4.12. Вертикальний розподіл температури повітря

Розподіл температури у різних шарах атмосфери називають термічною стратифікацією атмосфери. Вона постійно змінюється. Розподіл температури повітря на різних висотах можна зобразити за допомогою графіка – кривої стратифікації. Уяву про цей розподіл температури повітря дає і вертикальний градієнт температури. Вертикальним градієнтом температури повітря називається її зміни на кожні 100 м висоти.

γ = - ∆t /∆£∙100 м

Зміна температури повітря ∆t визначається як різниця температури повітря між верхнім і нижнім рівнями

∆t = t_в – t_н,

γ = - t_в – t_н / £_в − £_н ∙100 м,

де £_{в і} £_н – висота, м γ=⁰С ⁄_100м

Знак мінус перед дробом показує, що з підняттям угору в середньому температура повітря знижується і в цьому випадку матимемо позитивне значення градієнта (γ>0⁰). Однак бувають випадки, коли в окремому шарі атмосфери, як правило відносно незначної товщини, температура повітря з висотою не змінюється, тобто вертикальний температурний градієнт дорівнює нулю (γ=0⁰). Такий випадок розподілу температури називають ізотермією, а сам шар ізотермічним. Досить часто в окремому шарі атмосфери температура повітря з висотою підвищується, тобто вертикальний градієнт температури має знак мінус(γ<0⁰). Такий розподіл температури називають інверсією, а шар інверсійним (мал. 4.9, а,г.).

Середній вертикальний градієнт температури повітря в тропосфері становить 0,65 ⁰С⁄_100м.. В нижньому 4-х кілометровому шарі він ближче до 0,5 ⁰С⁄_100м, в полярних областях і взимку в помірних широтах він зменшується до 0,1-0,4⁰С⁄_100м. У нижніх сотнях метрів атмосфери він наближається до 1⁰С⁄_100м, а в тонкому приземному шарі повітря над перегрітим ґрунтом вдень він може в десятки, сотні і навіть тисячі разів перевищувати своє середнє значення.

Використавши рівняння для визначення вертикального градієнта температури повітря можна визначити температуру на будь-якому рівні £, якщо відомий вертикальний градієнт температури і температура повітря на іншому рівні. Так, коли відома температура на вищому рівні, то на нижньому одержимо її за виразом

t_н = t_в­+γ ∙∆£ / 100 або t_н=t_в+0,01γ∆£

Коли ж відома температура на нижньому рівні, то

t_в=t_н-γ ∙∆£ / 100 або t_в=t_н-0,01γ∆£

Перший вираз (t_н)використовується для приведення температури повітря до рівня моря, якщо метеорологічна станція розташована вище рівня моря.

Унаслідок того, що тропопауза у тропіках розташована на висоті 16-18км, а на кожні 100м температура знижується на 0,65⁰С, то на рівні тропопаузи і над нею температура повітря дуже низька протягом усього року – 70-80⁰С. У помірних широтах температура тропопаузи і нижньої стратосфери становить близько -55⁰С з невеликою амплітудою річної зміни. У полярних широтах температура тропопаузи влітку ще вища, особливо в Арктиці(-45⁰С). У нижній стратосфері вона підвищується навіть до -35⁰С. Тобто влітку полярна тропопауза і нижня стратосфера тепліша за тропічну. Але взимку тропопауза над Арктикою має температуру близько -60⁰С і над Антарктидою близько -70⁰С. У нижній стратосфері температура повітря ще нижча – до -70⁰С в Арктиці і до -80⁰С в Антарктиді. Отже взимку полярна стратосфера така ж холодна, як і тропічна. У тропіках стратосфера холодна протягом року, у полярних районах – тільки взимку.

Раніше ми вже згадували, що в нижній частині стратосфери температура середньому з висотою не змінюється, тобто по відношенню до тропосфери це ізотермічний шар. Але для стратосфери це нормальний розподіл температури повітря з висотою.