16. Термічний режим тропосфери і стратосфери

Інверсії температури у вільній атмосфері. До них відносяться ті, що знаходяться у тропосфері вище граничного шару. Вони розподіляються за умовами утворення на:

 інверсії тертя, що виникають на верхній межі граничного шару вдень, коли спостерігається перехід у граничному шарі від стійкої температурної стратифікації до байдужої за рахунок денного розвинення турбулентного перемішування у граничному шарі;

 фронтальні інверсії, що спостерігаються на теплих фронтальних поверхнях;

 динамічні інверсії (турбулентні інверсії) виникають у зоні висотних течій, де спостерігаються великі швидкості вітру. Повітря знизу і зверху втягується у течію, при цьому повітря, яке опускається  нагрівається за рахунок стиснення, а те, що піднімається  вихолоджується за рахунок розширення. Створюються умови для утворення інверсійного розподілу температури;

 антициклональні інверсії стиснення виникають у центральних частинах антициклонів, де спостерігаються низхідні рухи і підвищення температури за рахунок стиснення. Інверсії стиснення виникають тоді, коли зверху опускається потенціально більш тепле повітря.

Просторові зміни температури тропосфери і стратосфери. Зведення про особливості розподілу температури в атмосфері отримані за допомогою радіозондів і ракет. Розглянемо особливості просторової зміни зональної температури. Зональна температура  це середня температура, розрахована для круга широти, тобто вона не залежить від довготи, а є функцією широти і висоти над рівнем моря.

Тропосфера.

Зима. Термічний екватор  зона найвищих температур, яка у середньому, співпадає з географічним екватором. У тропосфері спостерігається загальне зменшення температури від екватора до 70 ⁰, яке складає 35-50 ⁰С у ніжній тропосфері і 25-30 ⁰С у верхній тропосфері (приблизно у кожній півкулі). Біля рівня моря різниця температур екватор-полюс складає у січні 60 ⁰С.

Літо. У північній півкулі більша частина поверхні зайнята суходолом, вона швидко нагрівається і має високі температури. Контраст температури між екватором і полярною областю зменшується порівняно із зимою незначно: до 26 ⁰С у нижній і до 20 ⁰С у верхній тропосфері. Термічний екватор зміщається на широту 20 ⁰ північ. ш..

У південній півкулі де океан займають 93-100 % поверхні, нагрівається значно менше, бо вода проводить тепло у глибину.

У зональному полі температури існують дві зони великих значень горизонтального градієнта температури: перша між 30 і 50 ⁰ пн.ш. Середній горизонтальний градієнт зональної температури біля землі досягає 1 ⁰С/100 км і 0,65-0,70 ⁰С/100 км на більш високих рівнях тропосфери. Друга зона знаходиться у полярних широтах 65-75 ⁰ півд.ш. у нижній тропосфері.

Вертикальний розподіл температури. Основна особливість вертикального розподілу температури в тропосфері  зниження температури з висотою на всіх широтах. Середній вертикальний градієнт температури складає 0,65 ⁰С/100 м.

У граничному шарі їх середні рокові величини у зоні, де  > 30⁰ півн.ш, на протязі всього року менші за 0,65 ⁰С/100 м. В помірних широтах вони змінюються від 0,05-0,10 взимку до 0,45 ⁰С/100 м влітку. За полярним колом температура з висотою в тропосфері зростає  спостерігається інверсійний розподіл.

В середній і верхній тропосфері вертикальний градієнт змінюється від зими до літа: в середній тропосфері від 0,40 до 0,55 ⁰С/100 м, а в верхній від 0,60 до 0,70 ⁰С/100 м.

Січень

Липень

Рис.5− Вертикально-меридіональний розподіл зональної температури, К

Висота тропопаузи залежить від висоти і сезону року. Сама висока  16 км і сама холодна тропопауза (-75 ⁰С) спостерігається в екваторіальній області. В помірних широтах ця висота складає 9-10 км взимку і 11-12 км влітку, середня температура її -55 ⁰С. Сама нижча тропопауза 8-9 км спостерігається на полюсі. У субтропічних широтах (30-40 ⁰) існує розрив тропопаузи. Іноді існує подвійна тропопауза

Рис. − Розподіл середньомісячної температури повітря на рівні моря в січні

Рис. − Розподіл середньомісячної температури повітря на рівні моря в липні

Нижня стратосфера.

Літо. В широтній зоні 40 ⁰ півн. ш і 40 ⁰ півд. ш. в усі сезони року існує область холоду, яка формується під впливом вертикального турбулентного і конвективного теплообміну. Влітку у високих широтах нижня стратосфера тепліша, бо обмін слабкіший, ніж над екватором, тобто горизонтальний градієнт зональної температури спрямовано від полюса до екватора, протилежно нарямку його у тропосфері.

Зима. Взимку горизонтальний градієнт, як і влітку, спрямовано від екватора до полюсів. Взимку у високі широти сонячна радіація не поступає, під впливом випромінювання формуються області холоду з центрами на висотах 25-30 км, де температура в арктичній області знижується до -73 ⁰с, а в антарктичній до -85 ⁰С. Самі високі температури спостерігаються у зоні між 40-60⁰ широті. Від цієї області тепла горизонтальний градієнт направлено у бік полюса і у бік екватора.

У вертикальному розподілі температури у теплий сезон переважає інверсійний розподіл ( <0), який найбільш суттєвий біля екватора.

Періодичні коливання температури атмосфери обумовлені астрономічними факторами: добовим обертанням Землі навколо своєї вісі і річним обертанням Землі навкруги Сонця.

У тропосфері і стратосфері існують річні коливання, які характеризуються великими амплітудами. У північній півкулі найвищі температури спостерігаються у липні, мінімальні у січні або лютому. Над екватором максимум спостерігається у квітні, а мінімум у серпні.

Річна амплітуда коливань зональної температури у помірних та високих широтах у тропосфері складає 20-30⁰, а у стратосфері 12-14 ⁰С. На широтах більших за 50⁰ річна амплітуда швидко убуває і на екваторі складає 2 ⁰С.

Горизонтальний градієнт зональної температури дуже змінюється у широтній зоні 10-50⁰ півн. ш. На широтах > 50⁰ на протязі року горизонтальний градієнт зональної температури остається постійним.

У тропосфері і стратосфері максимум і мінімум запізнюються на висоті 10 км на один місяць. У стратосфері горизонтальний градієнт змінюється у широтній зоні > 50⁰: влітку його спрямовано від полюса до помірних широт, а взимку від помірних широт до полюса. Амплітуда річного хода коливань температури у південній півкулі у середньому менша ніж у північній півкулі на усіх широтах, що пояснюється розподілом суходолу та океану на земній кулі. Внаслідок різниці у теплофізичних особливостях води і суходолу річні коливання температури проникають в океані на 200 м, а на суходоліі на 20 м. Діяльний шар океану складає 10 м, а ґрунту – не більше ніж 1-2 см.

У північній півкулі різниця температур суходол-океан на усіх широтах і взимку і влітку більша, ніж у південній півкулі. Максимальний контраст спостерігається у широтній зоні 35-65 ⁰ і у північній півкулі він у 3-5 разів більший. У стратосфері річні коливання температури обумовлені безпосереднім поглинанням сонячної радіації. Неперіодичні коливання температури спричиняються горизонтальним переносом повітря (адвекцією), вертикальними рухами великих масштабів, переміщенням атмосферних вихорів  циклонів та антициклонів.