Экология СПРАВОЧНИК

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.[ ...]

Существует верхний предел абсолютного значения падения температуры с высотой. Этот предел — сухоадиабатический вертикальный градиент температуры, равный 9,8°С/км,— представляет собой величину охлаждения ненасыщенной частицы воздуха при ее подъеме. Вертикальный градиент температуры окружающей атмосферы может превышать сухоадиабатический вертикальный градиент температуры, особенно в результате нагревания подстилающей поверхности. В этой ситуации разность плотности воздуха, лежащего у поверхности, и плотности вышележащего воздуха вызывает опрокидывание. Когда воздух насыщен, скорость охлаждения смещающейся вверх частицы воздуха зависит от его начальной температуры, но всегда меньше, чем сухоадиабатический вертикальный градиент температуры, вследствие высвобождения скрытого тепла в процессе конденсации. При температуре выше 20 °С этот влажноадиабатический вертикальный градиент температуры меньше, чем 5°С/км. При отрицательных же температурах содержание пара в воздухе настолько мало, что может выделяться лишь очень ограниченное количество скрытого тепла. При —40 °С влажноадиабатический вертикальный градиент температуры почти равен сухоадиабатическому.[ ...]

Средние значения вертикальных градиентов температуры обнаруживают значительную изменчивость как по климатическим зонам, так и по сезонам [59, 70]. Самые большие значения наблюдаются летом над тропическими пустынями, тогда как самые большие отрицательные градиенты, благодаря инверсиям температуры, наблюдаются в Восточной Сибири, северо-западной Канаде и в полярных областях зимой Такого рода различия делают практику приведения средних температур или давлений на станциях к уровню моря не пригодной и дающей ошибочные результаты.[ ...]

Фиккер [38], исследуя условия в горах — инверсии ночью и почти адиабатические условия днем, а также воздействие фёно-вых ветров и катабатического стока, пришел к выводу, что «истинные» вертикальные градиенты температуры в горных районах определить нельзя. Однако хорошее приближение к прямому их измерению было получено в Австрийских Альпах в мало замеченном исследовании Брокса [19]. В 1938 г. во время двух ясных осенних дней был использован гониометр для определения преломления— разностей плотности в слоях воздуха — между пятью точками близ Зальцбурга. Броке обнаружил, что суточная амплитуда вертикального градиента температуры в свободной атмосфере над равнинами убывает быстрее, чем над горами, а также, что условия горной атмосферы распространяются выше средней высоты хребтов.[ ...]

Существование в общем отрицательных разностей между температурой на горных вершинах и в свободной атмосфере зависит от так называемого эффекта подъема массы МазвепегкеЬипё). Это понятие было введено А. де Кервеном [26] для того, чтобы объяснить, что зависящие от температуры граница леса и снеговая линия в центральных Альпах располагаются на больших высотах, чем в их окраинных районах. В исследованиях, использующих это понятие, высота подъема территории осредняется по площади. Эта идея широко применяется в экологических исследованиях. Альпы как частный случай рассматриваются в дальнейшем в главе (с. 261 ). Здесь же нас интересуют более общие метеорологические зависимости.[ ...]

Флон [41] заметил, что под влиянием застоя воздуха с наветренной стороны у горных хребтов, существующего на всех широтах, в том числе в низких, и динамического воздействия горных преград на западный перенос в умеренных широтах над хребтом создается гребень высокого давления (см. п. ЗА2). Вклад явного тепла существен главным образом летом и отсутствует там, где горы покрыты снегом. Согласно Боровикову и сотр. [1], температуры, наблюдавшиеся в течение 15 дней летом 1956 г. на высотах 4700—7000 м у пика Победы в горах Тянь-Шаня, были в среднем на 1,8 °С меньше, чем температуры в свободной атмосфере над Алма-Атой. Очевидно, что понятие подъема массы можно применять, только внимательно изучив географический район и характерные для него метеорологические факторы.[ ...]

Рисунки к данной главе:

Разности между вертикальными градиентами температуры почвы и воздуха на парах станций в Европе (положительные значения соответствуют тому, что градиент температуры воздуха превышает градиент температуры почвы). (Из [50].)

Средние суточные температуры в свободной атмосфере (1) и на горных станциях Цугшпитце (2) и Зонн-блик (3) в Альпах. (По [60])

Составляющие средней суточной термической циркуляции над Тибетом (см/с). Основной приток через горы происходит в слое 600—500 гПа (Из [43].)

Схематические изэнтропы на склонах при нагревании подстилающей поверхности (о) и при радиационном охлаждении (б). (По [23].)

Аналогичные главы в дргуих документах:

См. далее:Радиационный баланс

См. далее:Радиационный баланс

Вернуться к оглавлению