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, выде-

ляемая 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. аdiаbаtоs — 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 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.

¹ Влажноадиабатический градиент — величина непо­стоянная и зависит от температуры и давления.

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-расти-тельных 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 хо-

лодный. Наиболее характерны 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.