Тема 1.2. Тепловой режим атмосферы

Из астрономии известно, что h_☼ = sin φ sin δ + cos φ co δ cos t.

где φ — широта места; δ — склонение Солнца; t — местный часовой угол Солнца.

Следовательно, приток тепла от солнечной радиации, поступающей на горизонтальную поверхность, зависит от: широты места φ, чем в основном обусловливаются различия климатических поясов земного шара; склонения Солнца δ, изменяющегося в течение года от 23,5°N До 23,5°S, чем обусловливаются времена года; местного часового угла Солнца t, что обусловливает суточный ход интенсивности солнечной радиации.

На рис. 1.2.2 показано количество тепла, приносимого солнечной радиацией, поступающей на единицу горизонтальной поверхности верхней границы атмосферы в различные месяцы. На рисунке видно, как изменяется количество получаемого тепла в результате изменения высоты Солнца от месяца к месяцу в данной широте. Эти изменения особенно велики в высоких широтах и малы на экваторе. В некоторые месяцы полярные широты вообще не получают тепла от Солнца, так как оно в это время находится под горизонтом. Отметим, что летом (с 10/V по 3/VIII) в северных полярных широтах на границу атмосферы за сутки поступает больше энергии, чем у экватора. Так, в день летнего солнцестояния полюс получает тепла в 1,365 раза больше, чем экватор. Однако, конечно, за весь год низкие широты получают тепла значительно больше, чем высокие.

Заметим, что летом максимум радиации, которую могла бы получить поверхность Земли при отсутствии атмосферы, увеличивается с увеличением широты. Но так как зимой величина тепла уменьшается быстрее, чем летом, ее среднегодовые значения с увеличением широты уменьшаются. Благодаря тому что, перигелий (ближайшая к Солнцу точка земной орбиты) достигается Землей летом южного полушария, в это время наша планета получает больше солнечной энергии, чем летом северного полушария.

Рис. 1.2.2. Суточные суммарные величины интенсивности солнечной радиации (в кал/см²), которую получала бы Земля при отсутствии атмосферы на разных широтах в течение года.

Рис. 1.2.2 не отражает действительного количества солнечной радиации, получаемого поверхностью Земли, так как, проходя через атмосферу, часть излучения поглощается, рассеивается или же отражается облаками.

Коротковолновое излучение поглощается газами в верхней атмосфере, что вызывает фотохимические реакции. Поглощая ультрафиолетовые и рентгеновские лучи, молекулы и атомы этих газов могут терять электроны и становиться положительно заряженными ионами. Область атмосферы, в которой достигается наибольшая концентрация ионов и электронов (60-300 км над поверхностью Земли), называется ионосферой. Именно наличие ионосферы позволяет вести радиопередачи на большие расстояния, так как от нее радиоволны отражаются и возвращаются к поверхности Земли. С другой стороны, под воздействием ультрафиолетовой радиации молекулы могут диссоциировать на отдельные атомы. Кислород диссоциирует именно таким образом, и отдельные атомы кислорода, соединяясь с его молекулами (О₂), образуют молекулы озона (О₃). Озон в свою очередь при поглощении ультрафиолетовой радиации, имеющей немного большую длину волны, распадается, или же его молекула разрушается при столкновении с еще одним атомом кислорода, в результате чего образуются две молекулы кислорода. Хотя озон возникает в основном на высоте более 40 км, больше всего его скапливается между 20 и 35 км. Это происходит вследствие переноса озона в нижележащие слои атмосферы, где он не так быстро разрушается приходящей радиацией. Здесь озон окончательно поглощает опасную для жизни ультрафиолетовую радиацию, а также небольшое количество более длинноволнового излучения. Сам озон ядовит, за исключением очень малых концентраций. В атмосфере ниже 10 км он практически отсутствует, поскольку разрушается при окислении веществ, поступающих с поверхности Земли.

В целом около 3% поступающей энергии поглощается газами, в основном озоном, в атмосфере выше 10км.

В нижней атмосфере имеется только одна газообразная составляющая, которая способна поглощать значительное количество солнечной радиации, - это водяной пар. Обычно им абсорбируется около 10% солнечного излучения, однако в зависимости от локальных концентраций водяных паров эта величина может несколько изменяться. Кроме того, часть радиации поглощается здесь облаками и присутствующими в атмосфере частицами пыли.

Электромагнитное излучение, встречая на своем пути взвешенные в атмосфере частицы, рассеивается ими (если при этом не происходит его поглощения). Интенсивность рассеяния наиболее высока при наименьших длинах волн. В видимой части спектра голубой свет главным образом рассеивается молекулами воздуха, придавая небу его характерный цвет. Перед восходом и заходом Солнца небо вблизи него приобретает красный или желтый цвет, поскольку после рассеяния голубого света в его спектре становятся преобладающими более длинноволновые составляющие. Рассеяние более крупными частицами не зависит от длин волн приходящей радиации, поэтому при тумане или дымке небо приобретает белый оттенок цвета. В результате рассеяния часть радиации поглощается в атмосфере, а часть после многократного рассеяния достигает поверхности Земли; наконец, около 7% потока солнечной радиации теряется в космическом пространстве.

Рис. 1.2.3 Ослабление интенсивности солнечной радиации при прохождении через атмосферу (величины даны весьма приближенно, и подразумевается, что они отражают типичные условия).

Поток солнечной радиации, поступающей на поверхность облачного покрова, отражается от него. Отражательная способность облаков, то есть их альбедо, зависит от типа облаков и их мощности. Например, для мощных слоисто-кучевых облаков она может достигать 80%. Но в среднем альбедо облаков составляет около 55%, и большая часть приходящей радиации отражается обратно в космическое пространство.

Процессы поглощения, рассеяния и отражения потока солнечной радиации в обобщенном виде изображены на рис. 1.2.3. При безоблачном небе величина солнечной радиации, которая попадает на земную поверхность, может достигать 80% радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, а при плотном облачном покрове она снижается до 20%. Если не принимать во внимание облачный покров, колебания величины радиации, достигшей поверхности Земли, зависят от количества присутствующего в атмосфере водяного пара и пыли, а также от расстояния, которое проходят солнечные лучи через атмосферу Земли.

Тепловой баланс земной поверхности. В соответствии с законом сохранения энергии он должен быть равен нулю. Смысл равенства нулю означает постоянство на достаточно длинных периодах времени (столетия, тысячелетия) средних за год температур на Земле. Если бы Земля поглощала солнечную радиацию без потери тепла, ее температура непрерывно бы повышалась, но этого не происходит, потому что Земля отдает в пространство электромагнитное излучение. Если взять среднегодовые значения и пренебречь любыми изменениями средних годовых температур Земли для разных лет, то можно получить баланс между приходящей солнечной радиацией и уходящей радиацией Земли.

Тепловой баланс системы Земля — атмосфера схематически показан на рис. 1.2.4. Из 100% солнечной радиации, поступающей в атмосферу, 70% приходится на прямую радиацию, из которые 23% отражается от облаков, 20% поглощается воздухом, 27% падает на земную поверхность, причем, поглощается ею 25% и отражается от нее 2%. На рассеянную радиацию приходится 30%, из которых 8% уходит в мировое пространство и 22% доходит до земной поверхности (20% поглощается и 2% отражается в мировое пространство). Таким образом, с верхней границы атмосферы в мировое пространство уходит 23+8+4=35% радиации. Эту величину—35% —называют альбедо Земли.

Рис. 1.2.4. Тепловой баланс системы Земля — атмосфера.

Атмосфера излучает 157% энергии, из них 102% направлены к земной поверхности, а 55% уходит в мировое пространство.

Земная поверхность путем собственного длинноволнового излучения теряет 117%, из которых 10% уходит в мировое пространство, а 107% поглощается атмосферой. Кроме того, 23% тепла расходуется на испарение воды и 7% теряется при теплообмене с атмосферой. Следует обратить внимание на то, что атмосфера и земная поверхность, взятые отдельно, излучают гораздо больше тепла, чем за то же время поглощают солнечной радиации. Но это по сути дела взаимный обмен, “перекачка” длинноволновой радиации.

Из показанных в тексте и на рис. 1.2.4. цифр видно, что как на верхней границе атмосферы, так и в самой атмосфере и на земной поверхности существует равенство притока и отдачи тепла.

Солнечная радиация, которая достигает земной поверхности, может поглощаться ею, может также передаваться в глубь Земли, если на пути встретится прозрачный по отношению к ней материал, или же может отразиться от нее.

Отражательная способность поверхности зависит от слагающего ее вещества и его текстуры, угла падения приходящего излучения, а также от его длины волн. Величины альбедо большей части поверхности суши имеют значения 10-30%. Альбедо спокойной поверхности воды составляет менее 5%, если Солнце отклоняется от зенита не более чем на 50°. Но если Солнце опускается и угол между ним и зенитом составляет 80°, альбедо водной поверхности резко возрастает и может превысить 50%. Среднее планетарное альбедо земного шара, включая его облачный покров, близко к 35%.

Единственная часть поверхности Земли, которая в значительной мере прозрачна для солнечной радиации, это вода. Та часть радиации, которая достигла поверхности воды и не отразилась от нее, проникает в водную толщу, преломляясь на границе двух сред. Затем она поглощается и рассеивается, главным образом взвешенными частицами. В очищенной от примесей морской воде около 40% поступившей величины радиации достигает глубины 1 м и 22%-глубины 10 м. В обычной океанской воде соответствующие цифры равны 35 и 10%. В прибрежных мутных водах они будут составлять 23 и 0,5%. Скорость поглощения и рассеяния солнечной радиации в разных частях спектра существенно различается. Инфракрасный и красный свет проникает на меньшую глубину. В чистых океанских водах глубже проникает голубой свет, в то время как в мутных прибрежных водах зеленый и желтый свет.

При поглощении солнечной радиации поверхностью твердой земли и водой океана начинается их нагревание. Тепло может передаваться дальше или кондуктивным путем, или же в жидкости - конвекцией. Кондуктивный перенос осуществляется сравнительно медленно, и твердая земная поверхность в течение дня не прогревается глубже чем на 0,5 м. В океане основным процессом, приводящим к передаче тепла вниз, является конвекция. Помимо термической конвекции (которая образуется в результате охлаждения поверхности океана), вертикальное перемешивание возникает под воздействием ветровых волн и турбулентных течений, и днем в открытом океане обычно прогревается слой на глубину 10 и более метров.

Поглощение тепла приводит к повышению температуры, величина которого обратно пропорциональна удельной теплоемкости вещества, или к изменению его состояния, как в случае с водой. Удельная теплоемкость воды примерно в пять раз больше, чем у твердых пород или сухой почвы, но из-за того, что вода обладает меньшей плотностью, ее теплоемкость только в два раза выше, чем теплоемкость такого же объема пород. Таким образом, если одинаковые объемы воды и породы получат одинаковое количество тепла, то, даже если не будет происходить испарения воды и тепло распределится равномерно, температура воды повысится на величину, примерно в два раза меньшую, чем для горных пород. Различия будут еще больше, если вместо горных пород взять сухую почву.

Если бы на Земле отсутствовали океана и атмосфера, то поступающая от Солнца энергия нагревала бы Землю до температуры, при которой обратное излучение стало бы равным приходящей радиации. Согласно закону Стефана-Больцмана, средняя температура абсолютно черного тела для Земли, которая нужна, чтобы достичь этого равновесия, составляет 250 °К (-23°С). Она называется планетарной температурой Земли. Эта температура значительно ниже, чем средняя температура поверхности Земли (288 °К). Это достигается по той причине, что заметная часть энергии, излучаемая земной поверхностью, поглощается или отражается атмосферой обратно к поверхности Земли.

Из рис. 1.2.5 видно, что длина волны, на которую приходится максимум в спектре излучения для абсолютно черного тела с температурой 285 °К, близкой к средней температуре поверхности Земли (средняя температура Земли 15 °С, т.е. 288 °К), составляет около 10 мк и почти все излучение происходит на длинах волн более 4 мк. (Для сравнения, максимум приходящей от Солнца радиации приходится на длину волны около 0,5 мк) Поэтому данная величина (4 мк) принята за рубеж, который разделяет “коротковолновую” солнечную радиацию от “длинноволновой” радиации Земли.

Рис. 1.2.5. Распределение интенсивности радиации по длинам волн для черного тела с поверхностной температурой 285 °К (представляющего в данном случае Землю) и схема поглощения этой радиации водяным паром, двуокисью углерода и озоном.

Некоторые атмосферные газы обладают способностью к поглощению длинноволновой радиации: это водяной пар, двуокись углерода и озон. Они поглощают практически всю радиацию Земли, имеющую длины волн менее 8 мк и более 12 мк. Но между этими значениями остается “радиационное окно”, через которое при ясном небе радиация излучается в космическое пространство.

Облака могут как поглощать, так и отражать длинноволновую радиацию. Газы, составляющие атмосферу, которые поглощают уходящую радиацию Земли, в свою очередь излучают во всех направлениях, в том числе и в космос, но некоторая часть энергии возвращается на Землю. Таким образом, они действуют как слой изоляции вокруг Земли, подобно стеклянным стенкам парника, поэтому такое воздействие на температуру Земли носит название парникового эффекта.

Количество двуокиси углерода в атмосфере увеличилось за последние 70 лет на 10%, в том числе как результат сжигания топлива. Как полагают некоторые ученые, это оказывает огромное влияние на величину парникового эффекта, и с этим может быть связано изменение глобальной температуры атмосферы.

Баланс между приходящей и уходящей радиацией достигается в результате изменения температуры Земли. Если приходящая радиация увеличивается, температура Земли повышается, что в свою очередь приводит к росту величины уходящей радиации. Вследствие этого баланс восстанавливается на уровне более высокой температуры.

Как упоминалось выше, средняя температура Земли при отсутствии океана и атмосферы была бы 250 °К, при этом на экваторе она была бы 270 °К, На южном полюсе 150 °К, а на Северном полюсе 170 °К. Фактически поверхность Земли значительно теплее, а контраст между температурой на экваторе и на полюсах значительно меньше. И более высокая температура, и меньшие контрасты ее между полюсом и экватором определены наличием океана и атмосферы. Меньшие чем теоретические контрасты связаны с тем, что атмосфера и океан способны переносить тепло от одной области к другой, влияя тем самым на баланс энергии.

Основная часть приходящей радиации поглощается на поверхности нашей планеты, будь то вода или суша, после прохождения через атмосферу. Земная поверхность нагревает атмосферу как своим длинноволновым излучением, так и в результате передачи тепла на границе океан-атмосфера или Земля-атмосфера, что приводит к развитию в атмосфере конвекции. Теплоперенос сам по себе мог бы привести к весьма небольшой передаче тепла. Однако он необходим, чтобы тепло было передано только через исключительно тонкий слой мощностью в несколько миллиметров или даже меньше. Дальше тепло передается в процессе вертикального движения воздуха, которое может возникнуть вследствие термической конвекции или как результат горизонтального движения воздушного потока над неровной поверхностью (турбулентная конвекция). Вследствие этого на границе двух сред будет поддерживаться некоторый градиент температур, и поэтому теплоперенос будет осуществляться достаточно быстро.

Существует еще один очень важный процесс, при котором солнечное тепло передается в атмосферу. Это испарение с водной поверхности и конденсация влаги в атмосфере. На каждый грамм воды, испарившейся с поверхности океана, требуется около 2,47 10³ джоулей тепла, которое водяной пар приобретает в виде скрытого тепла и которое высвобождается и поступает в атмосферу при его конденсации.

Был сделан ряд попыток определить тепловой баланс океана. Было показано, что расходная часть теплового баланса океана на широтах от 70° с. ш. до 70° ю. ш. на 41% определяется уходящей длинноволновой радиацией, на 5% передачей в атмосферу и на 54% на испарение. Разумеется, в различных местах на земном шаре и в разные сезоны эти величины могут заметно изменяться, но в целом можно сказать, что именно испарение воды приводит к наибольшей потере тепла, в то время как роль кондуктивной передачи тепла с последующими конвективными процессами в атмосфере наименее важна.

Высказанное справедливо в том случае, если средняя температура воды на поверхности океана больше, чем температура воздуха над ней, и, что еще важнее, если упругость водяного пара над поверхностью океана ниже, чем упругость насыщенного пара воздуха при температуре, которую имеет поверхность воды. При таких условиях происходит испарение воды. Однако из этого общего правила существуют важные исключения. Например, в районе Большой Ньюфаундлендской Банки весной температура воздуха превышает поверхностную температуру воды, что приводит к передаче тепла из атмосферы в океан, и на поверхности океана и непосредственно над ней происходит конденсация водяного пара и образуется туман. Вследствие этого поверхностные воды становятся более теплыми и, соответственно, менее плотными, а воздух над ними охлаждается и становится более плотным. В обеих средах в итоге термическая конвекция подавляется, передача тепла идет сравнительно медленно, за исключением тех случаев, когда дуют сильные ветры.

Горизонтальный перенос тепла – адвекция - необходим для того, чтобы компенсировать потерю тепла в результате излучения в высоких широтах и приток тепла в низких широтах (рис. 1.2.6). Смена дефицита и избытка в годовом радиационном балансе происходит примерно на 37° северной и южной широты. Если бы адвекции тепла не существовало, то температуры в экваториальном поясе возросли бы на 10°С, в то время как в полярных широтах они уменьшились бы более чем на 20°С. Это привело бы к значительному увеличению площади поверхности Земли, покрытой льдом и снегами, что в свою очередь вызвало бы увеличение альбедо в средних и высоких широтах, и соответствующие площади охладились бы еще сильнее.

Большинство оценок показывает, что более 80% переноса тепла происходит в атмосфере, где в результате глобальных процессов циркуляции теплый воздух и водяной пар вместе с его скрытой теплотой конденсации переносятся по направлению к полюсам Земли.

Новейшие оценки теплового баланса Земли, выполненные по данным искусственных спутников, показали, однако, что в области между экватором и 70° с.ш. в среднем 40% в этом переносе энергии приходится на долю океана, а на 20° с. ш. этот вклад достигает 74%. Ветры и океанские течения не только выравнивают баланс тепла между низкими и высокими широтами, но и сами зависят от неравномерности распределения тепла на земной поверхности. Эта неравномерность служит источником энергии, поддерживающей их движение.

Рис 1.2.6. Многолетние средние величины поступающей радиации (коротко- и длинноволновой) и уходящей радиации для системы Земля-атмосфера в среднем по широтным зонам (по Дж. С. Джонсону).

Суточные и сезонные колебания температур. Суточные колебания температуры связаны с изменением величины приходящей солнечной радиации и уходящей в течение суток (рис. 1.2.7).

Рис. 1.2.7. Поступающая коротковолновая радиация (I), уходящая длинноволновая радиация (R) и температура (Т) вблизи поверхности Земли в течение суток.

С полночи до восхода солнца при отсутствии притока тепла уходящая длинноволновая радиация обеспечивает уменьшение температуры воздуха. Минимум ее наступает спустя час после восхода, когда отмечается равенство уходящей и приходящей радиации. В дальнейшем I — R становится положительным, Т и R также возрастают, однако после полудня I начинает уменьшаться, но остается больше R только примерно в течение последующих трех часов. В это время вновь выполняется равенство приходящей и уходящей радиации и Т достигает своего максимума.

Аналогичным образом можно рассмотреть и сезонные колебания температуры вблизи поверхности Земли (рис. 1.2.8). В этом случае, используя среднесуточные значения приходящей радиации, вариации ее во времени можно представить в виде синусоиды, имеющей максимум в день летнего солнцестояния, а минимум - в день зимнего солнцестояния. Максимум и минимум температур обычно достигается примерно спустя месяц после соответствующего солнцестояния.

Рис. 1.2.8. Суточные средние величины поступающей коротковолновой радиации (I), уходящей длинноволновой радиации (R) и температура (Т) вблизи поверхности Земли в течение года.

Основные особенности описанного выше процесса можно видеть на примере графика температур во внутриконтинентальной области (см. кривую I на рис. 1.2.9). В приморских районах (например, на островах или на побережье морей) эти особенности проявляются менее четко, диапазон их изменений меньше, а максимумы и минимумы в течение дня или года достигаются позднее (см. кривую II на рис. 1.2.9).

Это происходит вследствие следующих причин:

а) проникновения тепла на большие глубины (главным образом из-за процессов конвекции, но также и в результате того, что вода прозрачна для солнечной радиации);

б) большей теплоемкости воды по сравнению с сушей;

в) большей скрытой теплоты плавления льда и испарения воды: вода может как приобрести тепло без повышения температуры, когда происходит испарение, так и отдать тепло без уменьшения температуры, когда происходит ее замерзание.

Рис. 1.2.9. Вариации температуры воздуха: (а) суточные для июля и (б) годовые: (I) для района города Бисмарк, расположенного в центральной материковой части Северной Америки (46°48' с.ш., 510 м над уровнем моря) и (II) для города Форт-Вильям, расположенного на побережье Шотландии (59°49' с. ш., 50 м над уровнем моря).

Годовой ход температуры воздуха над морем в среднем параллелен годовому ходу температуры поверхности моря (рис. 1.2.10).

Отклонения; наблюдаются лишь впервые летние месяцы, когда под воздействием солнечной радиации температура воздуха повышается несколько быстрее, чем температура поверхностного слоя моря. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум —в марте (в северном полушарии), т. е. имеет место запаздывание времени наступления экстремальных температур на 1-2 месяца по сравнению с континентами. Вследствие этого весна над океаном оказывается холоднее осени, на суше — наоборот.

Рис. 1.2.10. Годовой ход температуры: 1 — воздуха; 2 — поверхности моря в районе 48—49° с. ш. и 24—26° з. д. (Северная Атлантика)

Амплитуда годового хода температуры воздуха примерно на 15% больше амплитуды годового хода температуры поверхности воды. Максимум амплитуд наблюдается в широте 30—40°, где амплитуда примерно равна 6—10°С. По направлению к экватору от этого района, годовая амплитуда уменьшается и достигает на экваторе 2°С, однако в средних широтах западных районов океанов в результате влияния, континентов и холодных воздушных масс она возрастает до 10—20°С.

Распределение температуры в тропосфере. Распределение температуры воздуха в нижних слоях атмосферы определяется главным образом его теплообменом с земной поверхностью. Естественно, что с высотой, по мере удаления от земной поверхности, температура воздуха понижается.

Для средних условий в тропосфере вертикальный градиент температуры γ_ср= 0,657/100 м. Однако во многих случаях фактический градиент температуры может существенно отклоняться от среднего значения, особенно в слое трения и в самом.нижнем приводном (приземном) слое.

В связи с тем, что температура воды обычно выше температуры воздуха, над морем вблизи водной поверхности почти всегда существует тонкий слой воздуха, характеризующийся градиентом температуры γ>1°/100 м. Толщина этого слоя увеличивается с ростом разности температур. Так, при скорости ветра 6 м/с и разности температур на поверхности моря и на уровне 5 м, равной 0,5°, толщина этого слоя 6 м, а при разности температур 2,0° - около 20 м. Этот слой характеризуется интенсивной термической турбулентностью.

При определенных условиях над сушей и океаном возникают слои инверсии, которые имеют большое значение для хода различных атмосферных процессов. Температурные инверсии являются задерживающими слоями, гасящими вертикальные движения воздуха. Они играют также большую роль в процессах распространения электромагнитных и звуковых волн в атмосфере.

Температурные инверсии могут развиваться в приземном слое атмосферы (приземные инверсии) и в свободной атмосфере. Над океанами инверсионные условия в приводном слое встречаются значительно реже, чем над сушей. В свободной атмосфере инверсии встречаются одинаково часто как над сушей, так и над морем.

Существует несколько различных процессов, порождающих приземные инверсии.

Радиационные инверсии в нижнем слое воздуха наблюдаются в основном на суше и над морскими районами, сплошь покрытыми льдами. Эти инверсии возникают в результате охлаждения подстилающей поверхности за счет длинноволнового излучения. Особенно сильные приземные инверсии возникают при ясном небе и слабом ветре. Вместе с охлаждением земной поверхности происходит понижение температуры и в прилетающем к ней слое воздуха. Подобные условия встречаются летом только в ночное время, а зимой они могут сохраняться и днем. Мощность ночных инверсий колеблется от 5—10 м до сотен метров. Зимние инверсии по высоте достигают 2—3 км. Радиационные инверсии сравнительно часто сопровождаются туманами, носящими название, радиационных.

Адвективные инверсии образуются как над сушей, так и над морем, когда теплая воздушная масса перемещается на холодную подстилающую поверхность. По своей интенсивности эти инверсии уступают радиационным, и их мощность редко достигает нескольких сотен метров. Характерным примером таких инверсий являются инверсии, образующиеся при перемещении теплого воздуха на холодное течение (например, Лабрадорское, Ойя-Сио) или же с открытых морских районов на районы, покрытые льдом (у границы льдов). Часто эти инверсии сопровождаются адвективными туманами.

Температура воздуха в тропосфере может изменяться не только под влиянием рассмотренных выше факторов (потоки лучистой энергии, теплопроводность, конвекция и др.), но и в результате изменения атмосферного давления. Давление воздуха с высотой уменьшается, и поэтому объем поднимающегося более теплого воздуха расширяется. Если расширение воздуха идет без притока энергии извне, то единственным источником, из которого может черпаться энергия, является внутренняя энергия самого расширяющегося воздуха. Так как внутренняя энергия газа пропорциональна его температуре, то уменьшение энергии ведет к понижению температуры.

Очевидно, что при опускании массы воздуха из-за увеличения давления объем этой массы будет уменьшаться. За счет превращения работы внешней силы во внутреннюю энергию увеличивается запас тепловой энергии сжимающегося объема воздуха, что ведет к повышению его температуры.

Охлаждение воздуха при расширении и нагревание при сжатии, происходящие без притока и отдачи тепла, называют адиабатическим охлаждением или адиабатическим нагреванием. Строго адиабатических процессов в атмосфере не может быть, гак как никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплового влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро или поднимается (опускается) большой объем воздуха, то теплообмен мал и изменение состояния с достаточным приближением можно считать адиабатическим. Вблизи земной поверхности процессы большей частью неадиабатичны, так как воздух получает или отдает тепло подстилающей поверхности. В свободной атмосфере процессы в основном адиабатичны, так как воздух удален от земли и поверхности, являющейся основным источником тепла.

Из курса физики известно, что адиабатические изменения температуры в сухом или во влажном ненасыщенном воздухе выражаются уравнением Пуассона

, смысл которого состоит в следующем. Если давление сухого или ненасыщенного воздуха меняется от р₀ в начале до р в конце процесса, то температура в этой массе меняется от Т₀ в начале до Т в конце процесса.

Как показывают вычисления, температура изменяется приблизительно на 1° при подъеме или опускании массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры, γ_а, а график, показывающий изменение температуры воздуха с высотой в этих условиях, называется сухой адиабатой.

При подъеме насыщенного водяным паром воздуха скорость его охлаждения несколько уменьшается, так как при этом происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота парообразования (около 600 кал на 1 г сконденсированной воды), идущая на нагревание этого поднимающегося воздуха. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося (опускающегося) насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м в поднимающейся (опускающейся) влажной насыщенной массе воздуха называется влажноадиабатическим градиентом температуры γ_в, а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название влажной адиабаты. В отличие от сухоадиабатического градиента γ_а влажноадиабатический градиент γ_в — величина переменная, зависящая от температуры и давления, и лежит в пределах от 0,3° до 0,9° на 100 м высоты (в среднем 0,6° на 100 м.). Чем больше конденсируется влаги при подъеме воздуха, тем меньше величина влажноадиабатического градиента; с уменьшением количества влаги его величина приближается к сухоадиабатическому градиенту.

Рассмотрим, как будет изменяться температура в поднимающейся ненасыщенной массе воздуха, но содержащей некоторое количество водяного пара (рис. 1.2.11). Сначала температура будет понижаться по сухой адиабате и уменьшится с t₀ до t₁. На некоторой высоте, называемой уровнем конденсации, относительная влажность поднимающегося воздуха достигнет 100%. В восходящей массе воздуха начнется конденсация водяного пара, и температура будет уменьшаться уже по влажной адиабате с t₁ до t₂.

Пусть вся сконденсировавшаяся влага выпала вниз в виде осадков и по каким-то причинам эта же масса воздуха начнет опускаться вниз. Очевидно, что так как масса воздуха стала не насыщенной водяным паром, то температура в ней будет изменяться по сухой адиабате и к земной поверхности она придет с температурой t₃>t₀ .

Таким образом, хотя рассматриваемая масса воздуха вернулась на прежний уровень с прежним давлением, но ее конечная температура оказалась выше начальной. Такой процесс в метеорологии называется псевдоадиабатическим.