Заморозки

Заморозки - понижение температуры до нуля градусов и ниже, при положительных среднесуточных температурах. При заморозках температура воздуха на высоте метеорологической будки (2 м) может быть положительной, а в нижнем слое воздуха, прилегающем к земле - отрицательной. По условиям образования заморозки могут быть радиационными, адвективными и адвективно-радиационными.

Радиационные заморозки возникают в результате радиационного охлаждения почвы и прилегающих к ней слоёв воздуха. Возникновению способствует безоблачная погода и слабый ветер. Радиационные заморозки носят местный характер, так как образуются в низинах, котловинах, куда стекает охлаждённый воздух с равнин и склонов.

Адвективные заморозки образуются в результате адвекции воздуха, имеющего температуру ниже нуля градусов. Адвективные заморозки охватывают большие площади и мало зависят от местных условий.

Радиационно-адвективные заморозки связаны с вторжением холодных масс воздуха. Ночью, особенно при ясной погоде, происходит дополнительное охлаждение этого воздуха за счёт излучения и возникают заморозки как на поверхности, так и в воздухе.

Для борьбы с заморозками применяют задымление (в тихую ясную погоду), укрытие растений различными материалами.

Континентальность климата

Большую роль в формировании климата играет подстилающая поверхность, так как от нее зависят физические свойства находящихся над ней воздушных масс. Под влиянием подстилающей поверхности формируются материковые (континентальные климаты) и морские климаты (под влиянием морей и океанов).

Рассмотрим два города лежащих на одной широте (62  с.ш.) - Торсхавн (Дания) и Якутск (Восточная Сибирь).

Сравним температурные режимы:

Торсхавн: самый холодный месяц март (+ 3 С), самый теплый июль (+ 11 С).

Якутск: самый холодный январь (- 43 С), самый теплый июль (+19 С).

Небольшая амплитуда колебаний температуры наблюдается на экваторе, над морем и прилегающим к нему территориям, и объясняется большой аккумуляцией тепла водой. Морской воздух переносит тепло на сушу. Так, в Европе круглый год господствует перенос воздуха с Атлантического океана и поэтому даже на крайнем Западе Европы годовая амплитуда воздуха равна нескольким градусам.

Распределение температур воздуха с высотой

В атмосфере, в тропосфере наблюдается как рост, так и падение температуры по вертикали. Представление о распределении температур с увеличением высоты дает вертикальный градиент температуры .

Вертикальный температурный градиент - изменение температуры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 метров. В случае падения > 0, при росте < 0 и при постоянной температуре = 0.

- изменяется в широких пределах, в нижних 10 км тропосферы от в среднем равен 0,6 С/100 м. В нижних сотнях метров над нагретой подстилающей поверхностью от может превышать 1,0 С/100 и более.

Бывают и такие случаи, когда температура воздуха с высотой не падает, а растёт. Такое распределение температур называют инверсией. Инверсии часто бывают по ночам в приземном слое, но встречаются на разных высотах в атмосфере.

Если температура в воздушном слое с высотой не меняется, то градиент равен нулю и такое состояние называется изотермическим. Атмосферные процессы всех масштабов (вихри, торнадо, циклоны) связаны с термодинамическим состоянием атмосферы, поэтому фундаментальной характеристикой атмосферы является степень её термодинамической устойчивости, от нее зависит режим вертикальных движений различных масштабов - конвекция, возникновение облаков, выпадение осадков.

Термически устойчивым называется такой слой атмосферы объем частиц которого, будучи выведенными из первоначального состояния, стремится к нему вновь вернуться ( ).

Неустойчивым называется тот слой атмосферы, частицы которого, будучи смещены вверх или вниз с некоторой начальной скоростью, всё в большей степени будут стремиться удаляться от начального положения ( ).

Безразличный режим ( ), частицы слоя смещены вверх или вниз с некоторою скоростью, будут иметь такую же температуру, как и окружающий воздух и поэтому остаются на этих высотах.

Изменение температуры сухого воздуха и воздуха не насыщенного водяным паром, при его адиабатическом вертикальном перемещении на сто метров называется вертикальным сухоадиабатическим градиентом: . Вертикальный сухоадиабатический градиент равен 0,98 С/100 м.

Распределение температуры воздуха по вертикали, определяющее условия распределения в атмосфере называется стратификацией. Кривая, характеризующая распределение температур по высоте называется кривой стратификации.

Предположим, что некоторый объем воздуха при порыве ветра или при нагреве поднялся вверх. Если этот объём в результате в результате своего адиабатического охлаждения окажется холоднее и поэтому плотнее окружающего воздуха на той высоте, куда он поднялся, он будет стремиться опуститься обратно на исходный уровень. Такое равновесие называется устойчивым равновесием слоя атмосферы ( ).

Если объём воздуха, адиабатически поднятый на некоторую высоту, приобретёт в результате подъёма такую же температуру, какую имеет окружающий воздух на этой высоте, то он здесь и останется. Такое равновесие называется безразличным ( ).

Если же адиабатически поднятый объём воздуха на некоторой высоте окажется теплее окружающего воздуха, то он будет продолжать подниматься. Такое равновесие называется неустойчивым ( ).

Рассмотрим зависимость стратификации атмосферы от вертикального градиента температуры (слой воздуха высотой 300 м, температура у поверхности 15 С; вертикальные градиенты соответственно равны: 0,5 С/100, 1,0 С/100 и 1,5 С/100).

При устойчивой стратификации (устойчивое равновесие; ), частица, адиабатически охладившись или прогревшись при смещении, станет холоднее окружающего воздуха если она поднята вверх и теплее, если опущена вниз. В итоге частица вернётся в исходное положение.

В случае безразличной стратификации (безразличное равновесие; ) частица на любом уровне будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух на этом уровне. Частица охладится или нагреется на 1 С на каждые 100 м смещения по вертикали; но и в окружающем воздухе температура будет на туже величину ниже или выше чем на начальном уровне. Частица останется на новом уровне.

При устойчивой стратификации (неустойчивое равновесие; ) частица имеет температуру выше, чем окружающий воздух. Представленная самой себе она будет продолжать удаляться от начального положения.

Рис. 3 Зависимость вертикального градиента температуры от стратификации

Конвекция возможна только при неустойчивой стратификации атмосферы, при этом, чем неустойчивее стратификация, тем в большей степени вертикальный градиент превышает сухоадиабатический градиент.

Над сушей днём нижние слои воздуха сильно прогреваются от поверхности почвы и вертикальные градиенты температуры возрастают. В приземном слое они могут быть очень большими. Неустойчивая стратификация и конвекция особенно велики около полудня и в первые послеполуденные часы. К вечеру, стратификация становится устойчивее, а в ночные часы, когда приземный слой воздуха охлаждается от почвы, стратификация может стать настолько устойчивой, что развиваются приземные инверсии, т.е. температура воздуха над почвой не падает, а растёт.