- •Міністерство освіти і науки України
- •Передмова
- •Предмет метеорології та кліматології
- •1.2 Державна гідрометеорологічна служба
- •1.3 Значення метеорології та кліматології для народного господарства
- •1.4 Коротка історія розвитку метеорології та кліматології.
- •2. Атмосфера Землі
- •2.1. Хімічний склад сухого повітря нижніх шарів атмосфери
- •2.2. Склад повітря у високих шарах атмосфери
- •2.3. Густина повітря
- •2.4. Вертикальна будова атмосфери
- •2.5. Методи дослідження атмосфери
- •3. Сонячна, земна та атмосфера радіація
- •3.1. Випромінювання Сонця
- •3.2. Основні закони випромінювання
- •3.3. Спектральний склад сонячної та земної радіації
- •3.4. Сонячна стала
- •3.5. Пряма сонячна радіація
- •3.6. Послаблення сонячної радіації в атмосфері
- •3.7. Сумарна сонячна радіація
- •3.8. Засвоєння сонячної радіації земною поверхнею
- •3.9. Випромінювання земної поверхні та атмосфери
- •3.10. Радіаційний баланс земної поверхні
- •4. Тепловий режим земної поверхні та атмосфери
- •4.1. Тепловий баланс земної поверхні
- •4.2. Нагрівання й охолодження ґрунту
- •4.3. Добовий та річний хід температури поверхні ґрунту
- •4.4 Розповсюдження тепла у глибину ґрунту
- •4.5. Промерзання ґрунту. Вічна мерзлота
- •4.6. Особливості нагрівання і охолодження водойм
- •4.7. Шляхи теплообміну земної поверхні з атмосферою
- •4.8. Добовий хід температури повітря
- •4.9. Неперіодичні зміни температури повітря
- •4.10. Приморозки
- •4.11. Річні зміни температури повітря
- •4.12. Вертикальний розподіл температури повітря
- •4.13. Географічний розподіл температури повітря поблизу земної поверхні
- •4.13.1. Мінливість середніх місячних температур повітря
- •4.13.2. Приведення температури повітря до рівня моря
- •4.13.3.Географічний розподіл середньої річної температури повітря
- •4.13.4. Розподіл середньої місячної температури повітря в січні
- •4.13.5. Географічний розподіл місячної температури повітря в липні
- •4.13.6. Екстремальні температури
- •4.14. Температурні інверсії
- •4.14.1. Приземні інверсії
- •4.14.2. Висотні інверсії
- •4.15. Адіабатичні процеси в атмосфері
- •4.15.1. Сухоадіабатичні зміни температури повітря
- •4.15.2. Вологоадіабатичні зміни температури повітря
- •4.16. Стратифікація атмосфери та вертикальна рівновага сухого повітря
- •4.17. Стратифікація атмосфери та вертикальна рівновага насиченого повітря
- •4.18. Добовий хід стратифікації атмосфери та конвекції
- •4.19. Тепловий баланс системи Земля – атмосфера
- •Питання для самоперевірки
- •5. Вода в атмосфері
- •5.1. Випаровування води
- •5.1.1. Тиск насиченої водяної пари
- •5.1.2. Швидкість випаровування води
- •5.2. Географічний розподіл випаровування та випаровуваності
- •5.3. Характеристики вологості повітря
- •5.4. Добовий та річний хід тиску водяної пари
- •5.5. Добовий та річний хід відносної вологості повітря
- •5.6. Географічний розподіл вологості повітря
- •5.7. Конденсація та сублімація водяної пари в атмосфері
- •5.8. Міжнародна класифікація хмар
- •5.9. Мікроструктура та водність хмар
- •5.10. Світлові явища у хмарах
- •5.11. Добовий та річний хід хмарності
- •5.12. Тривалість сонячного сяйва
- •5.13. Серпанок, туман, імла
- •5.13.1. Умови утворення туманів
- •5.13.2. Географічний розподіл туманів
- •5.14. Наземні гідрометеори
- •5.15. Ожеледь. Ожеледиця. Зледеніння літаків
- •5.16. Умови утворення атмосферних опадів
- •5.17. Класифікація атмосферних опадів
- •5.18. Електризація хмар та опадів
- •5.19. Гроза
- •5.19.1. Куляста блискавка
- •5.19.2. Вогні святого Ельма
- •5.20. Активний вплив людини на атмосферні процеси
- •5.21. Режим атмосферних опадів
- •5.21.1. Добовий хід атмосферних опадів
- •5.21.2. Річний хід атмосферних опадів
- •5.21.3. Тривалість та інтенсивність опадів
- •5.22. Географічний розподіл атмосферних опадів
- •5.23. Показники зволоження території
- •5.23.1. Коефіцієнти зволоження території
- •5.23.2. Мінливість умов зволоження території. Посушливі явища
- •5.24. Водний баланс земної кулі
- •5.24.1. Обіг вологи в атмосфері
- •5.25. Сніговий покрив
4.12. Вертикальний розподіл температури повітря
Розподіл температури у різних шарах атмосфери називають термічною стратифікацією атмосфери. Вона постійно змінюється. Розподіл температури повітря на різних висотах можна зобразити за допомогою графіка – кривої стратифікації. Уяву про цей розподіл температури повітря дає і вертикальний градієнт температури. Вертикальним градієнтом температури повітря називається її зміни на кожні 100 м висоти.
γ = - ∆t /∆£∙100 м
Зміна температури повітря ∆t визначається як різниця температури повітря між верхнім і нижнім рівнями
∆t = tв – tн,
γ = - tв – tн / £в − £н ∙100 м,
де £в і £н – висота, м γ=0С ⁄100м
Знак мінус перед дробом показує, що з підняттям угору в середньому температура повітря знижується і в цьому випадку матимемо позитивне значення градієнта (γ>00). Однак бувають випадки, коли в окремому шарі атмосфери, як правило відносно незначної товщини, температура повітря з висотою не змінюється, тобто вертикальний температурний градієнт дорівнює нулю (γ=00). Такий випадок розподілу температури називають ізотермією, а сам шар ізотермічним. Досить часто в окремому шарі атмосфери температура повітря з висотою підвищується, тобто вертикальний градієнт температури має знак мінус(γ<00). Такий розподіл температури називають інверсією, а шар інверсійним (мал. 4.9, а,г.).
Середній вертикальний градієнт температури повітря в тропосфері становить 0,65 0С⁄100м.. В нижньому 4-х кілометровому шарі він ближче до 0,5 0С⁄100м, в полярних областях і взимку в помірних широтах він зменшується до 0,1-0,40С⁄100м. У нижніх сотнях метрів атмосфери він наближається до 10С⁄100м, а в тонкому приземному шарі повітря над перегрітим ґрунтом вдень він може в десятки, сотні і навіть тисячі разів перевищувати своє середнє значення.
Використавши рівняння для визначення вертикального градієнта температури повітря можна визначити температуру на будь-якому рівні £, якщо відомий вертикальний градієнт температури і температура повітря на іншому рівні. Так, коли відома температура на вищому рівні, то на нижньому одержимо її за виразом
tн = tв+γ ∙∆£ / 100 або tн=tв+0,01γ∆£
Коли ж відома температура на нижньому рівні, то
tв=tн-γ ∙∆£ / 100 або tв=tн-0,01γ∆£
Перший вираз (tн)використовується для приведення температури повітря до рівня моря, якщо метеорологічна станція розташована вище рівня моря.
Унаслідок того, що тропопауза у тропіках розташована на висоті 16-18км, а на кожні 100м температура знижується на 0,650С, то на рівні тропопаузи і над нею температура повітря дуже низька протягом усього року – 70-800С. У помірних широтах температура тропопаузи і нижньої стратосфери становить близько -550С з невеликою амплітудою річної зміни. У полярних широтах температура тропопаузи влітку ще вища, особливо в Арктиці(-450С). У нижній стратосфері вона підвищується навіть до -350С. Тобто влітку полярна тропопауза і нижня стратосфера тепліша за тропічну. Але взимку тропопауза над Арктикою має температуру близько -600С і над Антарктидою близько -700С. У нижній стратосфері температура повітря ще нижча – до -700С в Арктиці і до -800С в Антарктиді. Отже взимку полярна стратосфера така ж холодна, як і тропічна. У тропіках стратосфера холодна протягом року, у полярних районах – тільки взимку.
Раніше ми вже згадували, що в нижній частині стратосфери температура середньому з висотою не змінюється, тобто по відношенню до тропосфери це ізотермічний шар. Але для стратосфери це нормальний розподіл температури повітря з висотою.