9.2. Процеси нагрівання та охолодження повітря

Тепловий режим атмосфери, під яким розуміють характер розподілу та зміни температури в атмосфері, визначається, в основному, теплообміном з навколишнім середовищем, а саме з діяльною поверхнею та космічним простором.

Раніше ми розглянули, що атмосфера, за винятком верхніх шарів, поглинає сонячну енергію дуже слабо і, таким чином, тропосфера безпосередньо сонячним промінням не значно нагрівається. Основним джерелом нагрівання нижніх шарів атмосфери є тепло, яке надходить від діяльної поверхні. У передачі тепла від земної поверхні до атмосфери відіграють роль процеси обміну теплом між діяльною поверхнею та атмосферою. Відомо, що зміна температури в будь-якому об'ємі повітря викликається не потоком тепла, тобто кількістю тепла, яке переноситься в атмосфері за одиницю часу через площу 1 м², а його притоком, який характеризується різницею потоків тепла, що надходять і відходять від даного об'єму повітря. Взагалі теплообмін в атмосфері може здійснюватись: 1) молекулярною теплопровідністю, але внаслідок того, що коефіцієнт молекулярної теплопровідності нерухомого повітря порівняно з коефіцієнтом турбулентності дуже малий, то цей вид теплообміну досить малий порівняно з іншими його видами; 2) турбулентним перемішуванням, у результаті чого виникає інтенсивне перенесення тепла з більш теплих шарів повітря в менш теплі. Інтенсивність турбулентного потоку тепла в десятки тисяч разів більша від молекулярного потоку тепла, і під впливом турбулентного теплообміну добові коливання температури повітря поширюються на весь граничний шар атмосфери заввишки до 1 - 2 км; 3) тепловою конвекцією, завдяки якій утворюється потужний висхідний потік, який супроводжується низхідним потоком у сусідніх районах, - виникає мезомасштабне перемішування досить значних об'ємів повітря, з якими й відбувається перенесення тепла (конвективне перенесення тепла при сприятливих умовах може охопити по вертикалі всю товщу тропосфери); 4) радіаційним притокам тепла, зумовленим довгохвильовим випромінюванням перегрітої діяльної поверхні, яке поглинається водяною парою, вуглекислим газом, аерозолями та іншими домішками, що в достатній кількості є в нижніх шарах атмосфери, у результаті чого ці шари повітря нагріваються. У нічні години, в період охолодження діяльної поверхні, радіаційний потік тепла буде вже направлений від верхніх шарів атмосфери вниз. Дослідження показують, що сумарний (короткохвильова радіація Сонця і довгохвильова радіація діяльної поверхні) радіаційний приток тепла в денні часи (як над земною поверхнею, так і над морем) додатний. Під його впливом відбувається нагрівання шару повітря від 50 до 1000 метрів зі швидкістю, що коливається між 0,04 і 0,3°С/год. Вночі спостерігається радіаційне вихолоджування зі швидкістю від 0,03 до 0,36°С/год. У більш тонких приземних підшарах повітря, що знаходяться поблизу земної поверхні, радіаційні потоки тепла викликають зміни температури приблизно в десятки разів більші від вказаних вище (в основному за рахунок притоку довгохвильової радіації, зумовленої великою різницею температур між земною поверхнею та повітрям поблизу неї); 5) випаровуванням вологи з діяльної поверхні, а також конденсацією (сублімацією) водяної пари на діяльній поверхні та в атмосфері. При випаровуванні вологи витрачається тепло, яке віднімається від діяльної поверхні й атмосфери - знижується температура, а при конденсації (сублімації) виділяється прихована теплота пароутворення, яка йде на нагрівання навколишнього повітря.

Із перелічених вище основних процесів обміну теплом між діяльною поверхнею й атмосферою зміна температури за часом відбувається в деякому об'ємі повітря, яке прийнято називати індивідуальним ( ). Якщо нас цікавить, як саме змінюється за часом температура повітря в даній точці простору, інакше кажучи, локальні зміни ( ) температури, то ми повинні алгебраїчне скласти величину індивідуальних змін з величиною адвективних змін, які пов'язані з перенесенням по горизонталі поля температури. Локальні зміни температури повітря можна виразити співвідношенням:

(9.1)

де: - горизонтальна адвекція температури; U і V - складові вектора швидкості вітру по координатних осях X та Y.