2. Зміни температури повітря з висотою

Розпреділення температури в атмосфері по вертикалі покладено в основу розподілу атмосфери на п’ять основних шарів. Для метеорології найбільш цікаві закономірності розподілу температури в тропосфері, особливо в її приземному шарі.

Вертикальний градієнт температури

В вільні атмосфері та тропосфері температура повітря з висотою зменьшується.

Зміна температури повітря на 100 м висоти називається вертикальним градієнтом температури і виражається формулою:

t₁ – t₂ – різниця температур на нижньому та верхньому рівнях;

h₁ – h₂ – різниця між висотами, м;

Якщо температура в верхній точці менша за температуру в нижній точці, то температура повітря зменшується із збільшенням висоти, то ВГТ позитивний. Таке розпреділення температури в тропосфері найбільш характерно. Якщо температура в верхній точці більша за температуру в нижній точці, тобто спостерігається температурна інверсія ( збільшення температури з висотою) , то ВГТ має від’ємне значення. Якщо температури в верхній та нижній точках співпадають , то ВГТ = 0⁰С/100 м. Таке розпреділення температури, коли вона в шарі повітря не змінюється з висотою, називають ізотермією.

ВГТ залежить від багатьох факторів:

• пори року (зимою він менший, літом більший);

• частини доби ( вночі менше, вдень більше);

• розташування повітряних мас (якщо над шаром холодного повітря знаходиться маса теплого повітря, то ВГТ змінює знак на протилежний).

Особливо сильно змінюється вертикальний градієнт температури в приземному шарі атмосфери. В цьому шарі ВГТ залежить від частини доби, погоди, від характеру підстилаючої поверхні. Вдень ВГТ майже завжди позитивний, особливо влітку над сушею, але при ясні погоді він в десятки разів більший, ніж при хмарній. В ясний день температура над поверхнею грунту може на 10⁰С і більше перевищувати температуру на висоті 2 м. Внаслідок цього Вгт в цьому шарі може становити 500⁰С /100 м. Вітер зменшує ВГТ, по скільки при перемішуванні повітря його температура вирівнюється. Зменшують ВГТ хмарність та опади. При вологому грунті різко знижується ВГТ в приземному шарі атмосфери. Над оголеним грунтом ВГТ більше, ніж над поверхнею покритою рослинністю. Взимку ВГТ над сніговим покривом невеликий і нерідко від’ємний. З висотою вплив підстилаючої поверхні і погоди на ВГТ слабішає і ВГТ зменшується. Вище 500 м вплив добового ходу температур зникає і на висоті понад 1,5 км середній ВГТ становить 0,5⁰С/100 м. На висоті від 0,5 до 5-6- км ВГТ находиться в межах 0,5-0,6⁰С/100 м. На висоті 6 – 9 км ВГТ складає 0,65-0,75⁰С/100 м. А в верхніх шарах тропосфери ВГТ зменшується до 0,2-0,5⁰с/100 м.

Дані про ВГТ в різних шарах атмосфери використовують для складання прогнозів погоди, при метеорологічному обслуговувані реактивних самольотів і при виводі супутників на орбіту, а також для визначення умов викиду та розповсюдження промислових відходів в атмосфері. Від’ємний ВГТ навесні або восени вказує на можливість приморозків.

3. Розпреділення температури повітря по вертикалі в тропосфері.

Розпреділення температури в атмосфері з висотою називають стратифікацією атмосфери. Графічно стратифікація атмосфери може бути представлена кривою стратифікації.

За даними таблиці 23 можна проаналізувати розподіл температури в атмосфері.

Зниження температури повітря триває з підняттям угору до 13 км, де вона стабілізується і дорівнює – 54⁰С. Найбільш різке падіння температуру з різницею – 27⁰С спостерігається на висоті 5 – 10 м. Середнє значення ВГТ в цій зоні (тропосфері) становить 0,6⁰С/100 м.

Таблиця 23.

Розподіл температури повітря по вертикалі.

Висота, м	Температура, 0С	Висота, м	Температура, 0С
1 3 5 7	4,6 -4,9 -16,9 -30,7	9 11 13 15	-44,4 -52,8 -54,4 -54,3

Від стратифікації атмосфери залежить її стабільність, тобто можливість переміщення окремих мас повітря в вертикальному напрямку. Висхідні течії повітря виникають при тепловій конвекції, при русі повітря по гірському схилу, в областях пониженого тиску. Низхідні течії повітря виникають при опусканні повітряних мас з гір, в областях підвищеного тиску. Такі переміщення великих мас повітря проходять майже без обміну теплом з оточуючим середовищем, тобто адіабатично. При цьому змінюється температура та тиск повітряної маси, яка пересувається. Якщо маса повітря рухається вверх, то вона переходить в шари з меншим тиском і розширюється, в результаті чого температура знижується. При опусканні повітря проходить зворотній процес.

Зниження на 1⁰С температури повітряної маси, ненасиченої водяною парою, при підніманні вгору на кожні 100 м називається сухоадіабатичним температурним градієнтом. При переміщенні вгору насиченого водяною парою повітря падіння температури на кожні 100 м по вертикалі в середньому становить 0,5-0,6⁰С. Це вологодіабатичний температурний градієнт. Він має менше середнє значення, ніж сухоадіабатичний градієнт, оскільки з насиченого повітря конденсується частина водяної пари, вивільнюється прихована теплота, яка протидіє падінню температури.

Рух повітря у вертикальному напрямку залежить від вертикального температурного градієнта.

При ВГТ = 1,0⁰С/100 м настає байдужа рівновага. Температура мас, які піднімаються і температура навколишнього повітря – однакові. Тобто повітря практично ні піднімається, ні опускається.

При ВГТ 1,0⁰С/100 м (вологоадіабатичний процес) виникає стійкий стан атмосфери: маса повітря, яка піднімалася, більш холодна та щільна, чим оточуюче середовище, тому вона знову буде спрямовуватись униз.

При ВГТ1,0⁰С/100 м (сухоадіабатичний процес) виникає нестійкій стан атмосфери: маса повітря, яка піднімається, охолоджується кожні 100 м тільки на 1,0⁰С, на всіх висотах буде тепліше навколишнього середовища і тому вертикальний рух буде продовжуватись.

Нестійкій стан виникає при сильному нагріванні підстилаючої поверхні. Зазвичай в жарку літню погоду нестійкій стан охоплює приземний шар атмосфери, а потім в результаті переносу тепла вверх за рахунок турбулентності та конвекції ВГТ збільшується і в більш високих шарах. це Сприяє подальшому розвитку конвекції, яка розповсюджується до висоти, на які температура висхідної течії стає рівною температурі навколишнього середовища. При великі нестійкості атмосфери виникають купчасто-дощовіхмари, з яких випадають небезпечні для народного господарства зливи та град. Таким чином ВГТ є показником стану атмосфери.

3. Розпреділення температуру повітря з висотою в приземному шарі атмосфери

Для народного господарства важливе значення має температурний режим нижньої частини приземного шару атмосфери, приблизно до 2 м, в цьому шарі розташовано більшість сільськогосподарських об’єктів. В цьому шарі вертикальні градієнти всіх метеорологічних величин великі порівняно з іншими шарами. ВГТ в приземному шарі також в багато разів перевищує ВГТ в остальні тропосфері. Вдень температура повітря в приземному шарі дуже швидко зменшується з висотою, що створює нестійкій стан. В ясні тихі дні, коли турбулентне перемішування повітря послабшає, різниця температур біля поверхні грунту і на висоті 2 м , може становити 10⁰С. В ясні тихі ночі температура повітря до певної висоти збільшується (інверсія) і ВГТ стає від’ємним.

Існує два типа розпреділення температури в приземному шарі атмосфери. Тип, при якому температура грунту найбільша, а від поверхні знижується вниз і вверх, називають інсоляційним. Зворотне розпреділення тепла називають радіаційним типом або типом випромінювання. Інсоляційний тип спостерігається вдень, коли поверхня нагрівається прямою сонячною радіацією, а радіаційний тип спостерігається зазвичай вночі, коли поверхня охолоджується в результаті ефективного випромінювання і від неї охолоджуються прилеглі маси повітря.

4. Інверсії температури повітря.

Інверсії в приземному шарі атмосфери в залежності від умов іх утворення поділяють на радіаційні та адвективні.

Радіаційні інверсії виникають при радіаційному вихолоджені земної поверхні. Такі інверсії в теплий період року виникають вночі, а зимою спостерігаються і вдень. Тому радіаційні інверсії поділяють на нічні (літні) та зимові.

Нічні інверсії утворюються при ясні безвітряні погоді після переходу радіаційного балансу через О, за час-півтора до заходу Сонця. На протязі ночі вони посилюються і перед сходом Сонця досягають найбільшої позначки. Після сходу Сонця діяльна поверхня і повітря нагріваються , що руйнує інверсію. Висота шару інверсії зазвичай становить 10-15 м, але при певних умовах (замкнута долина) може сягати і 200 м та більше. Цьому сприяє стік охолодженого повітря із схилів в долину. Хмарність послаблює таку інверсію, а вітер повністю руйнує. В лісі інверсії спостерігаються і вдень.

Нічні радіаційні інверсії весною та восени, а місцями і літом можуть виникати при знижені температури самого нижнього шару повітря до від’ємних температур (приморозок), що викликає пошкодження багатьох культурних рослин.

Зимові інверсії в ясну тиху погоду в умовах короткого дня, коли охолодження діяльної поверхні збільшується з кожним днем, можуть зберігатися на протязі декількох тижнів. Висота шару інверсії сягає декілька сот метрів (в Якутії сягають до 2-3 км).

Радіаційні інверсії, розвиток яких пов’язаний з рельєфом місцевості називають орографічними.

Адвективні інверсії утворюються при адвекції (насуванні) теплого повітря на холодну підстилаючу поверхню, яка охолоджує прилеглі до неї шари маси повітря, яка насувається. До цих інверсії відносять снігові інверсії. Вони виникають при адвекції повітря температура якого вище 0⁰С, на поверхню, вкриту снігом. Зниження температури в найнижчому шарі пов’язана з затратами тепла на танення снігу.

5. Добовий та річний хід температури повітря.

Добовий хід температури повітря має типовий характер. Як показали багаторічні спостереження, мінімальне значення температури повітря припадає на схід сонця, а це в середніх широтах 4-5 година. Підвищуючись, температура повітря досягає свого максимуму опівдні – 14-15 годині. Деякі відхилення від нормального добового ходу температури повітря бувають за неординарних погодних умов.

Важливим показником ходу температури є амплітуда коливань температури повітря.

Фактори від, яких залежить амплітуда добових коливань:

∆ географічна широта ( тропіки – амплітуда найбільша – 50⁰С, полярні широти – найменша – 1-2 ⁰С );

∆ пора року ( влітку до 10 ⁰С, а взимку – 2 ⁰С);

∆ стан підстилаючої поверхні (над об’ємними водними поверхнями – не більше 2 ⁰С, а в глибині континентів – 30-35 ⁰С;

∆ рельєф місцевості (на схилах пагорбів амплітуда менша тому, що весь час відбувається обмін повітрям, у низинах та долинах вночі із схилів надходить холодне повітря, вони мало рухомі і сильніше прогріваються, тому в місцевостях з низинним рельєфом коливання температур більші);

∆ рослинність зменшує амплітуду температур – вдень затримують сонячне випромінювання, а вночі – виділення тепла земною поверхнею;

∆ хмарність (затримка теплової енергії підстилаючої поверхні вночі та сонячної радіації вдень) зменшує амплітуду добового ходу температур;

∆ вітер сприяє більш інтенсивному обміну повітряних мас, які мають різні температурні характеристики, що призводить до зростання амплітуди.

Амплітуда річного ходу температур вираховується як різниця середньомісячних температур самого теплого та холодного місяців.

Фактори, які впливають на амплітуду річного ходу температур:

∆ географічна широта ( в низьких широтах – 1-2 ⁰С, в помірних – 15-30 ⁰С);

∆ відстань до моря, чим ближче до моря тим більша амплітуда (амплітуда на широті 50⁰ – Ірландське море – 9 ⁰С, Прага – 18 ⁰С, Харків – 27 ⁰С);

∆ рельєф підстилаючої поверхні ( чим складніший рельєф, тим більша амплітуда);

∆ рослинність;

∆ погодні умови (хмарність – зменшує, вітер – збільшує).

Максимальна річна амплітуда температури повітря відмічена в полярних зонах, де вона складає 70 ⁰С. Мінімальна амплітуда відмічається в екваторіальній зоні – 3 – 4 ⁰С.

Над океаном річна амплітуда менша, чим над континентами. По мірі віддалення від океанів річна амплітуда збільшується, а середня температура повітря зменшується (табл. 24).

Таблиця 24.

Температура повітря як характеристика континентального клімату, ⁰С.

Метеостанція	Довгота, 0	Середньоміс. температура повітря, 0С		Середня річна температура, 0С	Річна амплітуда, 0С
		01	06
Валеншія (Ірландія)	10 зах.	+7	+15	+10	8
Гютерсло (Німечинна)	8 сх.	+1	+17	+9	16
Варшава	21 сх.	-5	+18	+7	23
Курск	36 сх.	-10	+19	+5	29
Оренбург	55 сх.	-15	+22	+3	37
Нерчинск	116 сх.	-30	+23	-3	53

Поблизу Атлантики на метеостанції Валеншія середня температура повітря в січня становила +7 ⁰С, в червні +15 ⁰С, а річна амплітуда коливання температури повітря становила 8 ⁰С. З віддаленням від Атлантики на схід середня температура в січні знижується, а в червні збільшується. Збільшується також річна амплітуда температури повітря.

На морському узбережжі в північній півкулі самий теплий місяць – серпень, а холодний – лютий.

В Україні помітний вплив Атлантики. Річна амплітуда температури повітря на території України складає: Тернопіль – 23,8 ⁰С, Ізюм – 28,2 ⁰С, Деркула (Луганщина) – 29,7 ⁰С.

З висотою в атмосфері амплітуда температури повітря зменшується в середніх широтах до висоти 3 км, збільшується, досягая максимуму на висоті 6 – 8 км, а потім знову зменшується.

По значенню амплітуди та часу настання екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температур:

Екваторіальний тип – характеризується двома максимумами – після весняного та осіннього рівнодення (Сонце у полудень стоїть у зеніті) та двома мінімумами – після літнього та зимового сонцестояння. Мала амплітуда: над континентами – 5-10 ⁰С, а над океаном біля 1 ⁰С.

Тропічний тип – один максимум – після літнього сонцестояння, один мінімум – після зимового сонцестояння. Амплітуда збільшується з віддаленням від екватору.

Тип помірних широт – максимум – літом, мінімум – взимку. Екстремуми спостерігаються над материками в ті самі строки, що і при тропічнім типі, а над океанами на місяць пізніше. Амплітуда зростає: над материками – 50 ⁰С, а над океанами 20⁰С.

Полярний тип – аналогічний попередньому, але відрізняється подальшим зростанням амплітуди.