Тепловий режим нижнього шару атмосфери

Теплообмін в атмосфері здійснюється завдяки молекулярній теплопровідності, радіаційного притоку тепла, фазовому перетворюванню вологи (що супроводжується виділенням чи поглинанням тепла), тепловій конвекції і турбулентному перемішуванню. Останні два процеси мають найбільше значення.

– теплова конвекція — перенесення об'ємів повітря по вертикалі, що виникає при нерівномірному нагріванні різних ділянок поверхні; утворюється потужний висхідний потік повітря, який супроводжується низхідним потоком у сусідніх районах – виникає мезомасштабне перемішування досить значних об’ємів повітря, з яким і відбувається перенесення тепла;

–турбулентне перемішування — вихровий хаотичний рух невеликих об'ємів повітря, в результаті чого виникає інтенсивне майже хаотичне перенесення тепла з більш теплих шарів повітря в менш теплі. Інтенсивність турбулентного потоку в десятки разів більша від молекулярного потоку тепла, і під впливом турбулентного теплообміну добові коливання температури повітря поширюються на шар атмосфери заввишки 1-2 км.

Зміни температури, які проходять завдяки турбулентного перемішування і теплової конвекції в деякому об’ємі повітря в часі () прийнято називати індивідуальними.

Нагрівання й охолодження повітря значною мірою залежить від властивостей діяльного шару Землі. Над поверхнею суші повітря вдень тепліше, а вночі холодніше, ніж над морем. Вплив підстилюючої поверхні на температуру повітря убуває з висотою.

Теплообмін в атмосфері може здійснюватись завдяки адіабатичним процесам- тобто без обміну теплом з навколишнім середовищем, за рахунок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу і роботи у внутрішню енергію. Так як внутрішня енергія пропорційна абсолютній температурі газу, відбувається зміна температури. Адіабатичне розширення в атмосфері відбувається переважно при висхідному русі повітря, тобто вертикальному переміщенні повітря. При цьому збільшується об'єм повітря внаслідок зниження тиску – внутрішня енергія убуває, температура повітря падає, тобто відбувається адіабатичне охолодження. При адіабатичному стискуванні в атмосфері відбувається зменшення об'єму повітря в наслідок збільшення тиску, внутрішня енергія повітря зростає і підвищується, тому відбувається адіабатичне нагрівання.

Зміна температури на кожні 100 м висоти називається вертикальним градієнтом температури (ВГТ або γ). ВГТ змінюється в залежності від часу року, часу доби (у приземному шарі атмосфери) і від висоти. Для тропосфери ВГТ у середньому складає 0,6° на 100 м. Він вважається позитивним (γ>0), якщо температура з висотою падає, і негативним (γ<0), якщо вона підвищується.

В тропосфері спостерігаються такі шари повітря, у яких температура з висотою не знижується, а зростає. Підвищення температури з висотою називається інверсією. Якщо температура з висотою не змінюється (ізотермія), то ВГТ дорівнює 0 ^оС/100 м.

Температура повітря, що не насичене водяною парою, при адіабатичному піднятті зменшується в середньому на 1 ^оС/100 м. Цей показник називають сухоадіабатичним градієнтом (γ_а).

Температура повітря, що насичене водяною парою, при піднятті адіабатично охолоджується повільніше, ніж “сухе” повітря.

Добовий і річний хід температури повітря

Добовий хід температури повітря обумовлений добовим ходом температури діяльного шару. Мінімальна температура повітря на висоті 2 м спостерігається перед сходом Сонця. Максимальна температура відзначається через 2—3 ч після полудню. Добовий хід температури повітря нерідко порушується вторгненнями теплих і холодних повітряних мас.

Амплітуда річного ходу температури повітря в певному місці залежить від географічної широти, відстані від моря, висоти місця і від річного ходу хмарності.