Вертикальное распределение температуры воздуха

Вертикальное распределение температуры воздуха определяется рядом факторов: высотой над уровнем моря, временем суток и года, характером подстилающей поверхности, характером атмосферных процессов, наличием облачности и т. д.

Остановимся на изменении температуры воздуха по высоте в пределах пограничного слоя атмосферы. Поскольку основным; источником тепла для пограничного слоя тропосферы является поверхность Земли, то с удалением от нее температура воздуха изменяется все медленней и медленнее.

Над океанами в пограничном слое изменение температуры воздуха с высотой приближенно описывается логарифмическим законом, т. е. ее изменения пропорциональны логарифму высоты

Выражение в квадратных скобках представляет собой логарифмический вертикальный градиент температуры ; при падении температуры по высоте он имеет отрицательный знак, а, при росте — положительный.

Таким образом, изменение температуры по высоте определяется разностью температур воды и воздуха и скоростью ветра, которые определяют наклон логарифмической кривой вертикального распределения температуры. Над сушей, где разности температур подстилающей поверхности и воздуха намного превышают разности температур вода — воздух, зависимость температуры от-высоты более сложная.

Формула (10, 26) применима для однородного по высоте изменения температуры воздуха (систематическое падение или рост). В случае же наличия особых слоев (изотермии или инверсии) она дает большие погрешности. Кроме того, изменения температуры воздуха происходят не только за счет теплообмена с подстилающей поверхностью в данном пункте, но и за счет переноса тепла из других районов (адвекция). Этого «вышеуказанная формула не учитывает.

Вертикальное распределение температуры воздуха изменяется во времени и в пространстве как в пограничном слое, так и в свободной атмосфере (за пределами пограничного слоя). В практике инженерных расчетов для свободной атмосферы принято некоторое стандартное значение вертикального градиента температур, равное 0°,6/100 м. Эту величину называют стандартным вертикальным градиентом температуры. Он близок к среднему многолетнему вертикальному градиенту температуры для всей тропосферы Земли. Для примера в табл. 67 приведены средние значения вертикальных температурных градиентов по данным экспедиционных наблюдений в северной части Атлантического океан (летние наблюдения, 94 случая) и на острове Диксон (годовая серия).

Из табл. 67 видно, что в различных районах имеются свои особенности вертикального распределения температуры воздуха. Так, в нижнем километровом слое в Атлантическом океане градиенты температуры выше стандартных, в то время как на острове Диксон они очень малы. В слое от 1 до 4 км в обоих районах градиенты одного порядка и ниже стандартных. Начиная с высот 4 и до 8 км, в обоих районах градиенты близки к стандартному, однако в Атлантическом океане они сохраняются до высоты 10 км, а на острове Диксон начинают уменьшаться с высоты 8 км. В Атлантическом океане существенное уменьшение градиентов начинается с высоты 10 км.

Высокие градиенты температуры в нижнем километровом слое над Атлантическим океаном объясняются тем, что там преобладает положительная разность температур вода — воздух, поэтому отмечается сильный поток тепла от водной поверхности к атмосфере, сопровождаемый развитием кучевой облачности. На острове Диксон летом температура воды низкая, а зимой отмечаются частые повышения температуры воздуха с высотой (инверсии), обусловленные зимним выхолаживанием побережья и зоны неподвижного льда. Сравнительно низкие градиенты температуры в слоях от 1 до 4 км объясняются тем, что на этих высотах развиваются атмосферные фронты и инверсии, связанные с адиабатическим опусканием воздушных масс в антициклонах.

Понижение градиентов, начиная с высот 8-10 км, указывает на приближение к тропопаузе, которая над островом Диксон располагается ниже, чем над Атлантическим океаном.

Естественно, что от приведенных в таблице данных от дня ко дню имеются существенные отклонения. О величинах этих отклонений можно судить по следующим цифрам. Если принять за исходные материалы наземные наблюдения за температурой воздуха и производить линейную экстраполяцию ее по формуле

то средние квадратические погрешности такой экстраполяции будут изменяться от 1°,0 в пограничном слое до 10°,0 в тропопаузе. В слоях, где средние градиенты близки к стандартным, эти погрешности меньше, чем в тропопаузе, однако и здесь они достигают - нескольких градусов. В зависимости от синоптических условий высота тропопаузы над океаном может изменяться от одного дня к другому на 4—5 км. Распределение температуры в атмосфере весьма изменчиво, особенно в слоях до 2—4 км (деятельный слой) и в тропопаузе.

Величины вертикальных градиентов температуры в нижнем слое атмосферы (до высоты 1,5—2,0 км) над сушей определяются почти исключительно условиями радиации и турбулентного обмена, поэтому они имеют суточный ход; над океанами суточный ход температуры очень мал. Годовой ход как над океанами, так и над сушей большой, однако над океанами он все же меньше, чем над материками. Иногда, особенно в жаркие летние дни, над сушей в результате сильного нагрева почвы вертикальный градиент температуры может достигать сверхадиабатических значений 1°,2/1°,5 на 100 м.

Распределение температуры воздуха по высоте и по горизонтали на больших высотах (в районе тропопаузы и нижней стратосферы,) имеет целый ряд особенностей. На рис. 84 представлено распределение температуры воздуха с высотой в северном и южном полушариях для летнего времени (вертикальный разрез по меридиану). Здесь сплошные и прерывистые тонкие линии — изотермы, а сплошные жирные линии — тропопауза. Из этого рисунка видно, что в тропосфере горизонтальный градиент температуры направлен от экватора к полюсам, в нижней стратосфере, наоборот, от полюсов к экватору. Подобная картина характерна для теплой половины года. Характерно, что тропопауза южного полушария ниже и холоднее, чем северного полушария. В целом же температура атмосферы южного полушария ниже, чем таковая северного полушария.

На рис. 85 приведен температурный разрез атмосферы по данным наблюдений в январе на меридиане 80° W. Как видно из рисунка, в зимнее время низкие температуры воздуха в нижней стратосфере наблюдаются над полярными районами и экваториальной зоной, более высокие — над умеренными зонами. В это время наименьшая высота тропопаузы располагается на широтах 50—60°.

Как высота тропопаузы, так и температура нижней стратосферы имеют хорошо выраженный годовой ход. В летнее время (точнее, в конце лета) высота тропопаузы больше, зимой (особенно в конце зимы) меньше (рис. 85, 86). Температура нижней стратосферы летом выше, зимой ниже. Кроме того, она изменяется при прохождении барических систем и обычно бывает ниже над циклонами и выше над антициклонами.

Наиболее низкая температура (-81°,2) в стратосфере Арктики была отмечена на высоте 20 км в январе, самая высокая (-21°,2) на высоте 31,5 км в июле. Разность между абсолютными значениями максимума и минимума температуры стратосферы в Арктике, таким образом, составляет 60°. Такие колебания связаны с годовым ходом количества озона На этих высотах. В более южных широтах (от 0° до 78° N) на высотах 26—28 км температура почти не имеет изменений в годовом ходе, вследствие чего изотермы в этом слое располагаются горизонтально. Выше этого слоя горизонтальные градиенты температуры направлены к полюсу, т. е. так же, как и в тропосфере.

Иногда в нижней стратосфере в широтах 50—65° N отмечаются области с более высокой температурой (теплые острова), чем в окружающих слоях.

В верхней тропосфере и тропопаузе наблюдается небольшой суточный ход температуры с амплитудой до 1°. При этом основной максимум температуры в суточном ходе приходится на послеполуденные часы (14—16 час.), а минимум — после полуночи.

В стратосфере амплитуда суточного хода с высотой растет и достигает на высотах 22—24 км значений 13—14°. Здесь основной максимум наблюдается перед полуднем, что связано с процессами поглощения и излучения лучистой энергии.