4.9. Вертикальна стратифікація температури повітря

Температура повітря змінюється у горизонтальному і вертикальному напрямках.

Розподіл температури повітря з висотою. Характерною рисою вертикального розподілу температури в тропосфері є зниження температури з висотою, що описується вертикальним температурним градієнтом (), який характеризує величину зміни температури на 100 м висоти. Середній вертикальний градієнт температури тут становить 0,65°C/100 м. При цьому в нижньому 4-кілометровому шарі атмосфери він ближче до 0,5°C/100 м, а в полярних областях і взимку в помірних широтах навіть зменшується до 0,1…0,4°C/100 м. У верхніх шарах тропосфери градієнт збільшується до 0,7…0,8°C/100 м. У дуже тонкому прилеглому до земної поверхні шарі повітря в денні години доби він може в десятки і навіть тисячі разів перевищувати своє середнє значення.

За умови, що відомий вертикальний градієнт температури і температура повітря на одному з рівнів (верхньому або нижньому), нескладно визначити температуру повітря на будь-якому рівні :

або ,	(4.16)
або .	(4.17)

Подібні рівняння використовують, коли приводять температуру повітря до рівня моря.

Розподіл температури повітря з висотою називають вертикальною стратифікацією температури. Розподіл температури з висотою можна показати за допомогою графіка, якщо на осі ординат відкладається висота, а на осі абсцис – відповідна висоті температура повітря. Ламана лінія або крива, що характеризує дійсний розподіл температури повітря з висотою, називається кривою стратифікації.

Фактори, що визначають вертикальну стратифікацію температури повітря. Для пояснення особливостей розподілу фактичної температури повітря з висотою доцільно розглянути теоретичний розподіл температури з висотою за умов променистої рівноваги. За таких умов радіаційне надходження тепла до атмосфери і витрата його шляхом випромінювання мають бути однаковими. Якби на кожному рівні в атмосфері встановилася температура променистої рівноваги, то в нижньому кілометровому шарі атмосфери вертикальний градієнт температури становив би в середньому 2°C/100 м, на висоті 2–3 км – 1°C/100 м, а у верхній частині тропосфери зменшився б до декількох десятих часток градуса на 100 м. Падіння температури повітря з висотою при встановленні променистої рівноваги зумовлено швидким зниженням вмісту водяної пари з висотою, яка переважно й поглинає та випромінює радіацію в тропосфері.

Однак фактичне зниження температури повітря з висотою в нижній половині тропосфери значно менше, а у верхній – більше її розрахункових значень (рис. 4.6).

Отже, існуючий вертикальний розподіл температури повітря в тропосфері визначається не тільки радіаційними умовами. Аналіз відмінностей теоретичного і фактичного розподілів температури повітря з висотою дозволяє встановити можливу причину таких відмінностей – це перемішування повітря по вертикалі, яке відбувається внаслідок атмосферної турбулентності. Остання включає в себе і термічну конвекцію, що зумовлена додатними значеннями сили плавучості.

Рис. 4.6. Розподіл середньої температури повітря з висотою:

1 – фактичний; 2 – в припущенні променистої рівноваги

Вертикальна стратифікація температури повітря в тропосфері визначається не тільки теплообміном з підстильною поверхнею, але й змінами атмосферного тиску з висотою відповідно до адіабатичного процесу, який виражає зв'язок між тиском і температурою газу за відсутності теплообміну із зовнішнім середовищем.

Адіабатичні процеси в атмосфері. Адіабатичними процесами в газах, а отже, і в повітрі називають зміни температури і тиску газу без обміну теплом з навколишнім середовищем. Процеси, близькі до адіабатичних, в атмосфері відбуваються постійно. Наприклад, якщо деякий об'єм повітря рухається вгору, то він потрапляє в шари з меншим тиском і тому розширюється. На роботу розширення витрачається внутрішня енергія, тому температура об'єму повітря, що підіймається, зменшується. При опусканні повітря атмосферний тиск збільшується, повітря стискається, робота зовнішніх сил переходить до внутрішньої його енергії, і температура об'єму повітря, що опускається, підвищується.

Потрібно розуміти, що в реальній атмосфері жодна маса повітря не є ізольованою від теплового впливу навколишнього середовища. Однак при суттєвих значеннях вертикальних швидкостей переміщення окремих об'ємів (або шарів) повітря, коли теплообміном з навколишнім повітрям та радіаційними процесами, що відбуваються в середині нього можна знехтувати, такий процес з достатнім наближенням можна вважати адіабатичним.

За ступенем насичення об'єму повітря вологою, розрізняють сухоадіабатичний та вологоадіабатичний процеси.

Зміни температури і тиску при сухоадіабатичній зміні стану в сухому повітрі виражаються рівнянням Пуассона:

,

(4.18)

де і  – початкові температура і тиск; і  – температура і тиск після адіабатичної зміни стану повітря. Рівняння Пуассона у зміненій формі можне пов’язувати між собою й інші параметри стану повітря, наприклад тиск та об’єм.

Зміна температури сухого або ненасиченого водяною парою повітря при його адіабатичному вертикальному переміщенні на 100 м називається сухоадіабатичним вертикальним градієнтом температури (). Він становить 0,98°C/100 м. Оскільки , то сухе, ненасичене водяною парою повітря при адіабатичному підніманні на кожні 100 м висоти охолоджується на 1°C, а при адіабатичному опусканні на 100 м – нагрівається на 1°C. Звідси можна обчислити температуру порції повітря, що піднімається на певну висоту, якщо відомою є її початкова температура :

,

(4.19)

де  – висота в метрах.

Зміну температури повітря, що адіабатично піднімається або опускається, сухого або ненасиченою парою, можна представити графічно. Для цього потрібно на осі ординат відкласти висоту, а на осі абсцис – температуру. Отримані точки лежатимуть на прямій, яка називається сухою адіабатою. Якщо вибрати на осях координат однаковий масштаб для 1°C і для 100 м, то суха адіабата буде нахилена до осі абсцис під кутом 45°. Також кажуть, що рівняння (4.18) є також рівнянням сухої адіабати в координатах .

Термодинамічні процеси у вологому насиченому повітрі істотно відрізняються від процесів у сухому і вологому ненасиченому повітрі. Доти, доки вологе повітря не насичене, його стан змінюється за сухоадіабатичним законом. Температура порції повітря при підніманні вгору зменшується (практично на 1°C/100 м), але вміст пари не змінюється, оскільки конденсація водяної пари не відбувається. Однак при цьому зростає відносна вологість повітря, яке на певній висоті досягає стану насичення. Рівень, на якому вологе ненасичене повітря досягає стану насичення, називається рівнем конденсації.

Якщо порція вологого насиченого повітря продовжує підніматися вище рівня конденсації, то внаслідок подальшого зниження температури розпочнеться конденсація водяної пари. При цьому виділяється певна кількість тепла, яке було затрачене на утворення пари.

При опусканні повітря разом із продуктами конденсації, що виникли у ньому, відбувається адіабатичне підвищення температури та випаровування продуктів конденсації, яке супроводжується затратою тепла. Вертикальний вологоадіабатичний градієнт температури завжди менший сухоадіабатичного градієнта (). Пересічно він становить 0,6°C/100 м. Величина вертикального вологоадіабатичного градієнта температури залежить від температури повітря, що піднімається, а також від атмосферного тиску (табл. 4.4).

З табл. 4.4 видно, що зменшення температури повітря впливає на вологоадіабатичний градієнт сильніше, ніж зниження атмосферного тиску.

З підніманням вгору насиченого водяною парою повітря кількість тепла конденсації, що виділяється, зменшується і вологоадіабатичний градієнт збільшується, наближаючись до сухоадіабатичного, тобто до 1°C/100 м. Отже, від землі до рівня конденсації температура змінюється по прямій лінії (суха адіабата), вище за рівень конденсації – по кривій, зі зростаючим градієнтом температури з висотою (волога адіабата).

Таблиця 4.4

Вологоадіабатичний градієнт за різних температур повітря і атмосферного тиску

Атмосферний тиск, гПа	Температура повітря, °C
	-20	-10	0	10	20
1000	0,87	0,77	0,65	0,53	0,44
900	0,86	0,75	0,64	0,52	0,42
800	0,85	0,73	0,62	0,50	0,40
700	0,83	0,72	0,59	0,47	0,38
500	0,77	0,64	0,52	0,41	0,33

Якщо у повітрі є продукти конденсації, які утворилися під час піднімання, то при опусканні і нагріванні повітря вони будуть поступово випаровуватися. За таких умов внутрішня енергія повітря, яке опускається, витрачається на випаровування крапель і кристалів, тобто частина тепла повітря переходить у приховане тепло пароутворення. Температура підвищується повільніше, ніж при сухоадіабатичному опусканні. Повітря буде насиченим, поки всі продукти конденсації не перейдуть у газоподібний стан. Ненасичене водяною парою повітря при опусканні нагрівається спочатку за сухоадіабатичним градієнтом. Потім воно стає насиченим і далі нагрівається за вологоадіабатичним градієнтом. Отже, кінцева температура виявляється вищою, ніж початкова. Цей процес називають псевдоадіабатичним.

Потенційна температура. При адіабатичній зміні стану, наприклад при вертикальному переміщенні повітря, його температура помітно змінюється. Наприклад, якщо сухе повітря з температурою 20°C адіабатично підніметься від підніжжя гори на висоту 500 м, то його температура знизиться на 5°C. Зрозуміло, що до такого охолодження повітря призвело виконання ним роботи розширення. Якщо ж повітря знову опуститься до підніжжя гори, то його температура збільшиться на ті ж 5°C, повернувшись до попереднього рівня. Отже, звичайна температура характеризує тільки суто "тепловий" стан повітря, тобто його внутрішню енергію, пов'язану з тепловим рухом молекул. Водночас вона не характеризує енергію повітря, зумовлену тиском, під яким воно перебуває. Тобто така температура не характеризує енергію, яку окремий об'єм повітря може втрачати, виконуючи роботу розширення, або ж отримувати внаслідок роботи зовнішніх сил з його стискування за відсутності теплообміну його з навколишнім середовищем.

З метою порівняння повної енергії порцій повітря, що перебувають на різних рівнях, запроваджено поняття потенційної температури. Потенційною температурою називається температура, яку прийме повітря, якщо його сухоадіабатично привести до тиску 1 000 гПа. Потенційну температуру звичайно позначають . Для її обчислення можна скористатися формулою Пуассона, поклавши =1 000 гПа, :

.

(4.20)

Наближене значення потенційної температури повітря на будь-якій висоті можна визначити в інший спосіб. Для цього приймається, що тиск на рівні моря дорівнює 1 000 гПа. Далі, залежно від рівня, на якому розташована порція повітря (вище чи нижче рівня моря), її температуру приводять до рівня моря, вважаючи, що при опусканні порції повітря її температура на кожні 100 м підвищується на 1°C, а при підніманні – на цю ж величину знижується. Для визначення потенційної температури вказаним способом користуються формулою

,

(4.21)

де  – температура повітря на висоті , вираженій в метрах.

Аналіз рівняння (4.21) показує, що при сухоадіабатичних процесах потенційна температура не змінюється. Зокрема, вона залишається сталою в окремому об'ємі повітря, що переміщується у вертикальному напрямку. Потенційна температура є однаковою для всіх точок сухої адіабати. Ця її властивість має важливе значення для характеристики повітряних мас та аналізу атмосферних процесів.

Водночас у навколишній, ніби "нерухомій" атмосфері потенційна температура може будь-яким чином змінюватися з висотою, за винятком того випадку, коли вертикальний градієнт температури дорівнює сухоадіабатичному. У останньому випадку потенційна температура в атмосфері з висотою не змінюється.

Енергія нестійкості атмосфери. Розподіл температури у вертикальному стовпі повітря визначає потенційну енергію атмосфери, яку називають енергією нестійкості. Кількісно вона дорівнює роботі гідростатичних сил, які діють на одиницю маси повітря при підніманні її від нижнього до верхнього рівня. Енергія нестійкості додатна, якщо крива стратифікації, яку будують за аерологічними даними, лежить ліворуч від кривої стану (адіабати, сухої – нижче рівня конденсації, вологої – вище нього), та від’ємна у протилежному випадку (рис. 4.7).

Представлену на цьому рисунку аерологічну діаграму побудовано в координатах і . Суцільною жирною лінією зображено фактичний розподіл температури повітря з висотою (криву стратифікації), а різними видами штрихування – області діаграми з додатною і від’ємною енергією нестійкості, причому площа заштрихованих областей характеризує величину енергії. При додатній енергії нестійкості повітря, яке розпочало підніматись внаслідок додатних значень плавучості, виконує певну роботу, а при її від’ємних значеннях повітря може підніматися, тільки отримуючи енергію ззовні.

Енергія нестійкості реалізується у процесах конвекції і турбулентності, а також певною мірою і в процесах фронтального висхідного ковзання. Вона є основним джерелом їхньої кінетичної енергії для тропічних циклонів.

Типи вертикальної стратифікації температури атмосфери. Залежно від величини вертикального температурного градієнта при адіабатичних процесах розрізняють три типи стратифікації (стани) атмосфери: стійкий, нестійкий і байдужий. Термічна конвекція максимально розвивається при нестійкому стані атмосфери і має дуже обмежений характер або й взагалі відсутня при її стійкому стані. Байдужий стан атмосфери на перебігу конвекції жодним чином не позначається.

Рис. 4.7. До визначення енергії нестійкості на аерологічній діаграмі:

Енергія нестійкості вище точки  – додатна, нижче точки  – від'ємна;  – рівень конденсації

Якщо фактичний вертикальний градієнт температури у певному шарі атмосфери менший вологоадіабатичного, а отже й сухоадіабатичного (), то цей шар абсолютно стійкий як для сухого повітря, так і для повітря, насиченого водяною парою. Якщо вертикальний температурний градієнт у шарі перевищує вологоадіабатичний і сухоадіабатичний (), то шар абсолютно нестійкий. У шарі буде відбуватися піднімання повітря як у сухому, так і в насиченому водяною парою повітрі. Якщо вертикальний градієнт температури у деякому шарі менший сухоадіабатичного, але перевищує вологоадіабатичний (), то шар вологонестійкий.

При має місце байдужа рівновага, при якій деякий об'єм повітря, будучи вимушено піднятим або опущеним, повертатися на початкову висоту не буде. Байдужий стан часто буває перехідним від стійкого до нестійкого і навпаки.

Відповідно до цих станів розрізняють стійку, нестійку і байдужу стратифікацію повітря.

В умовах сильної інсоляції в найнижчому двохметровому шарі атмосфери можуть спостерігатися понададіабатичні вертикальні температурні градієнти температури – до 500°C у перерахунку на 100 м висоти і більше.

Рівень конвекції. Рівнем конвекції називають висоту, на якій припиняються висхідні течії повітря конвективного характеру. За нестійкої рівноваги атмосфери початкова конвекція поступово посилюється, причому з висотою сила плавучості зростає. Висхідний рух триває доти, поки об'єм повітря, що піднімається, залишається теплішим, ніж навколишнє середовище.

Висота , на якій температура атмосфери дорівнюватиме температурі об'єму повітря, що піднімався Т_і і буде рівнем конвекції. Ця висота обчислюється за формулою

,

(4.22)

де

,

(4.23)

де  – температура повітря об’єму, що підіймається, біля земної поверхні;  – температура навколишнього середовища біля земної поверхні ();  – сухоадіабатичний градієнт температури;  – фактичний градієнт температури навколишнього середовища.

Визначимо вираз (4.23) для висоти рівня конвекції. На висоті температура повітря, що адіабатично підіймається, становитиме , а температура повітря навколишньої атмосфери на тій самій висоті . На рівні конвекції , тому або . Звідси

(4.24)

і тоді або

.

(4.25)

Графічно рівень конвекції визначається точкою перетину кривої стратифікації та сухої адіабати. На аерологічних діаграмах за заданого вертикального градієнта рівень конвекції тим вищий, чим більший початковий перегрів окремого об'єму повітря відносно навколишнього середовища, а за заданого перегріву рівень конвекції буде розташовуватись тим нижче, чим менший вертикальний градієнт температури, тобто чим стійкіша атмосфера. Можна також стверджувати, що чим більший відрізок лінії розташовуватиметься в області нижчих температур, тим сильнішою буде нестійкість атмосфери.

При стійкій рівновазі атмосфери висхідний рух, що розпочався під впливом певних зовнішніх імпульсів, поступово згасає.

Інверсії температури. Разом із загальною закономірністю зниження температури з висотою у межах тропосфери за певних умов утворюються шари повітря, в яких температура з висотою не знижується, а залишається сталою (шари ізотермії) або підвищується (шари температурної інверсії). Товщина цих шарів змінюється від декількох метрів до 2–3 км і більше, а зміна температури може становити від 2 до 15°C і більше.

Залежно від висоти утворення усі інверсії поділяються на дві групи: 1) приземні, які починаються від діяльної поверхні, та 2) інверсії вільної атмосфери, які виникають на певній висоті.

1. Приземні інверсії залежно від умов утворення поділяються на радіаційні та адвективні.

Радіаційні інверсії виникають у повітрі безпосередньо над підстильною поверхнею, температура якої значно знижується в результаті випромінювання. З віддаленням від підстильної поверхні температура повітря підвищується.

Літні (нічні) інверсії починають розвиватися після заходу Сонця. Найбільшої вертикальної потужності та інтенсивності вони досягають під самий ранок. Після сходу Сонця підстильна поверхня і прилеглий до неї шар повітря прогріваються, й інверсія руйнується. Оскільки прогрівання повітря розпочинається від ґрунту, то на стадії руйнування можуть утворюватися піднесені інверсії (або ізотермії). Товщина літніх (нічних) інверсій коливається у межах від 10–15 до 200–400 м. Утворенню таких інверсій сприяють ясне небо і відсутність вітру.

Зимові приземні радіаційні інверсії, коли радіаційне охолодження підстильної поверхні день за днем зростає, можуть тривати декілька діб і навіть тижнів поспіль, дещо послаблюючись вдень і посилюючись вночі. Товщина таких інверсій становить від декількох сотень метрів до 2–3 км з перепадом температури 15°C і більше.

Утворенню приземних інверсій сприяють знижені форми рельєфу, куди стікає холодне і, отже, щільне повітря. Майже постійно радіаційні інверсії зустрічаються в Арктиці й Антарктиді. Радіаційні інверсії, пов’язані з особливостями рельєфу місцевості, називаються орографічними.

Адвективні приземні інверсії утворюються при адвекції, тобто натіканні теплого повітря на холоднішу підстильну поверхню. Взимку вони часто виникають при вторгненні теплого морського повітря на материк. Висота таких інверсій може сягати сотні метрів.

Специфічним видом адвективних інверсій є весняні (снігові) інверсії, які розвиваються при адвекції повітря з температурою вище 0°C на поверхню, вкриту снігом.

2. Інверсії вільної атмосфери за умовами утворення поділяються на інверсії турбулентності (тертя), динамічні, антициклонічні (стиснення, осідання) і фронтальні.

Інверсії турбулентності (тертя) утворюються на висоті декілька сотень метрів, тобто над шаром атмосфери, в якому особливо сильним є турбулентне перемішування, зумовлене тертям повітря об поверхню землі. У стійко стратифікованому шарі атмосфери унаслідок турбулентного перемішування ненасиченого водяною парою повітря вертикальний градієнт температури наближається до сухоадіабатичного. Пояснюється це тим, що висхідні потоки повітря адіабатично охолоджуються і тим самим знижують температуру розташованих вище шарів. Порції повітря, які так само опускаються, нагріваються і підвищують температуру розташованих нижче шарів. В результаті в сильно турбулізованому шарі повітря крива стратифікації наближається до сухої адіабати.

Ще вище турбулентність послаблюється, завдяки чому над шаром інтенсивного турбулентного перемішування утворюється інверсія. Інверсія турбулентності є перехідним типом від приземної інверсії до інверсії вільної атмосфери. Товщина такої інверсії зазвичай не перевищує декількох десятків метрів.

Динамічні інверсії виникають у шарах з великими швидкостями вітру. Повітряний потік, що рухається з великою швидкістю, засмоктує повітря з розташованих вище і нижче шарів, де швидкість вітру менша. В результаті на верхньому рівні розвиваються низхідні рухи, а на нижньому – висхідні. У низхідних потоках температура повітря адіабатично зростає на 1°C/100 м, а у висхідних – знижується на ту ж величину. Таким чином, у середній частині шару великих швидкостей розвивається інверсія.

Антициклонічні інверсії (інверсії стиснення, або осідання), як це видно з їх назви, утворюються в областях підвищеного атмосферного тиску. У центрі таких областей з верхніх шарів тропосфери повільно, зі швидкістю близько 5–7 см/с, опускається (осідає) повітря. Воно стискається і розтікається по горизонталі від центру антициклону до його периферії, не досягаючи земної поверхні. При осіданні його температура зростає на 1°C/100 м. Таким чином на висоті 1–1,5 км утворюється ізотермічний або інверсійний шар.

Узимку в потужних антициклонах приземні радіаційні інверсії можуть поширюватися аж до вільної атмосфери і переходити в інверсії осідання, як це часто спостерігається в Якутії та інших районах Сибіру.

Фронтальні інверсії або ізотермії утворюються в зоні атмосферних фронтів в перехідному шарі, що відділяє нижнє холодне повітря від верхнього теплого. Висота нижньої межі інверсійного шару над даним пунктом залежить від відстані між цим пунктом та лінією фронту на земній поверхні. Чим далі пункт спостереження від лінії фронту, тим вище розташовується інверсія.

Вертикальна стратифікація температури повітря в тропосфері має добовий і річний хід. Добовий хід пов'язаний з чергуванням упродовж доби в літній час нічних інверсій і денного прогрівання повітря біля поверхні землі. Річний хід зумовлений чергуванням зимових інверсій і літньою нестійкістю повітря в приземному шарі і нижній тропосфері.

Шари температурних інверсій сильно впливають на розвиток деяких атмосферних процесів (утворення туманів, хмар та ін.). Ці шари мають найбільш стійку стратифікацію і перешкоджають розвитку висхідних рухів повітря. З такою їх дією пов’язані епізоди високого забруднення атмосферного повітря.