Объяснение распределения температуры с высотой

 

Допустим сначала, что на каждом уровне в атмосфере установилась температура лучистого равновесия, т. е. та тем­пература, при которой радиационный приток тепла в воздух и отдача тепла излучением из воздуха равны. В тропосфере погло­щает и излучает радиацию преимущественно водяной пар. Но его содержание в воздухе быстро убывает с высотой. Поэтомуи температура лучистого равновесия должна убывать с вы­сотой.

Подсчитано, что в нижнем километре атмосферы ее градиент был бы в среднем 2°/100 м, на высоте 2—3 км—1°/100 м, а в верхней части тропосферы уменьшался бы до нескольких десятых долей градуса на 100 м.

В действительности среднее понижение температуры с высо­той в нижней половине тропосферы значительно меньше, а в верх­ней, наоборот, больше. Следовательно, вертикальное распределение температуры в тропосфере не является только результатом лучистого равновесия.

Фактическое среднее распределение температуры с высотой (сплошная линия) и рас­пределение ее в предпо­ложении лучистого рав­новесия (прерывистая ли­ния).

В самом деле, мы знаем, что воздух в тропосфере находится в состоянии постоянного перемешивания по вертикали. Это перемешивание — результат атмо­сферной турбулентности, включая и термическую конвекцию, обусловленную ар­химедовой силой.

Восходящий воздух адиабатически охлаждается на 1° на 100 м, пока он не насыщен, и на несколько десятых долей градуса на 100 м, когда он достиг состоя­ния насыщения. Опускающийся воздух, напротив, нагревается на 1° на каждые 100 м спуска, а если в нем есть испаряю­щиеся продукты конденсации (капельки или кристаллы облаков), — то на вели­чину меньше градуса. В результате подъ­ема одних элементов турбулентности

вверх и опускания других вниз в процессе перемешивания уста­навливается такое распределение температуры, при котором вер­тикальные градиенты в атмосферном столбе заключаются между величинами сухоадиабатического и влажноадиабатического гра­диентов температуры, т. е. между 1°/100 м и несколькими де­сятыми долями градуса. При этом вертикальные градиенты температуры в нижней части тропосферы будут меньше, чем при лучистом равновесии, а в верхней части тропосферы больше.

Такое тепловое состояние атмосферы называется конвективным равновесием. Тропосфера в среднем очень близка к такому состоянию. Отдельные отклонения от него как в сторону боль­ших, так и в сторону меньших вертикальных градиентов, осо­бенно в приземном слое воздуха, являются результатом преоб­ладания в отдельных случаях радиационных процессов или адиа­батического оседания мощных слоев воздуха. Подробнее об этом будет сказано ниже. В стратосфере водяного пара очень мало, и он не играет там активной роли в поглощении и излучении. Вместе с тем и вер­тикальное перемешивание в стратосфере менее интенсивно, чем в тропосфере. Распределение температуры в стратосфере опре­деляется повышенным содержанием в ней озона, сильно погло­щающего радиацию, а это содержание растет с высотой. В ре­зультате в стратосфере устанавливается по вертикали темпера­тура лучистого равновесия, мало меняющаяся или растущая с высотой.

Высокие температуры в полярной стратосфере летом в срав­нении с тропической стратосферой объясняются увеличенным образованием озона в высоких широтах. Но зимою, в отсутствии солнечной радиации в высоких широтах, содержание озона там мало и стратосфера имеет почти такую же низкую температуру, как в тропиках.

Наиболее регулярные отклонения от средних вертикальных градиентов температуры наблюдаются в нижних слоях тропо­сферы — приземном и слое трения, особенно подверженных влия­нию земной поверхности.

Так, например, в тропиках, в зоне пассатов, в нескольких нижних сотнях метров над морем почти всегда наблюдаются вер­тикальные градиенты температуры, очень близкие к 1°/100 м. Здесь над теплым морем всегда сильно развита конвекция. Так как при этом воздух в нижних слоях не насыщен, в нем уста­навливается вертикальный градиент температуры, близкий к сухоадиабатическому. В средних широтах в летние дни над перегретой почвой возникают в нижних метрах очень большие вертикальные градиенты, значительно превышающие сухоадиабатический. Напротив, ночью над охла­жденной почвой вертикальные градиенты в приземном слое воз­духа уменьшаются и даже меняют знак, особенно в ясную погоду, при усиленном эффективном излучении. Над почвой устанавливается инверсия температуры, т. е. ее повышение с высо­той вместо падения. В результате даже многолетний средний градиент в нижних десятках метров над почвой в средних широ­тах будет днем положительным (и особенно большим весной и летом), а ночью отрицательным (и особенно большим по абсо­лютной величине осенью и зимой). В полярных областях, над ле­дяным и снежным покровом, устойчивые инверсии температуры или, по крайней мере, изотермии наблюдаются круглые сутки не только зимой, но даже и летом.

В более высоких слоях нередко обнаруживаются мощные слои инверсий, в которых температура иногда очень сильно ра­стет с высотой на вертикальном протяжении в десятки и сотни метров. Причиной таких инверсий в свободной атмосфере яв­ляются главным образом нисходящие движения воздуха. Ко все­му сказанному в этом пункте мы еще вернемся.

Ускорение конвекции

Конвекция при вертикальных градиентах температуры, близких к адиабатическим, становится упорядоченной - превращается в мощные и значительные по площади поперечного сечения вертикальные токи воздуха, причем скорости восходящих токов могут достигать 10-20 м/сек.

Ускорение вертикально движущейся частицы воздуха - ускорение конвекции зависит от разности абсолютных температур движущегося воздуха и окружающей воздушной среды. При температурах, близких к O°C, и при разности температур = 1° вертикальное ускорение получается около 3 см/сек².

⇐ Предыдущая1234567Следующая ⇒

Поделиться: