Изменение температуры воздуха с высотой

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ПО ТЕРРИТОРИИ ЗЕМНОГО ШАРА

Линии равных температур на географической карте называ­ют изотермами. Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря показано на рисунке 3.3. Кроме общей закономерности снижения температуры от экватора к полюсам прослеживается сильное влияние на температуру воздуха теп­лых и холодных течений, океанов и континентов в целом, высо­ты местности, рельефа, снежного и ледяного покрова и других факторов.

Средняя годовая температура воздуха для всего земного шара 14 °С. Абсолютный минимум температуры воздуха на Земле отме­чен в Антарктиде на станции «Восток»

(-89,3 °С). В северном по­лушарии зарегистрированы два полюса холода — Оймякон с минимумом в —71 °С и Гренландия с минимумом в —70 °С. Абсолют­ный максимум температуры воздуха в тени отмечен в центре Сахары - 58 °С, в Калифорнии - 57 °С.

Общая стратификация температуры в атмосфере приведена в разделе 1.2. Далее рассмотрим основные закономерности измене­ния температуры с высотой в тропосфере, где, особенно в призем­ном слое, температура воздуха сильно зависит от температуры по­верхности земли. Тепло от поверхности к приземному слою и да­лее вверх от одного слоя к другому передается главным образом путем турбулентной теплопроводности и тепловой конвекции. Воздух очень подвижен, и поэтому суточные и годовые колебания температуры распространяются на мощный слой — в высоких ши­ротах до высоты 8...10 км, вблизи экватора — до 18 км (до тропо­паузы).

На изменение температуры воздуха с высотой большое влияние также оказывает поглощение и излучение длинноволновой радиа­ции, которую в тропосфере выполняет преимущественно водяной пар, а поскольку его содержание резко убывает с высотой, то этот процесс наряду с другими влияет на изменение температуры с вы­сотой.

Изменение температуры воздуха на 100 м высоты называют вертикальным градиентом температуры и выражают формулой

(3.2)

где и — температуры воздуха в нижнем и верхнем уровнях, °С; — высоты верхнего и нижнего уровней.

Если < , то температура воздуха уменьшается с высотой и ВГТ положителен. Такое распределение характерно для тропо­сферы в целом, а если > , то есть температура воздуха возра­стает, с высотой, наблюдается температурная инверсия (ВГТ отрицательный). При = ВГТ = 0 °С/100 м. Распределение, при котором температура не изменяется с высотой, называют изотермией.

На изменение ВГТ влияют следующие основные факторы: вре­мя года (зимой он меньше, летом больше), время суток (днем больше, ночью меньше), атмосферные фронты (когда над холод­ным слоем воздуха располагается теплый, знак ВГТ отрицатель­ный). В среднем ВГТ = 0,5...0,7°С/100 м. В нижних четырех километрах он ближе к 0,5 °С/100 м, зимой в полярных областях умень­шается до 0,1...0,3 "С/100 м, а в верхней части тропосферы возрас­тает до 0,7...0,8°С/100 м. Отрицательный ВГТ указывает на возможность заморозка.

Данные о ВГТ необходимы при составлении прогноза погоды, Для обслуживания вылетов и посадок самолетов на аэродромах, Для вывода спутников и орбитальных станций на орбиту, а также Для составления графиков выбросов промышленных вредных от­ходов в атмосферу.

Распределение температуры с высотой в атмосфере называют стратификацией атмосферы, от которой зависит ее устойчивость и возможность перемещения отдельных объемов в вертикальном направлении. Если эти перемещения происходят без обмена теплом с окружающим воздухом, то такой процесс называют адиаба­тическим (см. раздел 5.2).

Рис. 3.3. Распределение средней годовой температуры воздуха, °С, на уровне моря

Когда ВГТ < 1,0 °С/100м, то поднимающийся под влиянием внешнего импульса объем воздуха при охлаждении на 1 °С на вы­соте 100 м будет холоднее окружающего воздуха и как более плот­ный начнет опускаться в исходное положение. Такое состояние атмосферы характеризуют как устойчивое равновесие.

При ВГТ =1,0°С/100 м температура поднимающегося воздуха будет на всех высотах приблизительно равна температуре окру­жающего воздуха. Такое состояние атмосферы называется без­различным.

Если ВГТ > 1,0°С/100м, то поднимающийся объем воздуха, охлаждаясь при подъеме на 100 м только на 1,0°С, на всех высо­тах оказывается теплее окружающей среды, и поэтому возник­шее вертикальное движение будет продолжаться. В атмосфере создается неустойчивое равновесие. Оно продолжается до той высоты, на которой температура поднимающегося воздуха ста­новится равной температуре окружающего пространства, при этом водяной пар конденсируется. При таких обстоятельствах возникают мощные кучево-дождевые облака, из которых выпа­дают осадки.

В приземном слое, жизненно важном для человека, ВГТ во много раз превышает ВГТ более верхних слоев. Имеются два типа распределения температуры в приземном слое: днем инсоляционный и ночью радиационный (тип излучения).

Напомним, что возрастание температуры с высотой называют инверсией температуры.

Ночные радиационные инверсии в умеренных широтах наблюда­ют при ясной тихой погоде после перехода ВГТ через 0°С за 1 ч до захода солнца. Ночью они усиливаются и достигают максимума перед восходом солнца.

Зимние радиационные инверсии при антициклональной погоде могут продолжаться до нескольких недель, а высота слоя инвер­сии достигает нескольких сотен метров, а в Якутии 2...3 км от по­верхности.

Адвективные инверсии образуются при вторжении теплых масс воздуха на холодную подстилающую поверхность. Рельеф местно­сти может усиливать инверсию. Так, охлаждение воздуха в ясную погоду особенно велико в котловинах, где скапливается выхоло­женный воздух. В Верхоянске зимой даже средняя температура воздуха на 10... 15 °С ниже, чем на склонах гор в том же районе. Приземные инверсии обычно возникают весной — «весенние инверсии», когда теплый воздух охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над полярными льдами приземные инвер­сии часты и летом, когда теплые массы воздуха надвигаются на снежный покров.

Дата добавления: 2015-06-28