Вертикальная стратификация температуры воздуха

Под вертикальной стратификацией температуры по­нимают распределение температуры воздуха по высоте.

Вертикальная стратификация температуры воздуха в тропосфере определяется не только теплообменом с под­стилающей поверхности, но и изменениями атмосферного давления с высотой в соответствии с адиабатическим про­цессом, который выражает связь между давлением и тем­пературой газа при отсутствии теплообмена с внешней сре­дой.

Адиабатический процесс, протекающий в сухом или во влажном, но не насыщенным водяным паром воздухе, называется сухоадиабатическим. Уравнение для сухоадиабатического процесса имеет вид:

где и – начальные температура и давление;

Т и Р –температура и давление после адиабатического изменения состояния воздуха.

В соответствии с сухоадиабатическим процессом при подъеме некоторого объема воздуха с понижением давле­ния его температура понижается и, наоборот, при опуска­нии температура этого объема повышается. (Т.е. поднимающийся воздух адиабатически охлаждается, опускающийся – нагревается.)

Изменение температуры воздуха, приходящееся на 100 м высоты, на­зывается вертикальным температурным градиентом. При понижении температуры с высотой градиент имеет знак «+», а при повышении знак «-».

При сухоадиабатическом процессе он составляет 0,98 °С/100 м ~ 1 °С/100 м и называется сухоадиабати­ческим вертикальным температурным градиентом.

При подъеме воздуха, содержащего водяной пар, по ме­ре понижения температуры происходит повышение отно­сительной влажности воздуха, вплоть до состояния насы­щения. Высота, на которой водяной пар становится насыщенным, называется уровнем конденсации. При конденсации выделяется теплота конденсации. Тем самым понижение температуры замедляется. (Т.е. в поднимающимся насыщенном воздухе температура падает по влажноадиабатическому закону.)

При подъ­еме воздуха выше уровня конденсации в нем происходит конденсация водяного пара с выделением тепла. При опускании воздуха вместе с образовавшимися в нем продуктами конденсации происхо­дят адиабатическое повышение температуры и испарение продуктов конденсации, сопровождающееся затратой теп­ла.

Вертикальный влажноадиабатический градиент темпе­ратуры всегда меньше сухоадиабатического градиента. В среднем он составляет 0,6 ⁰С/100 м.

Наряду с общей закономерностью понижения темпера­туры с высотой в пределах тропосферы при определенных условиях образуются слои воздуха, в которых температура с высотой не понижается, а остается постоянной (слои изотермии) или повышается (слои температурной инверсии). Толщина этих слоев изменяется от нескольких метров до 2-3 км, а изменение температуры может составлять от 2 до 15 °С и более.

Вертикальная стратификация температуры воздуха в тропосфере имеет суточный и годовой ход. Суточный ход связан с чередованием в течение суток в летнее время ноч­ных инверсий и дневным прогревом воздуха у земли. Годовой ход обуслов­лен чередованием зимних инверсий и летней неустойчиво­стью воздуха в приземном слое и нижней тропосфере.