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 более эффективно – в процессе турбулентного перемешивания и тепловой конвекции. Турбулентное 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 экваториально-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 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 расширение.

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.

Если поднимающийся воздух имеет 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 стратификация воздуха, 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. inversio – 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 низкие температуры зимой на северо-востоке Азии (Оймякон, Верхоянск). При этом наблюдается инверсия природно-растительных 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. Наиболее характерны они во внетропических 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.