Вологоадіабатичні зміни температури повітря

Коли ненасичене водяною парою повітря підноситься угору і адіабатично охолоджується, то воно наближається до насичення і на якійсь висоті воно стає насиченим. Ця висота називається рівнем конденсації водяної пари.

При подальшому піднесенні насиченого повітря вверх у ньому починається конденсація водяної пари і при цьому виділяється приховане тепло, яке було витрачене на випаровування води. Це величезна кількість тепла − 2501· 10³ Дж/кг. Тому температура повітря змінюється за іншими закономірностями. Звільнене тепло затримує зниження температури повітря при його піднесені. Тому температура повітря знижується за вологоадіабатичним, а не сухоадіабатичним градієнтом. Вона знижується тим повільніше, чим більше вологи є в повітрі в стані насичення, а це у свою чергу залежить від температури.

Зниження температури насиченого повітря при його піднесенні на кожні 100 м називається вологоадіабатичним градієнтом γ_{a ′} . Ця величина змінна. Так, при атмосферному тиску 1000гПа і температурі 0⁰С повітря охолоджується на 0,66⁰С, при температурі 20⁰С – на 0,44⁰С, при температурі -20⁰С – на 0,88⁰С. За дуже низької температури повітря у високих шарах атмосфери водяної пари залишається зовсім мало, тому й мало виділяється тепла конденсації. У зв’язку з цим на великих висотах вологоадіабатичний градієнт наближається до сухоадіабатичного. Для наближених розрахунків для засвоєння цих процесів вологоадіабатичний градієнт беруть рівним 0,5⁰С.

Коли насичене водяною парою повітря після піднесення почне опускатись, то його температура змінюватиметься за різними правилами, залежно від того чи всі крапельки і кристалики випали з повітря у вигляді атмосферних опадів, чи вони залишились у повітрі. Якщо у повітрі немає крапель та кристалів, то при опусканні повітря буде нагріватись за сухоадіабатичним градієнтом, тобто на 1⁰С на кожні 100 м. Якщо у повітрі є крапельки і кристалики, то при опусканні повітря і його нагріванні, вони будуть випаровуватись і на випаровування витрачається тепло, що затримує підвищення температури. Вона буде підвищуватись за вологоадіабатичним градієнтом, тобто настільки, наскільки б вона знизилась при піднесенні насиченого повітря при тій же температурі і атмосферному тиску. Як тільки вся вода у повітрі випарується, то подальше підвищення температури буде за сухоадіабатичним градієнтом. Оскільки при опусканні повітря вода випаровується дуже швидко, то для наближених розрахунків температури повітря, яке опускається, завжди можна брати сухоадіабатичний градієнт.

Отже, коли ненасичене повітря підноситься вверх і не досягши рівня конденсації опуститься вниз, то його температура повернеться до початкової величини, вона не зміниться. Коли повітря досягши рівня конденсації продовжує рухатись угору, то його температура знижується за вологоадіабатичним градієнтом і з повітря випадають опади. Якщо в подальшому повітря опуститься до початкового рівня, то його температура виявиться вищою, ніж була на початку процесу. У повітрі відбулись незворотні зміни. Такий процес називається псевдоадіабатичним. Зміни температури повітря при його піднесенні та опусканні можна прослідкувати за спеціальним графіком, який називається аерологічною діаграмою.

Стратифікація атмосфери та вертикальна рівновага

Сухого повітря

Ми вже згадували, що стратифікація атмосфери – це розподіл температури повітря на різних висотах. Цей розподіл можна прослідити за побудованою кривою стратифікації або за величиною вертикального температурного градієнта, який показує як швидко змінюється температура повітря з висотою. Розглянемо три випадки.

Нехай вертикальний температурний градієнт дорівнює 0,5⁰С (мал.4.11,а). Ми бачимо, що температура на кожних 100 м знижується на 0,5⁰С. Поблизу земної поверхні вона становить 20⁰С, а на висоті 400 м 18⁰С. Якщо одиничний об’єм повітря з температурою 20⁰С через будь-яку причину підніметься на висоту 400 м, то його температура знизиться від 20⁰С до 16⁰С. Ми бачимо, що в цьому випадку на будь-якій висоті температура повітря, яке піднімається, буде нижчою за температуру навколишнього повітря. Як тільки зникне причина, яка примусила повітря піднятися вверх, воно зразу ж опуститься вниз, бо воно холодніше від навколишнього, а значить і густина його більша. Це буде стійка стратифікація або стійка рівновага атмосфери.

Якщо вертикальний температурний градієнт дорівнює 1⁰С (мал.4.11,б). Температура навколишнього повітря знижується на 1⁰ на кожні 100 м. Поблизу земної поверхні температура 20⁰С, а на висоті 400 м 16⁰С. Якщо одиничний об’єм ненасиченого повітря підніметься на висоту 400 м, то на всіх рівнях температура цього повітря буде такою ж, як і навколишнього. Тому воно залишиться на цій висоті. Це буде байдужа (нейтральна) стратифікація або байдужа рівновага атмосфери.

Якщо вертикальний температурний градієнт дорівнює 1,5⁰С (мал. 4.11, в). Температура повітря знижується на 1,5⁰С на кожні 100 м. Поблизу земної поверхні температура 20⁰С, а на висоті 400 м 14⁰С. Якщо одиничний об’єм повітря підніметься на висоту 400 м, то температура його тут буде 16⁰С і на всіх рівнях вона буде вищою, ніж температура навколишнього повітря. При цьому, чим більша висота, тим більша різниця. Як тільки зникне причина, яка примусила повітря рухатися угору, то воно самостійно продовжить цей рух, оскільки воно тепліше від навколишнього повітря і його густина менша. Це буде нестійка стратифікація або нестійка рівновага атмосфери. Лише за нестійкої стратифікації атмосфери виникає конвекція.

Отже, коли вертикальний температурний градієнт γ<γ_а , то це стійка стратифікація, коли γ=γ_а – байдужа, коли γ>γ_а – не стійка стратифікація атмосфери. Особливо стійкою буде атмосфера, коли є шари інверсії температури. Це затримуючі шари, через які нижчерозташоване повітря піднятися вище не може.