Распределение температуры воздуха с высотой

3. Распределение температуры воздуха с высотой

Средний вертикальный температурный градиент в тропосфере равен 0,65°/100 м (от 0,5 до 0,7°/100 м). Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив, он зависит от времени суток, сезона года, характера атмосферных процессов, а в нижней части тропосферы, главным образом, от подстилающей поверхности. В нижних 4 км он ближе к 0,5°С/100 м, а в полярных областях и зимой в умеренных широтах уменьшается до 0,1–0,4°С/100 м. Выше 4 км он возрастает до 0,7–0,8°С/100 м. Затем на некоторой высоте наблюдается резкое убывание градиента до 0,1–0,2°С/100 м. Слой с таким вертикальным градиентом называется тропопаузой (переходная между тропосферой и стратосферой). В высоких широтах он лежит на высоте 8–10 км, в средних широтах – 10–12 км, над экватором – около 16 км.

В приземном слое часто наблюдаются инверсии температуры.

В стратосфере падение температуры сменяется повышением. Вертикальные градиенты температуры здесь отрицательны, но малы по абсолютной величине. Поэтому нижнюю стратосферу (до стратонуля) можно считать изотермическим слоем.

Вследствие того, что высота тропосферы велика в тропиках, температура на уровне тропопаузы над тропиками очень низка – в течение всего года -70 – -80°С, а в отдельных случаях ниже -90°С. В умеренных широтах температура тропопаузы выше (порядка -55°С), а в полярных областях летом еще выше (до -45°С в Арктике). В стратосфере она еще повышается до -35°С, т.е. летом полярная стратосфера теплее, чем тропическая. Зимой таких различий в температуре стратосферы нет: температура -60 – -70°С и над полюсами, и над экватором.

Такое распределение температуры в атмосфере с высотой установилось вследствие радиационных процессов, атмосферной турбулентности, адиабатических процессов. Если бы температура на каждом уровне тропосферы определялась бы только процессами поглощения или излучения радиации, то вертикальный градиент в нижнем километре был равен 2°С/100 м, а на высоте 3 км – 1°С/100м, в верхней части тропосферы уменьшался бы до десятых долей градуса на 100 м (водяной пар, который поглощает и излучает энергию в тропосфере наиболее интенсивно, наибольшей концентрации достигает у земной поверхности и быстро убывает с высотой).

Но в действительности вертикальный градиент в нижней части тропосферы значительно меньше, а в верхней наоборот, больше. Это обусловлено вертикальным перемешиванием воздуха и адиабатическими изменениями температуры. В результате подъема одних элементов турбулентности и опускания других вниз в процессе перемешивания устанавливается такое распределение температуры, при котором вертикальные градиенты заключены между значениями сухо- и влажноадиабатического градиентов (γ) температуры. При этом в нижней части тропосферы вертикальные градиенты температур будут меньше, а в верхней – больше, чем при лучистом равновесии. Такое тепловое состояние атмосферы называется конвективным равновесием.

В стратосфере содержание водяного пара незначительно, вертикальное перемешивание воздуха ослаблено, поэтому распределение температуры по вертикали определяется повышенным содержанием озона, который поглощает УФ-лучи. Его содержание растет с высотой, поэтому и температура в стратосфере растет или, по крайней мере, не падает по вертикали.

Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. В тропосфере воздух постоянно перемешивается в результате турбулентности. Но при значительных вертикальных градиентах температуры конвекция становится упорядоченной – приобретает характер мощных восходящих или нисходящих потоков воздуха над ограниченными участками земной поверхности.

На частицу воздуха действует две силы: тяжести и Архимеда. Результирующая этих двух сил называется силой плавучести, или плавучестью.

Ускорение вертикально движущихся элементов частиц воздуха (конвекции) в идеальном простейшем случае равно:

,

где T_i – температура движущейся частицы, Т_а – температура окружающего воздуха.

Если T_i–T_a>0, то ускорение тоже положительно и частица начинается двигаться быстрее.

Если T_i–T_a<0, то частица двигается вниз.

Если T_i=T_a – конвекция отсутствует.

При температурах близких к 0°С (273 К) и T_i–T_a = 1 вертикальное ускорение составляет около 3 см/с².

Таким образом, для развития конвекции необходимо такое распределение температуры в атмосфере, при котором разность T_i–T_a сохранялась бы или увеличивалась при смещении частиц.

Различают три вида характера равновесия атмосферы: устойчивое, неустойчивое и безразличное. Или же говорят об устойчивой, неустойчивой и безразличной стратификации атмосферы.

При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае, если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он вернется в первоначальное положение (рисунок 26).

Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха сместить из его первоначального положения воздействием извне на некоторую высоту вверх, то как только прекратиться действие внешней силы, этот объем воздуха возвратиться в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив часть внутренней энергии на расширение, охладится при подъеме на 1°С на каждые 100 м. (по сухоадиабатическому градиенту). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха меньше сухоадиабатического градиента, то оказалось, что поднятый воздух на данной высоте имеет более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния.

Рисунок 26 – Схематические примеры неустойчивой (а), устойчивой (б)

Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, т.к. в этом случае над нижними холодными массами воздуха (а значит и тяжелыми) располагается более теплый и легкий воздух.

При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния (стратификации) атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха (рисунок 26). При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие устремляются вверх. С состоянием неустойчивости связаны ливни, грозы, град, малые вихри, шквалы, «болтанка» самолетов.

При безразличном равновесии (стратификации) вертикальный градиент в атмосферном столбе равен сухоадиабатическому для ненасыщенного воздуха или влажноадиабитическому для насыщенного. При этом при вертикальных перемещениях частица воздуха будет иметь температуру, отличную от температуры воздуха на ту же величину, что и в начале движения, т.е. охлаждение будет идти одинаково (рисунок 26). В этом случае конвекция сохраняется, но не усиливается.

Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха. На аэрологические диаграммы нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т.е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатических и влажноадиабитических процессах. Распределение температуры воздуха, полученное из наблюдений, наносят на диаграмму кривой стратификаций. Если кривая на диаграмме наклонена больше к оси температуры, чем сухие адиабаты, то стратификация сухонеустойчивая, в противном случае – стратификация сухоустойчивая, если кривая совпадает с адиабатой – безразличная.

Таким образом, конвекция развивается только при неустойчивой стратификации. При этом, чем больше отличаются вертикальные градиенты температуры от сухоадиабатических или влажноадиабитических, тем сильнее развивается конвекция. Над сушей, особенно в теплое время года, днем стратификация атмосферы становится неустойчивой. Это следствие сильного прогревания воздуха от поверхности почвы и значительного увеличения вертикальных градиентов температуры, особенно в нижних слоях. Как следствие возросшей неустойчивости стратификации возрастает и конвекция. Над морем условия иные, и суточный ход стратификации и конвекции отличается от такого над сушей. Суточный ход температуры воды на поверхности моря мал, поэтому днем сильного увеличения неустойчивости стратификации не будет, не будет наблюдаться и усиление конвекции в полуденные часы. Ночью же температура воды почти такая же, как и днем; а на высотах в свободной атмосфере температура падает, наблюдается рост конвекции.

Как правило, теплые воздушные массы являются устойчивыми. При их продвижении на холодную подстилающую поверхность воздух будет охлаждаться снизу, и лишь в ослабленном виде это уменьшение температуры будет передаваться в верхние слои. Вертикальные градиенты температуры уменьшаются до 0,2–0,4°С /100 м, т.е. теплая воздушная масса становится влажноустойчивой: конвекция ослабевает и прекращается.

Холодная воздушная масса при продвижении на теплую подстилающую поверхность будет нагреваться снизу, поэтому наблюдается рост вертикального градиента температуры: он превышают влажноадиабатический, т.е. холодная воздушная масса становится неустойчивой. Здесь получает развитие конвекция с конденсацией водяного пара и образованием кучевых и кучево-дождевых облаков.

Местные воздушные массы летом, над нагретой почвой, становятся неустойчивыми, а зимой – устойчивыми над охлажденной земной поверхностью.

Изменение стратификации воздуха и погода:

1. 
   Если воздушная масса устойчива и перемещается на прогретый материк с холодной водной поверхности, то наблюдавшиеся в ней слоистые облака или туман при переходе на сушу рассеиваются. При дальнейшем прогревании воздух становится неустойчивым, и развиваются кучевые и кучево-дождевые облака. Переход воздуха с прогретой суши на холодную водную поверхность сопровождается уменьшением неустойчивости, исчезновением кучевых облаков и даже возникновением низкой слоистой облачности или тумана.
   
2. 
   Если воздушная масса устойчива и движется с охлажденной суши на теплую поверхность воды, то слоистые облака и туман рассеиваются; если же движение воздуха идет с теплого моря на материк (холодный), то образуются туманы и слоистая облачность.
   
3. 
   Если неустойчивая стратифицированная воздушная масса двигается с охлажденной поверхности суши на теплую водную поверхность, то по мере прогревания нижних слоев воздуха и его увлажнения происходит дальнейшее усиление неустойчивости и развитие мощных кучево-дождевых облаков. Из них выпадают ливневые осадки, сопровождающиеся грозами. При обратном движении воздуха неустойчивость ослабевает.
   
4. 
   Зимой, когда с холодного материка массы воздуха устремляются на теплую поверхность океана, повышается не только температура воздуха, но и его влагосодержание. Теплый воздух подобно губке впитывает воду, испарившуюся с поверхности океана, но при переходе на холодный материк он при охлаждении быстро достигает состояния насыщения, что приводит к образованию слоистых облаков и туманов. При отсутствии источников испарения (степи и полупустыни летом), воздушные массы, прогреваясь, удаляются от состояния насыщения. Поэтому и при большой неустойчивости воздуха облакообразование не происходит (f ≈ 10–20%).
   

Наибольшая неустойчивость стратификации воздуха характерна для инверсии.

Инверсия температуры воздуха – своеобразное отклонение от нормального распределения температуры по вертикали в атмосферном столбе (норма – падение температуры с высотой). Не смотря на это, инверсии – частое, почти ежедневное и повсеместное явление. При характеристике инверсии обычно говорят о высоте, на которой она наблюдается, толщине слоя, в котором наблюдается повышение температуры, и разности температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя. Соответственно выделяют:

1. 
   основание инверсии (нижнюю границу слоя инверсии);
   
2. 
   верхнюю границу слоя инверсии;
   
3. 
   вертикальную мощность слоя инверсии;
   
4. 
   величину инверсии, или скачок температуры в слое.
   

М

Приземные инверсии возникают чаще всего над поверхностью почвы (снега или льда), выхоложенной ночным излучением, и в таких случаях называются радиационными инверсиями. Различают еще снежные, или весенние, инверсии в приземном слое (связана с затратами тепла на таяние снега).

Инверсии в свободной атмосфере – чаще всего инверсии оседания, связанные с нисходящими движениями воздушных слоев (рисунок 28). К инверсиям оседания относится так называемая пассатная инверсия. Инверсии оседания возникают в результате медленного нисходящего движения (оседания, опускания) и растекания воздушных слоев. При устойчивой стратификации воздушного слоя нисходящее его движение и сжатие приводят к увеличению устойчивости и могут, в конечном счете, изменить в нем нормальное падение температуры с высотой на инверсионное возрастание. При этом рост температуры сопровождается уменьшением его относительной влажности, т.к. нагревание нисходящего воздуха приводит к удалению его от насыщения. Инверсии оседания характерны для антициклонов, особенно устойчивых, где нисходящие движения воздуха получает сильное развитие. Под слоем инверсии оседания часто возникают волнистые облака, а также возможно развитие устойчивого высокого радиационного тумана, что связано с переносом паров воды снизу путем турбулентности.

Рисунок 28 – Образование инверсии сжатия (Хромов, 2004)

В атмосфере (приземном слое тропосферы, стратосфере) может также наблюдаться вертикальная изотермия, т.е. неизменность температуры воздуха в некотором слое воздуха по вертикали. Это явление можно рассматривать как переходный момент от нормального распределения температуры к инверсионному.