Причины изменений температуры воздуха
Основная часть солнечной радиации, которая поступает в околоземное пространство, поглощается земной поверхностью. Тепло земной поверхности, в свою очередь, передаётся расположенным ниже слоям почвы или воды и определяет как их температурный режим, так и температуру прилегающих к ним слоёв атмосферы.
Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы. Этот тепловой режим атмосферы определяется обменом тепла — теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Эта характеристика состояния атмосферы чрезвычайно изменчива и имеет существенные отклонения в течение суток, сезона, года и т. д., в различных слоях атмосферы и географических зонах на нашей планете. Она находится в зависимости от целого ряда причин: от количества поступающей солнечной радиации, величины альбедо подстилающей поверхности, отражающих свойств в различных слоях атмосферы и эффективного излучения Земли.
Теплообмен осуществляется:
- радиационным путём, т. е. путём поглощения воздухом излучения Солнца, земной поверхности и атмосферных слоёв;
- путём теплопроводности — молекулярной (между воздухом и земной поверхностью) и турбулентной (внутри атмосферы);
- при передаче тепла между земной поверхностью и воздухом в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.
На испарение затрачивается тепло, которое переходит в скрытое тепло парообразования. При конденсации водяного пара это скрытое тепло выделяется и идёт на нагревание воздуха, а иногда почвы и водной поверхности, если конденсация происходит на земной поверхности.
Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить и «независимо от теплообмена» — адиабатически. Такие изменения температуры связаны с изменением атмосферного давления. При понижении давления и, следовательно, при расширении объёма воздуха температура его падает. При сжатии воздуха температура его растёт. Адиабатические изменения состояния атмосферы происходят при движении воздуха с вертикальной составляющей. Если атмосферный процесс протекает достаточно быстро и теплообмен за это время мал, то изменение состояния воздуха можно приближённо считать адиабатическим. Следует, однако, иметь в виду, что строго адиабатических процессов в атмосфере быть не может — никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплового влияния окружающей среды.
Для нижних слоёв атмосферы непосредственное поглощение солнечной радиации сравнительно мало. По этой причине малы и связанные с этим процессом изменения температуры воздуха (около 0,1–0,2 ºC в час до высот 3 км). Большее значение для теплового состояния нижних слоёв воздуха имеют поглощение им длинноволновой радиации земной поверхности и теплообмен с земной поверхностью путём теплопроводности.
Основным механизмом, посредством которого осуществляется передача тепла в почве, является молекулярная теплопроводность. Температура почвы на разных глубинах испытывает периодические колебания, но амплитуда их с глубиной уменьшается. Между земной поверхностью и расположенными ниже слоями почвы происходит обмен тепла. Количественно этот теплообмен характеризуется тем потоком тепла, который направлен либо от поверхности в глубь почвы, либо в обратном направлении. В суточном ходе температуры поверхности почвы максимум наблюдается в условиях максимальной инсоляции вскоре после полудня (около часа дня), а минимум — перед восходом солнца.
Наличие растительного покрова на поверхности почвы оказывает существенное влияние на тепловой режим почвы. С одной стороны, он уменьшает нагревание почвы в дневные часы, а с другой, растительный покров уменьшает охлаждение поверхности почвы в ночные часы, задерживая тепло, отдаваемое эффективным излучением.
Тепло, аккумулируемое почвой в летнее время, к зиме с уменьшением притока солнечной радиации отдаётся атмосфере.
В зимний период существенное влияние на тепловой режим почвы оказывает снежный покров — он предохраняет почву от глубокого промерзания и в то же время приводит к ослаблению теплообмена между почвой и атмосферой.
Условия распространения тепла в водных бассейнах отличны от тех же условий в почве по ряду признаков. Механизмы поглощения и излучения радиации в водных бассейнах и почве различны. Основную роль в распространении тепла в водных бассейнах играет турбулентное перемешивание, а не молекулярная теплопроводность.
Распространение тепла в водных бассейнах определяется подвижностью частиц воды. Благодаря этому свойству возможно перемешивание тёплых и холодных масс воды под воздействием чисто механических сил (например, под воздействием ветра). Кроме этого, в водной среде возникает конвекционный перенос тепла.
Слой воды, в котором наблюдаются суточные, сезонные и годовые колебания температуры, в водных бассейнах значительно больше, чем в почве. В океанах и морях заметные суточные колебания температуры наблюдаются до глубин 15–20 м, а годовые — даже до глубины 200–400 м. Сама же величина амплитуды температурных колебаний, как суточных, так и годовых невелика.
Суточной (годовой) амплитудой температурных колебаний называется разность между суточным (годовым) максимумом и суточным (годовым) минимумом температуры.
На поверхности океанов она составляет обычно несколько десятых долей градуса в суточном ходе (0,1–0,2 ºC в умеренных широтах и около 0,5 ºC в тропиках) и несколько градусов в годовом ходе. Суточные колебания температуры воды на поверхности океана имеют максимум около 15–16 часов, а минимум через 2–3 часа после восхода солнца. В мелководных бассейнах ограниченного размера, внутренних морях и глубоководных озёрах амплитуда суточных колебаний достигает значений порядка нескольких градусов (1–5 ºC), а амплитуда годовых колебаний составляет около 15–20 ºC.
Причина малых амплитуд температуры в океанах и морях обусловлена тем, что теплоёмкость воды значительно больше, чем теплоёмкость почвы, поэтому при одном и том же количестве поступившей энергии температурный эффект, обусловленный ею, в воде будет во много раз меньше, чем в почве. Водные бассейны больших размеров способны аккумулировать тепла в 20–30 раз больше, чем суша.
Как суточные, так и годовые колебания температуры распространяются в воде до бóльших глубин, чем в почве (конечно, с запозданием). Суточные колебания температуры обнаруживаются в море на глубинах до 15–20 м, а годовые — до 150–400 м.
Особенностью теплового режима больших водных бассейнов в холодное и тёплое время года является то, что влияние их сказывается на температуре воздуха в нижних слоях атмосферы. Оно проявляется в том, что отепляющее влияние этого режима сказывается зимой и, наоборот, умеряющее влияние — в тёплую половину года. Благодаря этому вблизи крупных морских бассейнов температура воздуха летом несколько ниже, чем в более континентальных районах мира, а зимой — выше, чем вдали от них.
Атмосфера, исключая её верхние слои, за счёт поглощения солнечной радиации нагревается незначительно. Она получает тепло в основном от земной поверхности — водной поверхности и поверхности суши. Между земной поверхностью и атмосферой постоянно происходит сложный процесс обмена теплом.
Воздух, непосредственно прилегающий к земной поверхности, обменивается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Однако внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла путём турбулентной теплопроводности. Турбулентная теплопроводность увеличивает также передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно.
Понятие температуры воздуха нуждается в некоторых пояснениях. Когда речь идёт о температуре воздуха у земной поверхности, следует понимать, что она может измеряться как над поверхностью суши, так и над поверхностью моря. Изменения температуры воздуха, происходящие в определённом количестве или объёме воздуха, можно назвать индивидуальными. Они характеризуют изменения состояния данного количества воздуха.
Температура же воздуха у земной поверхности на сети гидрометеорологических станций — это температура воздуха, измеренная в психрометрической будке на метеорологической площадке, причём резервуары термометров помещаются на высоте 2 м над поверхностью почвы. Только при специальных исследованиях состояния приземного слоя воздуха термометры помещаются на различных уровнях — более низких или более высоких (градиентные наблюдения). На судах термометры устанавливаются на других уровнях, исходя из некоторых конструктивных особенностей надстройки судна. Кроме этого следует учитывать, что на судах температура воздуха наблюдается не в метеорологических будках, а в «нестандартных условиях», с использованием портативного прибора для измерения температуры и влажности воздуха — аспирационным психрометром Ассмана.
Суточный ход температуры водной поверхности (моря) и температуры воздуха на высоте до 6 м уже может иметь существенные различия. Подобно тому, как в почве или воде нагревание и охлаждение передаются от поверхности в глубину, так и в воздухе нагревание и охлаждение передаются из нижнего слоя в более высокие слои, в зависимости от тепловых условий на подстилающей поверхности и ряда других факторов. Нерадиационная передача тепла над водной поверхностью передаётся также за счёт адвекции тепла и особенностей турбулентной теплопроводности, т. е. при перемешивании воздуха. Над морем суточная амплитуда температуры несколько растёт с высотой, но всё же остаётся малой.
Непериодические изменения температуры воздуха
Непериодические изменения температуры воздуха в атмосфере связаны главным образом с переносом воздушных масс из других районов Земли.
Воздушные массы можно в наиболее общем виде разделить на тёплые, холодные и местные.
Тёплая воздушная масса (например, тропический воздух или морской полярный воздух зимой над материком) движется на более холодную подстилающую поверхность. Она при этом охлаждается снизу.
Холодная воздушная масса (например, арктический воздух, морской полярный воздух над материками) движется на более тёплую подстилающую поверхность и при этом нагревается снизу.
Местные воздушные массы — это воздушные массы, которые формируются и длительное время сохраняются в том или ином географическом районе.
Температура воздуха в атмосфере будет изменяться вследствие непрерывной смены воздуха в данном месте, т. е. вследствие прихода воздуха различных воздушных масс, где он имеет другую температуру. Эти изменения температуры называют адвективными. Адвекция связана с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара. Если в данное место поступает воздух с более высокой температурой, то говорят об адвекции тепла, если с более низкой — об адвекции холода.
Общие изменения температуры в зафиксированной географической точке, зависящие и от индивидуальных изменений состояния воздуха, и от адвекции, называют локальным (местным) изменением.
Особенно значительные похолодания, иногда называемые «волнами холода», происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс, поступающих с Северного Ледовитого океана в Северном полушарии и из Антарктиды и Южного океана в Южном полушарии. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки и Передней Азии. Это иногда определяет и климатические условия Средиземноморского бассейна. На Дальнем Востоке и в Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха в Тихоокеанском бассейне могут беспрепятственно проникать далеко на юг. В Азии над морями это влияние ощущается в районе Японских островов. В Северной Америке «волны холода» проникают в отдельные годы до Флориды и Мексиканского залива.
Над океанами холодные воздушные массы могут проникать глубоко в тропики. Конечно, при этом холодный воздух прогревается над тёплой водой, но всё же он может создать заметные понижения температуры воздуха и водной поверхности.
Вторжения морского воздуха из средних широт Атлантического океана в Европу создают заметное потепление зимой и похолодание летом.
В Северную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно с Мексиканского залива, что существенно смягчает континентальный климат.
Даже в приполюсных районах Северного Ледовитого океана температура воздуха зимой иногда повышается до нуля в результате выноса тепла из умеренных широт, причём потепление можно проследить во всей тропосфере.
Перемещение воздушных масс в атмосфере, приводящее к адвективным изменениям температуры воздуха над поверхностью океанов, связано с общей циркуляцией атмосферы и особенностями проявления циклонической активности.
Тепловые изменения в приземном слое атмосферы
Нагрев и охлаждение земной поверхности по своей природе зависит от прихода и расхода тепла.
В летнее время приток тепла на подстилающую поверхность (суши и верхних слоёв океанов и морей) превышает в целом количество излучаемой ею тепловой энергии. Поэтому происходит нагревание земной поверхности. В тёмное время суток и особенно зимой наблюдается значительное излучение тепловой энергии с поверхности Земли и происходит её охлаждение. Процессы нагревания и охлаждения различных участков суши и водной поверхности довольно сложны. Они определяются и зависят от целого ряда факторов, без учёта которых понять эти процессы и механизмы теплообмена невозможно.
Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно изменяется. В одно и то же время в разных географических точках, в том числе и у земной поверхности, она тоже различна. Температура воздуха на сети метеорологических станций варьируется в довольно широких пределах (в тёплое время года от 0 ºC до +60 ºC, а в холодное время года от −0 ºC до −90 ºC).
Тепловой режим тропосферы
Температура воздуха у поверхности Земли зависит, прежде всего, от притока солнечного тепла и характера подстилающей поверхности. Над сушей минимум температуры воздуха наступает незадолго до восхода солнца, а над океаном — через 2–3 часа после восхода. С восходом солнца быстро повышается температура земной поверхности и путём турбулентного обмена и излучения тепла от земной поверхности передаётся воздуху.
Максимум температуры воздуха обычно наступает над сушей в 14–15 часов местного времени, а над океаном — в 15–16 часов. Затем температура воздуха начинает понижаться, сначала медленно, а затем до захода солнца — быстро. После захода солнца, в течение ночи, процесс понижения температуры воздуха замедляется, но в целом характеризуется медленным понижением.
Суточный ход температуры воздуха у земли достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. В отдельные дни и даже более длительные периоды времени суточный ход температуры воздуха нарушается. Например, максимум температуры может оказаться в ночные часы, минимум — в дневные, а иногда отмечается ровный ход температуры в течение всего рассматриваемого периода времени. Эти нарушения в суточном ходе температуры у поверхности Земли связаны с циркуляционными процессами в атмосфере, сменой воздушных масс и рядом других причин.
Амплитуда суточного хода температуры воздуха над океаном значительно меньше, чем над сушей. В среднем над океанами и морями она составляет 1,0–1,5 ºC. Над сушей амплитуда температуры воздуха в 10–15 раз больше, чем над водной поверхностью.
Величина амплитуды температуры воздуха зависит от времени года. В умеренных широтах летом над сушей она в 3–4 раза больше, чем зимой.
В годовом ходе температуры воздуха у поверхности Земли зимой повсеместно отмечается минимум (холод), а летом — максимум (тепло). В тропической же климатической зоне, где лето совпадает с сезоном дождей, летние температуры могут оказаться ниже зимних (сухой сезон).
Разность между средними месячными температурами самого тёплого и самого холодного месяца называется годовой амплитудой температуры воздуха.
Годовая амплитуда температуры воздуха увеличивается с географической широтой. Годовой ход температуры воздуха над сушей больше, чем над океаном. Над океаном в тропической зоне амплитуды составляют 2–3 ºC, а в умеренных широтах — 3–15 ºC.
Температура воздуха с высотой может уменьшаться с различной скоростью, оставаться постоянной или даже расти.
Слой воздуха, в котором температура с высотой не изменяется называется слоем изотермии.
Слой воздуха, в котором температура с высотой растёт, называется слоем инверсии. По уровню расположения инверсий в атмосфере различают приземные инверсии и инверсии свободной атмосферы.
Инверсии и изотермии являются отклонениями от нормального хода температуры в тропосфере.
Температура воздуха с высотой может существенно изменяться. Тропосферные падения температуры воздуха на уровне тропопаузы достигают −70–80 ºC, а в отдельных случаях ниже −90 ºC. В среднем это понижение составляет около 6 ºC на каждый километр высоты. Но даже в среднем она меняется с высотой поразному. В нижней тропосфере температура уменьшается с высотой медленнее, чем в верхней тропосфере. Эти изменения температуры с высотой принято оценивать значением и знаком вертикального температурного градиента, который обозначают греческой буквой γ (гамма).
Вертикальным температурным градиентом называется величина изменения температуры воздуха на каждые 100 м высоты:
В случае падения температуры с высотой вертикальный температурный градиент будет положительным.
Очень важную роль в атмосферных процессах играет то обстоятельство, что температура воздуха может изменяться без теплообмена с окружающей средой, т. е. адиабатически.
Пусть в единице массы воздуха количество тепла Q меняется на pdv. Тогда для этой массы можно написать известное из физики уравнение первого начала термодинамики (уравнение притока тепла) в следующем виде:
где cv — удельная теплоёмкость газа при постоянном объёме, cvdT — изменение внутренней энергии газа, pdv — работа расширения или сжатия газа.
Для адиабатического процесса уравнение притока тепла напишется с учётом того, что dQ = 0
т. е. работа против внешних сил давления (работа расширения) совершается за счёт внутренней энергии, а работа со стороны внешних сил давления (работа сжатия) увеличивает внутреннюю энергию.
Закон, по которому происходят адиабатические изменения состояния в идеальном газе, с достаточной степенью точности применим к сухому воздуху, а также ненасыщенному влажному воздуху. Этот сухоадиабатический закон выражается уравнением сухоадиабатического процесса, или так называемым уравнением Пуассона:
где R — удельная газовая постоянная, зависящая от природы газа; ср — удельная теплоёмкость при постоянном давлении.
Смысл уравнения Пуассона состоит в следующем: если давление в массе сухого или ненасыщенного воздуха изменяется от р0 в начале процесса до р в конце, то температура в этой массе изменяется от Т0 в начале процесса до Т в конце (при этом значения температуры и давления связаны написанным уравнением, а показатель степени R/cp = 0,286).
Адиабатические процессы в атмосфере, протекающие в сухом или во влажном ненасыщенном воздухе, называют сухоадиабатическими процессами. В этом случае мерой охлаждения воздуха или его нагревания с высотой служит сухоадиабатический градиент.
Величина сухоадиабатического градиента
Знак минус показывает, что температура с высотой понижается. Следовательно, при адиабатическом подъёме сухого и ненасыщенного воздуха его температура на каждые 100 м подъёма понижается на 1 ºC, а при адиабатическом опускании на каждые 100 м возрастает на 1 ºC. Следует иметь в виду, что при адиабатических процессах рассматривается индивидуальное изменение температуры частицы воздуха или некоторого небольшого объёма воздуха.
С адиабатическим подъёмом влажного ненасыщенного воздуха связано такое важное изменение в состоянии газа, как приближение его к состоянию насыщения. Температура воздуха при его подъёме понижается и на некоторой высоте он достигает насыщения. Эта высота называется уровнем конденсации. При дальнейшем подъёме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В поднимающемся насыщенном воздухе температура падает уже не сухоадиабатически, а по влажноадиабатическому закону: тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения.
Падение температуры в насыщенном воздухе при подъёме на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом температуры.
На каждые 100 м подъёма насыщенный воздух при давлении 1000 гПа и температуре 0 ºC охлаждается на 0,66 ºC. При температуре же 20 ºC эта величина составляет 0,44 ºC, а при температуре −20 ºC изменения составляют 0,88 ºC. При более низком атмосферном давлении падения температуры будут соответственно меньше.
Влияние температуры воздуха на мореплавание
Температура воздуха у земной поверхности убывает от экватора к географическим полюсам в соответствии с зональным убыванием притока солнечной радиации. У самого экватора и в экваториальной зоне Северного и Южного полушарий средняя температура в течение года составляет 25–29 ºC. В направлении к географическим полюсам Земли температура воздуха убывает более значительно в том полушарии, в котором в данный период времени отмечается зимний сезон.
Влияние температуры воздуха на мореплавание проявляется в следующем:
- температуры в промежутке от 16 ºC до 22 ºC считаются наиболее благоприятными для плавания;
- температуры, близкие к 30 ºC (и более) при большой влажности, особенно в тропиках, затрудняют работу экипажа;
- низкие (отрицательные) температуры затрудняют работу экипажа по ряду признаков; главным из них является обледенение судна.
Обледенение судна — образование и нарастание льда в холодное время года на корпусе и надстройке судна, что может привести к потере остойчивости судна. Интенсивность обледенения зависит от температуры воздуха и поверхностного слоя воды, силы ветра, степени волнения моря, а также типа судна, его заливаемости и курса по отношению к ветру и волне.
Обычно умеренное обледенение начинается при понижении температуры до −5–8 ºC и часто сопровождается сильными и штормовыми ветрами. Нарастание льда обычно в таких условиях происходит очень быстро.
Литература
Гидрометеорологическое Обеспечение Мореплавания - Глухов В.Г., Гордиенко А.И., Шаронов А.Ю., Шматков В.А. [2014]
