Нагревание и охлаждение воздуха

Термический режим деятельной поверхности благодаря теплообмену с нижними слоями воздуха определяет тепловой режим тропосферы — характер распределения температуры воздуха в горизонтальном и вертикальном направлениях и ее колебания во времени (суточные, сезонные и многолетние). Температура воздуха является важнейшим показателем климата.

Передача тепла от деятельной поверхности к прилегающей к ней тонкой пленке воздуха осуществляется путем молекулярной теплопроводности, а внутри атмосферы за счет турбулентного перемешивания и тепловой конвекции. Турблентное перемешивание — движение воздуха в виде вихрей хаотического характера. Оно возникает из-за неравномерного нагревания разных участков деятельной поверхности (термическая турбулентность) и из-за трения воздуха о земную поверхность (динамическая турбулентность). Тепловая конвекция — упорядоченный перенос в вертикальном направлении больших объемов воздуха: подъем теплого, менее плотного и компенсирующее опускание холодного, более плотного в соседних районах. Тепловой конвекции принадлежит большая роль в нагревании тропосферы в экваториал­но-тропических широтах в течение всего года, в умеренных широтах — летом. Над сушей она интенсивна днем, над водоемами — ночью. Дополнительным внутренним источни­ком нагрева воздуха служит теплота, выделяемая при конденсации и сублимации во­дяного пара, будучи полученной в скрытом виде при испарении влаги с деятельной поверхности.

Выхолаживание воздуха тоже осуществляется разными путями. Ему способствует интенсивное эффективное излучение и большая отражательная способность поверхности, особенно покрытая льдами и снегами. Недаром 11 % поверхности суши, находящейся под ледниками, называют окнами потери тепла для тропосферы.

Важным фактором повышения или понижения температуры воздуха в том или ином месте является адвекция «волн тепла или холода» из других районов земного шара. Роль адвекции весьма велика при меридиональном переносе воздушных масс между низкими и высокими широтами. Она довольно значительна и при широтном переносе воздуха с моря на сушу и наоборот, особенно в зимнее вре­мя во внетропических широтах.

В верхней тропосфере и стратосфере температура определяется прежде всего процессами поглощения и излучения радиации возду­хом, а не влиянием деятельной поверхности.

Важная роль в тепловом режиме воздуха тропосферы принадлежит адиабатическому процессу (греч. adiabatos — непроходимый) — процессу изменения термодинамического состояния воздуха без теплообмена с ок ок­ружающей средой. Температура изменяется при этом за счет расширения или сжатия воздуха.

При подъеме воздух попадает из плотных слоев атмосферы в разреженные, скорость движения молекул уменьшается, в результате чего температура поднимающегося воздуха понижается. Если воздух ненасыщенный, происходит падение температуры около 1° на 100 м — по сухоадиабатическому градиенту. Если воздух насыщен водяным паром, то падение температуры происходит в среднем на 0,5° на 100 м — по влажноадиабатическому градиенту, так как при этом выделяется скры­тая теплота парообразования, которая частично компенсирует тепло, затраченное на расширение¹.

При опускании ненасыщенного воздуха или насыщенного, но без продуктов конденсации (капель, кристаллов) происходит сжатие воз­духа, которое сопровождается повышением давления и температуры на 1° на 100 м.

Если воздух в процессе подъема частично охлаждается по сухоадиабатическому градиен­ту, частично, по достижении насыщенного состояния, — по влажноадиабатическому и все продукты конденсации выпали из него при этом в виде осадков, то при последующем опускании (например, при переваливании воздушной массой горного хребта) воздух внизу оказыва­ется более теплым, чем при начале подъема. Подобный эффект самонагрева воздуха без привнесения к нему тепла извне называется псевдоадиабатическим эффектом.

Адиабатический процесс имеет место при тепловой конвекции, при движении воздуха по фронтальной поверхности, при подъеме и опус­кании воздуха по склонам гор. Адиабатическое охлаждение воздуха при его восходящем движении является причиной образования облаков. Адиабатическое нагревание, сопровождающееся иссушением воздуха, ведет к резкому уменьшению осадков и является одной из причин образования пустынь.

Характер вертикальных перемещений воздуха зависит от термической стратификации атмосферы, т. е. распределения температуры воздуха по вертикали. В тропосфере вертикальный температурный градиент, т. е. изменение температуры неподвижного воздуха вверх от поверхности Земли, равен в сред­нем 0,6° на 100 м, хотя он отклоняется от этой средней величины в больших пределах (особенно летом). В зависимости от фактиче­ской величины вертикального температурного градиента по отношению к поднимающемуся насыщенному или ненасыщенному воздуху стратификация атмосферы может быть устой­чивой, неустойчивой или безразличной.

Влажноадиабатический градиент — величина непостоянная и зависит от температуры и давления.

Если поднимающийся воздухимеет адиабатический температурный градиент меньше вер­тикального температурного градиента окружа­ющего воздуха, то на всех уровнях он будет все теплее и теплее, а значит, легче его и подъем воздуха будет происходить с ускоре­нием. Такое состояние атмосферы называется неустойчивым, при нем активно развивается конвекция. Если поднимающийся воздух име­ет градиент больше вертикального темпера­турного градиента среды, то уже на неболь­шой высоте он окажется холоднее окружаю­щего воздуха и, как более плотный, начнет опускаться. Такое состояние атмосферы назы­вается устойчивым. Если температурные градиенты поднимающегося и окружающего воздуха равны, то и разница их темпе­ратур на всех уровнях будет одинаковой. Та­кое состояние атмосферы называется без­различным.

Убывание температуры вверх в тропосфе­ре практически никогда не бывает плавным и нередко наблюдается такая стратификациявоздуха, при которой температура с высотой возрастает. Такое явление в атмосфере называется инверсией температуры, а слой воздуха, в котором температура с высотой под­нимается, — инверсионным (от лат. inver-sio — переворачивание). Инверсии могут возникать на разных высотах.

Приземные инверсии по происхож­дению могут быть радиационные и адвективные. Радиационные инверсии возникают при охлаждении нижнего слоя атмосферы от деятельной поверхности, которая выхолаживается за счет излучения. Они случаются летом в ночное время при ясной погоде, когда вышележащие слои еще сохраняют дневное тепло. В пересеченной местности они часты зимой при безветренной погоде, когда холодный плотный воздух стекает вниз в котловины и там застаивается, а на склонах гор воздух оказывается теплее. Такие радиационные инверсии называются орографическими. С ними связаны крайне низкиетемпературы зимой на северо-востоке Азии (Оймякон, Верхоянск). При этом наблюдается инверсия природнорастительных поясов в горах, когда тундры распо­лагаются ниже лесов. Адвективные инверсии образуются при натекании теплового воздуха на холодную поверхность, от которой он сни­зу охлаждается. Они часты на Восточно-Европейской равнине зимой при вторжении теп­лого воздуха с Атлантики.

Среди инверсий свободной атмосферы по происхождению наиболее значимы фронтальные и антициклонические.

Фронтальные инверсии образуются во фронтальных зонах между теплым и холодным воздухом, когда теплый воздух натекает на холодный. Наиболеехарактерны они во внетро-пических широтах во все сезоны года. Инверсии сжатия (оседания) образуются в анти­циклонах, где происходит опускание, адиабатическое нагревание и иссушение воздуха. При этом порции воздуха, опустившиеся из высо­ких слоев, проходят больший путь по верти­кали, нежели из нижних, и поэтому больше нагреваются. Антициклонические инверсии об­разуются на высотах 1—2 км и имеют боль­шую вертикальную мощность. Если они рас­полагаются ниже уровня конденсации, то пре­пятствуют образованию дождевых облаков и выпадению осадков не только над материка­ми, но и над океанами, например в субтро­пиках

Дата добавления: 2014-03-13; просмотров: 912; Нарушение авторских прав

Мы поможем в написании ваших работ!