4.3. Стратифікація атмосфери

Атмосфера являє собою середовище, в якій постійно спостерігається перехід одних видів енергії в інші. Розділ метеорології, що розглядає загальні закономірності перетворення енергії та змісту стану атмосфери під впливом притоку тепла, має назву термодинаміка атмосфери.

У термодинаміці атмосфери найбільш широко використовуються висновки, що витікають з першого початку термодинаміки або закону збереження енергії – одного з найважливіших законів природознавства: неможливо виникнення або знешкодження енергії, можливий лише перехід одних видів енергії в інші.

Розподіл температури Т_е, що оточує частку повітря в різних шарах атмосфери, характеризується вертикальним градієнтом температури

(4.4)

(4.4)

Розподіл температури Т_е та інших метеорологічних величин по висоті прийнято називати стратифікацією атмосфери.

Виділимо в атмосфері на тому рівні, поблизу якого аналізується стан атмосфери, повітряну частку та перемістимо її уверх чи униз від початкового рівня. Зрозуміло, для того, щоб частка не вносила ніяких змін у тепловий стан оточуючого повітря, необхідно переміщувати її адіабатично (без притоку тепла). Характеристикою зміни температури частки Т_і служить в цьому випадку сухоадіабатичний градієнт _а. Порівняємо  з _а. Можливі три принципово різних випадки розподілу температури по висоті в атмосфері.

Випадок 1. Градієнт  >_а: температура в атмосфері понижується з висотою швидше, ніж на 1^оС на 100 м.

Рівновага частки у початковому пониженні нестійка, тому стратифікація атмосфери у цьому випадку має назву сухо нестійкої стратифікації.

Випадок 2. Градієнт  =_а: температура в атмосфері понижується з висотою на 1^оС на 100 м.

При цьому, на якому б рівні частка не розташовувалася, прискорення її руху завжди дорівнює нулю.

Термічний стан атмосфери в цьому випадку має назву байдужої (або рівновагової) стратифікації.

Випадок 3. Градієнт  <_а: температура в атмосфері понижується з висотою повільніше, ніж на 1^оС на 100 м.

У цьому випадку, куди б не зміщувалась частка від початкового рівня, вона завжди повертається у початкове положення після припинення дії зовнішніх сил.

Стратифікація атмосфери у цьому випадку має назву сухостійкої стратифікації.

4.4. Добовий і річний хід температури на поверхні ґрунту, водойм і повітря у земної поверхні

Існують значні відмінності в нагріванні верхніх шарів ґрунту, води і приземного шару атмосфери. В ґрунті тепло поширюється по вертикалі шляхом молекулярної теплопровідності, а в легко рухомій воді - шляхом турбулентного перемішування водних шарів, яке більш ефективне. Турбулентність зумовлена хвилюванням і течією. Але в нічні години і холодну пору року до турбулентності приєднується термічна конвекція (переміщення води за температурними умовами). Таким чином, радіація глибше проникає в воду, в порівняні з ґрунтом, і теплоємкість води більша ніж ґрунту. Тому одна і таж кількість тепла нагріває масу води до меншої температури ніж таку ж масу ґрунту.

Як результат, добові коливання температури в воді поширюються у глибину на десятки метрів, а в ґрунті – менше одного метра. Річні коливання температури в воді поширюються в глибину на сотні метрів, а в ґрунті на 10...20 метрів.

Тепло, яке надходить вдень і влітку на водну поверхню нагріває більшу товщу (шар) води, причому температура підвищується дуже повільно.

В той же час, тепло яке надходить на ґрунт, розподіляється в тонкому верхньому шарі, який сильно нагрівається.

Вночі і зимою вода втрачає тепло з поверхневого шару, але на заміну його надходить накопичене тепло з нижніх шарів. Тому температура води знижується повільно. На поверхні ґрунту температура, при віддачі тепла, швидко падає, тепло накопичене в тонкому верхньому шарі не поповнюється знизу. Як наслідок, вдень і літом температура на поверхні ґрунту вища, ніж температура на поверхні води, а вночі і зимою - нижча. Це означає, що добо­ві і річні коливання температури на поверхні ґрунту більші ніж на поверхні води.

Внаслідок вказаних відмінностей у поширені тепла, водні басейни (озера, моря, океани) в теплий період року накопичують велику кількість тепла, яке віддають у холодний період.

Ґрунт, який влітку у нічні години віддає значну частину того тепла , що отримав вдень, мало накопичує його до зими і тому вистигає скоріше.

В середніх широтах ґрунт накопичує влітку 1,5-3 ккал/см² і стільки ж віддає атмосфері взимку.

Величина ± 1,5-3 ккал /см² в рік складає річний теплооберт ґрунту.

Річний теплооберт великих водойм в 20 разів більший і становить для Балтійського моря ± 52 ккал /см² в рік, для Чорного  ± 42 ккал /см² в рік.

В зв'язку з зміною кількості сонячної радіації, яка надходить на протязі доби і року, змінюється температура ґрунту, повітря і водної поверхні.

Температура має добовий хід. Мінімальні температури поверхні ґрунту спостерігаються приблизно через 30 хвилин після сходу Сонця. До цього часу радіаційний баланс поверхні ґрунту дорівнює нулю. Нерадіаційний обмін тепла в цей час незначний. З надходженням сонячної радіації температура ґрунту поступово збільшується і досягає максимальних значень в 13...14 годин. Після цього часу температура починає падати. Радіаційний баланс залишається позитивним, але відбувається віддача тепла атмосфері, передача вглиб і втрати тепла на випаровування вологи. Температура ґрунту знижується до ранішнього мінімуму. Все це відноситься до поверхні ґрунту, тому що в глибині ґрунту діють інші закони поширення тепла (4 закони Фур'є).

Підвищення температури повітря ранком починається на 15 хвилин пізніше початку росту температури ґрунту. Максимум температури повітря спостерігається в 14...15 год. Добовий хід температури достатньо правильно проявляється при умові ясної, стійкої погоди. В окремі дні хід температури може бути неправильним, що пов'язано із хмарністю, а також адвекцією. Як результат, мінімум температури може спостерігатися вдень, а максимум - вночі. В кліматології розглядається добовий хід осереднений за багаторічний період, при якому неперіодичні зміни взаємно урівноважуються і крива зміни температури має вигляд наближений до синусоїди.

Як відмічалося раніше, тепло у воді розповсюджується переважно шляхом турбулентного перемішування і на більшу глибину, але зміна температури на поверхні води незначна. Максимум температури на водній поверхні відмічається в 15-16 годин, а мінімум - через 2...3 години після сходу Сонця.

В річному ході температури ґрунту, повітря і води виділяється максимум і мінімум. Максимальні температури ґрунту і повітря спосте­рігаються влітку (червень-липень), мінімальні - взимку (грудень-січень). Максимальні температури в морях - в серпні-вересні, а мінімальні - в лютому-березні.