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.