температура воздуха

Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагре­вается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточ­ного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на одну треть. Над поверхностью моря условия сложнее, о чем будет сказано дальше.

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом тем­пературы почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13—14 часов температура почвы, как мы знаем, на­чинает понижаться. В 14—15 часов она уравнивается с темпе­ратурой воздуха; с этого времени при дальнейшем падении тем­пературы почвы начинает падать и температура воздуха. Таким образом, минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум — на 14—15 часов.

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода темпе­ратуры— плавные кривые, похожие на синусоиды.

Понятие температуры воздуха нуждается в некоторых пояснениях. В первую очередь речь идет о температуре воздуха у земной поверхности. Под этим понимается температура, изме­ренная в метеорологической будке, причем 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 и более высоких. На судах термометры также мо­гут помещаться на других уровнях.

Будка нужна для того, чтобы защитить термометр от прямой солнечной радиации, а также от эффективного излучения зем­ной поверхности и окружающих предметов (зданий, деревьев). Только в этом случае может произойти выравнивание температуры самого измерительного прибора — термометра — с тем­пературой окружающего воздуха. Термометр, открытый для солнечной радиации, будет нагреваться сильнее, чем окружаю­щий воздух, и температуру, которую он будет показывать, нельзя отождествлять с температурой воздуха. Понятие о тем­пературе «на солнце» не относится к истинной температуре воз­духа и не имеет метеорологического значения.

С адиабатическим подъемом влажного ненасыщенного воздуха связано такое важное изменение, как приближение его к состоянию насыщения. Температура воздуха при его подъеме понижается; поэтому на какой-то высоте достигается насыще­ние. Эта высота называется уровнем конденсации.

При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В нем происходит кон­денсация, а при конденсации выделяется в значительных коли­чествах скрытая теплота парообразования, или теплота конден­сации (около 600 кал на каждый грамм сконденсировавшейся воды). Выделение этой теплоты замедляет понижение темпера­туры воздуха при подъеме. Поэтому в поднимающемся насы­щенном воздухе температура падает уже не по уравнению Пу­ассона, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения (что в свою очередь зависит от температуры и дав­ления). На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при дав­лении 1000 мб и температуре 0° охлаждается на 0,66 , при тем­пературе +20° — на 0,44° и при температуре —20° — на 0,88°. При более низком давлении падение температуры соответст­венно меньше. Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом Г_s.

      Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, от­личную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхно­сти температура воздуха варьирует в довольно широких преде­лах: крайние ее значения, наблюдавшиеся до сих пор, немного ниже +60° (в тропических пустынях) и около —90° (на мате­рике Антарктиды).

     С высотою температура воздуха меняется в разных слоях и в разных случаях по-разному. В среднем она сначала пони­жается до высоты 10—15 км, затем растет до 50—60 км, потом снова падает и т. д.

     Существует три основных цикла атмосферных процессов, определяющих климат. Это так называемые климатообразующие процессы — теплооборот, влагооборот и атмосферная цирку­ляция.

     Теплооборот, создающий тепловой режим атмосферы, со­стоит в следующем.

     Сквозь атмосферу проходит поток солнечной радиации. Ат­мосфера частично поглощает солнечные лучи, преобразуя их энергию в теплоту; частично рассеивает их, меняя по качеству (спектральному составу); частично они отражаются назад об­лаками.

     Радиация, прошедшая сквозь атмосферу (отчасти и рассеян­ная атмосферой), падая на земную поверхность, частично от нее отражается, но в большей части поглощается ею и нагре­вает верхние слои почвы и водоемов. Земная поверхность сама испускает невидимую инфракрасную радиацию, которая в боль­шей части поглощается атмосферой и нагревает ее. Атмосфера, в свою очередь, излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой поглощается земной поверхностью. В то же время земная и атмосферная радиация непрерывно уходит за пределы атмосферы вместе с отраженной солнечной радиацией, уравно­вешивая приток солнечной радиации к Земле.