля оптической толщиной 0 03 - 0 05 может полностью компенсировать радиационное выхолаживание стратосферы за счет СОг в диапазонах высот 13 - 25 мкм. В силу возможной слоистой структуры стратосферного аэрозоля, профиль dT / dt может иметь инверсионные скачки с областями радиационного выхолаживания и потепления. Отсюда вытекает важность учета влияния на климат аэрозолей ( если они имеют большое время жизни), занесенных в стратосферу через разрывы тропопаузы. Роль стратосферного аэрозоля менее выражена для высоких широт и холодной тропосферы, а также в условиях облачности в силу как уменьшения содержания стратосферного аэрозоля, так и уменьшения восходящего теплового излучения поверхности планеты и тропосферы. [28]
Азиатская часть территории СССР в холодное полугодие находится под воздействием обширной области сибирского антициклона, центр которого часто располагается и Забайкалье, а гребень-над бассейном рек Лена - Колыма. Длительные периоды ясной погоды способствуют сильному радиационному выхолаживанию подстилающей поверхности и созданию благоприятных условий для формирования радиационных инверсий. В долинах рек и глубоких котловинах инверсии усиливаются под влиянием сложных орографических условий: холодный воздух, стекая на дно долин, застаивается в виде устойчивой пленки и тем самым усиливает эффект радиационного выхолаживания. Под действием нисходящих движений в области антициклона на высоте 1 5 - 2 5 км развиваются инверсии сжатия, которые характеризуются большой горизонтальной протяженностью и уменьшением высоты их верхней границы от центра антициклона к его периферии. Приземные инверсии при значительном вертикальном развитии объединяются с высотными инверсиями сжатия и образуют сложный тип инверсии большой мощности и интенсивности, особенно в ноябре-марте. [29]
Аналогичные расчеты высоты туманов были сделаны для случаев, когда в приведенной выше схеме не принимались во внимание притоки тепла ер и ек. Включение в схему ер при ек 0 ведет к значительному завышению высоты тумана. Последнее мцжет быть объяснено тем, что ер и ек имеют разные знаки. Наличие в уравнении (5.9) члена с ер отражает радиационное выхолаживание слоя тумана, вследствие которого ночное понижение температуры воздуха будет простираться до больших высот, чем в случаях, когда принимается во внимание только излучение подстилающей поверхности. Если в исходном уравнении, кроме ер, учесть и ек, то вследствие выделения теплоты конденсации, которое ослабляет ночное выхолаживание, по данным расчета, высота тумана снижается. [30]
Страницы: 1 2 3