Розпреділення температури повітря по вертикалі в тропосфері.

Розпреділення температури в атмосфері з висотою називають стратифікацією атмосфери. Графічно стратифікація атмосфери може бути представлена кривою стратифікації.

За даними таблиці 23 можна проаналізувати розподіл температури в атмосфері.

Зниження температури повітря триває з підняттям угору до 13 км, де вона стабілізується і дорівнює – 54⁰С. Найбільш різке падіння температуру з різницею – 27⁰С спостерігається на висоті 5 – 10 м. Середнє значення ВГТ в цій зоні (тропосфері) становить 0,6⁰С/100 м.

Таблиця 23.

Розподіл температури повітря по вертикалі.

Від стратифікації атмосфери залежить її стабільність, тобто можливість переміщення окремих мас повітря в вертикальному напрямку. Висхідні течії повітря виникають при тепловій конвекції, при русі повітря по гірському схилу, в областях пониженого тиску. Низхідні течії повітря виникають при опусканні повітряних мас з гір, в областях підвищеного тиску. Такі переміщення великих мас повітря проходять майже без обміну теплом з оточуючим середовищем, тобто адіабатично. При цьому змінюється температура та тиск повітряної маси, яка пересувається. Якщо маса повітря рухається вверх, то вона переходить в шари з меншим тиском і розширюється, в результаті чого температура знижується. При опусканні повітря проходить зворотній процес.

Зниження на 1⁰С температури повітряної маси, ненасиченої водяною парою, при підніманні вгору на кожні 100 м називається сухоадіабатичнимтемпературним градієнтом. При переміщенні вгору насиченого водяною парою повітря падіння температури на кожні 100 м по вертикалі в середньому становить 0,5-0,6⁰С. Це вологодіабатичний температурний градієнт. Він має менше середнє значення, ніж сухоадіабатичний градієнт, оскільки з насиченого повітря конденсується частина водяної пари, вивільнюється прихована теплота, яка протидіє падінню температури.

Рух повітря у вертикальному напрямку залежить від вертикального температурного градієнта.

При ВГТ = 1,0⁰С/100 м настає байдужа рівновага. Температура мас, які піднімаються і температура навколишнього повітря – однакові. Тобто повітря практично ні піднімається, ні опускається.

При ВГТ 1,0⁰С/100 м (вологоадіабатичний процес) виникає стійкий стан атмосфери: маса повітря, яка піднімалася, більш холодна та щільна, чим оточуюче середовище, тому вона знову буде спрямовуватись униз.

При ВГТ 1,0⁰С/100 м (сухоадіабатичний процес) виникає нестійкій стан атмосфери: маса повітря, яка піднімається, охолоджується кожні 100 м тільки на 1,0⁰С, на всіх висотах буде тепліше навколишнього середовища і тому вертикальний рух буде продовжуватись.

Нестійкій стан виникає при сильному нагріванні підстилаючої поверхні. Зазвичай в жарку літню погоду нестійкій стан охоплює приземний шар атмосфери, а потім в результаті переносу тепла вверх за рахунок турбулентності та конвекції ВГТ збільшується і в більш високих шарах. це Сприяє подальшому розвитку конвекції, яка розповсюджується до висоти, на які температура висхідної течії стає рівною температурі навколишнього середовища. При великі нестійкості атмосфери виникають купчасто-дощовіхмари, з яких випадають небезпечні для народного господарства зливи та град. Таким чином ВГТ є показником стану атмосфери.