Число Ричардсона () — критерий подобия в гидродинамике,равный отношению потенциальной энергии тела,

АЭРОЛОГИЧЕСКАЯ ДИАГРАММА

В метеорологических подразделениях по данным радиозондирования составляют специальные графики — аэрологические диаграммы. С их помощью анализируют состояние атмосферы на различных высотах. Особенно они нужны для прогноза развития конвекции и конвективной облачности. Такой график представляет поэтому большой интерес для оценки метеорологических условий полетов.

В настоящее время применяется аэрологическая диаграмма формы АДК (аэрологическая диаграмма в косоугольной системе координат). На бланке АДК изобары отпечатаны в виде горизонтальных линий коричневого цвета, а изотермы — коричневыми прямолинейными и параллельными между собой линиями, наклоненными к изобарам вправо. На бланке нанесены также сухие адиабаты (наклоненные влево коричневые линии), иллюстрирующие изменение температуры, равное 1° С на 100 м высоты, при подъеме сухого или ненасыщенного воздуха и влажные адиабаты, показывающие изменения температуры в поднимающемся насыщенном воздухе (зеленые штриховые линии). Приведены также изограммы, т. е. линии равной удельной влажности при состоянии насыщения (зеленые сплошные линии). Слева от графика на вертикальной шкале — значения давления в мб и высот стандартной атмосферы в км.

На бланках аэрологической диаграммы по данным зондирования атмосферы строятся кривые стратификации, точки росы и состояния. Кривая распределения фактической температуры воздуха по высотам называется кривой стратификации (на диаграммах она красная). При ее построении на горизонтальной оси находят значение температуры, соответствующее начальному уровню подъема, а на вертикальной — давление для того же уровня. На пересечении изотермы и изобары ставят точку и проставляют значение высоты в км. Остальные точки подъема наносятся 'по температуре и давлению аналогично. Кривая точки росы (прерывистая черная линия) строится подобно кривой стратификации и характеризует изменение удельной влажности с высотой.

Уровень, до которого нужно подняться воздуху, чтобы содержащийся в нем водяной пар при адиабатическом подъеме достиг состояния насыщения (относительная влажность воздуха равна 100%). У. К. определяется с помощью аэрологической диаграммы или по формуле

где t₀ и τ₀ — температура воздуха и точка росы у земной поверхности, z_κ — в метра

Уровнем конденсации называется высота, на которой в перемещающемся вверх влажном воздухе водяной пар достигает состояния насыщения. При условиях, когда можно пренебречь вовлечением, относительное содержание водяного пара в восходящем воздухе можно считать постоянным q т const. С уровнем конденсации обычно совпадает нижняя граница облаков.

Из наблюдений известно, что конденсация часто наблюдается при относительной влажности = 80%. Это дает понижение фактического уровня конденсации и формирования нижней границы облаков. Однако вовлечение в поднимающийся термик воздуха из окружающего его пространства имеет обратный эффект, в какой-то мере уменьшающий погрешности определения уровня нижней границы облаков по формуле (4.85).[ ...]

Уровень, на котором температура восходящего воздуха выравнивается с температурой окружающей воздушной среды и восходящие токи конвекции затухают.

Критерии устойчивости позволяет судить об устойчивости системы, не вычисляя корнихарактеристического уравнения.

Критерии устойчивости делятся на алгебраические и частотные.

Алгебраические критерии позволяют судить об устойчивости системы по коэффициентам характеристического уравнения (критерий Гурвица и др). Из эти критериев не следуют рекомендациикак изменить параметры системы для получения желаемых свойств системы.

Частотные критерии (Найквиста, Михайлова) наглядны, позволяют судить о качестве процесса управления, позволяют использовать частотные характеристики полученные экспериментально.
Наибольшее распространение в инженерной практике получилкритерий устойчивости Найквиста.

Критерий Найквиста позволяет судить по частотным характеристикам разомкнутой системы об устойчивости и качестве управления при замыкании системы.

Системы, которые устойчивы при значениях общего коэффициента усиления, лежащем в определенных пределах, называются условно устойчивыми. Системы, которые устойчивы при любом значении общего коэффициента усиления, лежащемниженекоторого максимально допустимого значения, называютсяабсолютно устойчивыми

При использовании критерия устойчивости Найквиста необходимо убедиться в устойчивости разомкнутой системы. Неустойчивость разомкнутой САР может быть следствием наличия местных обратных связей. Проверка устойчивости местных замкнутых контуров может быть сделана с помощью любых критериев устойчивости (в том числе и с помощью критерия Найквиста). Другой причиной неустойчивости разомкнутой САР может быть включение в систему неустойчивых звеньев, например, неустойчивого колебательного звена и т.п. Вообще говоря, этого по возможности надо избегать, но в некоторых случаях это неизбежно. Так при разработке САР для магнитной подвески включение магнитной цепи с регулируемым зазором обязательно. Но это один из методов анализа линейной стационарной динамической системы на устойчивость. Наряду с критерием Гурвица (который часто называют критерием Рауса — Гурвица) является представителем семейства алгебраических критериев устойчивости (в отличие от частотных критериев — таких, как критерий устойчивости Найквиста — Михайлова). Предложен Э. Дж. Раусом в 1875 г.^[1]

Несмотря на то, что критерий Рауса исторически предложен ранее критерия Гурвица, его можно использовать как более удобную схему расчётаопределителей Гурвица, особенно при больши́х степенях характеристического полинома^[2].

К достоинствам метода относятся простая реализация на ЭВМ, а также простота анализа для систем небольшого (до 3) порядка. К недостаткам можно отнести отсутствие наглядности метода: при его применении сложно получить информацию о степени устойчивости, о её запасах.

5. Термический фактор генерации атмосферной турбулентности. Число Ричардсона.

Термический фактор

Первый термический фактор обусловлен неравномерным распространением лучистой энергии Солнца по поверхности Земли. В приполярных районах до 95 % лучей Солнца отражается от снега и льдов. Это объясняется тем, что в высоких широтах лучи входят в атмосферу под косым углом, а значит, их световая энергия распределяется на большую площадь земной поверхности. Скользящие солнечные лучи, проникающие в атмосферу не под прямым углом, проходят через более толстый слой воздуха. Поэтому здесь всегда холодно, формируется постоянно высокое давление. И наоборот, в экваториальной зоне солнечные лучи падают на поверхность Земли под прямым углом, сильно ее нагревая. В результате здесь формируется зона низкого давления. Поэтому происходит перемещение воздуха из приполярных районов в область экватора, т.е. из зон высокого в зоны низкого давления. Экваториальные воздушные массы, интенсивно и быстро нагреваясь, поднимаются и в высоких слоях атмосферы расходятся к северу и югу и охлаждаются.[ ...]

Воздушный поток в горах изменяется под воздействием динамических факторов, обусловленных топографией, и термических факторов, в результате чего создается местная циркуляция. Кроме того, высота гор влияет на скорость ветра. Все это вместе взятое делает наблюдаемое в горной области поле ветра в высшей степени сложным и изменчивым. Индивидуальные влияния этих факторов подробно рассмотрены выше, но будет полезно закончить эту главу некоторыми соображениями по поводу взаимодействий в общем поле ветра. В сложной области, где имеются черты топографии различных масштабов, воздушный поток может испытывать неодинаковые воздействия на разных уровнях в атмосфере. Наппо [6] иллюстрирует это на примере долины р. Теннесси шириной 50—60 км между плато Камберленд (1000 м) к северо-западу и Грейт-Смоки-Маунтинс (2000 м) к юго-востоку. Там можно выделить три различных слоя. Ниже 200 м в долине в потоке не обнаруживается никаких крупномасштабных влияний рельефа, хотя можно заметить направляющий эффект, создаваемый небольшими хребтами (100—150 м). Изменения скорости и направления ветра здесь практически не зависят от устойчивости. Над этим слоем вплоть до 800 м выше дна долины (т. е. приблизительно до половины высоты основных элементов рельефа) профиль скорости ветра почти такой же, как и над шероховатой поверхностью равнины, тогда как направление ветра испытывает влияние локальной топографии и устойчивости. На более высоких уровнях скорости увеличиваются, но направления, как правило, остаются постоянными вплоть до свободной атмосферы.[ ...]

характеристики воздушных течений, вызванных топографическими и термическим факторами, непосредственно влияют на рассеяние загрязняющих веществ, но существующие теории, как правило, не позволяют дать прогноз в условиях пересеченного рельефа. Для того чтобы лучше изучить поведение воздушных потоков и загрязняющих воздух веществ в конкретных горных местностях, сейчас начато осуществление специальных программ наблюдений, и, хотя еще слишком рано обобщать их результаты, полезно изложить здесь некоторые выводы.[

Воздействия топографии на движение воздуха происходят в широком диапазоне масштабов и создают иерархию систем циркуляции с помощью механизма динамических и термических факторов. Здесь мы остановимся на трех основных типах динамического процесса. Первый — обширные горные хребты создают волновые движения планетарного масштаба в результате крупномасштабных вихревых воздействий. Второй — горы вызывают деформацию погодных систем синоптического масштаба, особенно фронтов. Третий — топография всех масштабов вызывает волновое движение в результате локальных гравитационных воздействий. Несмотря на то что эти типы не всегда четко разграничены, они дают удобную основу для обсуждения. Подробные обзоры орографических воздействий на воздушный поток приведены в работах Алака [4], Николса [86] и Смита [110], а удачное резюме — в работе Бира [8].[ ...]

Накопление фенольных веществ под влиянием неблагоприятных и стрессовых условий среды обеспечивает устойчивость вида. Эти вещества выполняют роль защитных барьеров на пути механических, химических, термических факторов среды, а также болезнетворных воздействий. Обычно древесная кора, оболочки семян, плодов, ягод, клубней и другие покровные ткани содержат повышенное количество фенольных соединений (дубильные вещества, флавоноиды, фенолокислоты) и образуют защитный покров, предохраняющий делящиеся клетки (меристемы апикальных частей, камбия) и семена (будущие зародыши жизни) от всякого рода повреждений, препятствуют их проникновению вглубь тканей.[ ...]

Рассеивание (диффузия) токсогенов, выделяемых различными источниками, происходит под влиянием турбулентности, свойственной приземному слою атмосферы. Различные слои воздуха интенсивно перемешиваются во всех направлениях, что приводит к разбавлению загрязненных слоев и к падению концентрации токсогенов в них. Турбулентность атмосферы может иметь механическое и термическое происхождение. В первом случае она возникает главным образом в результате трения ветрового потока о поверхность почвы. С увеличением шероховатости земной поверхности интенсивность турбулентности возрастает, так как возрастает размер вихрей, распространяющихся вверх до больших высот. Другим источником турбулентности в атмосфере является неравномерное распределение температуры (тепловое расслоение приземного слоя воздуха). В зависимости от атмосферных условий механические и термические факторы могут действовать одновременно с попеременным преобладанием одного фактора над другим.[ ...]

Можно выделить четыре основные возможности проявления тектоно-магматических процессов в зонах соединения трех спрединговых хребтов. Первая - на всех трех хребтах вблизи тройного соединения преобладает тектоническая фаза. В этом случае следует ожидать формирование резко расчлененного рельефа, осложненного многочисленными уступами, сбросами, разломами, гьярами и т.д. Вторая и третья возможности связаны с тем, что одна или две ветви СОХ пребывают в стадии активного магматизма и аккреции океанической коры. В этом случае возрастает роль термического фактора рельефообразования и характер рельефа дна будет сильно отличаться от такового при тектонической фазе. Четвертая возможность предполагает одновременную магматическую активность на всех трех ветвях СОХ, что приводит к образованию в окрестности тройного соединения как бы зоны резонансного магматизма. Такая ситуация может привести к созданию аналогов горячей точки, т.е. к формированию интенсивной термической аномалии, вызванной одним или несколькими магматическими очагами. В этом случае в рельефе тройного соединения могут происходить существенные изменения, приводящие к созданию обширных вулканических поднятий.[ ...]

Вследствие сложной зависимости турбулентного обмена в приземном слое атмосферы от погодных условий коэффициент корреляции г между коэффициентом турбулентного обмена и скоростью ветра не всегда достаточно высокий. Как видно из табл. 5.3, значения г для различных станций изменяются от 0,42 (Форт-Шевченко) до 0,75 (Тамды, Термез, Чита, Огурцово), при этом в отдельные сроки г несколько ниже, чем в целом за сутки, очевидно, из-за меньшего числа случаев, используемых при определении значения г за сутки. Можно отметить также увеличение коэффициента корреляции при возрастании скорости ветра, так как в этом случае доля термического фактора уменьшается.[ ...]

Турбулентность возникает вследствие различия скоростей ветра в смежных слоях воздуха. Особенно велика она в нижних слоях атмосферы, где скорость ветра быстро растет с высотой. Но в развитии турбулентности принимает участие также и архимедова (гидростатическая) сила. Отдельные количества воздуха, имеющие более высокую температуру, поднимаются вверх, а более холодные объемы воздуха опускаются вниз. Такое перемещение воздуха за счет различий температуры, а, следовательно, и плотности, происходит тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой. Поэтому различают динамическую турбулентность, возникающую независимо от температурных условий, и термическую турбулентность (или конвекцию), определяемую температурными условиями. В действительности турбулентность всегда имеет комплексную природу, в которой термический фактор играет большую или меньшую роль.[ ...]

Световая солнечная постоянная

Освещённость перпендикулярной потоку площадки, расположенной за пределами атмосферы на среднем расстоянии Земли от Солнца, в видимом диапазоне спектра называется световой солнечной постоянной. По оценке В. В. Шаронова середины XX века она равна 135000 люксов^[3][4]. В англоязычной литературе понятию «световая солнечная постоянная» соответствует термин «solar illuminance constant».

Инфракрасное излучение

Инфракрасное излучение образуется всяким телом, температура которого выше абсолютного нуля. Чем больше оно нагрето, то есть чем выше его температура, тем выше интенсивность излучения. Инфракрасное излучение проникает сквозь атмосферу, воду, почву, одежду, оконные стекла.

Коэффициент поглощения инфракрасных лучей связан с длиной волны, которая обусловливает глубину проникновения.

По длине волны инфракрасное излучение подразделяется на:

1. длинноволновое (свыше 1400 нм) - задерживается поверхностными слоями кожи и проникает на глубину до 3 мм, в результате ускоряется обмен веществ, усиливается кровоток, рост клеток и регенерация тканей, но в больших дозах может вызывать чувство жжения.

2. средневолновое (длина волны 1000 – 1400 нм)

3. коротковолновое (длина волны от 760 до 1000 нм) обладает большой проникающей способностью. Проникает на глубину 4-5 см, 14% лучей в пределах длин волн 1000-1400 нм - на глубину 3-4 см.

ИК-излучение оказывает:

1. тепловое действие - воздействуя на молекулы и атомы веществ, усиливая их колебательные движения, ИК-излучение приводит к повышению температуры биосубстрата.

2. фотохимическое действие – связано с поглощением энергии тканями и клетками, что ведет к активизации ферментных процессов и, как следствие, к ускорению обмена веществ, образованию БАВ, усилению процессов регенерации, иммуногенеза. ИК-излучение оказывает местное и общее воздействие.

При локальном воздействии на ткани ИФ-излучение несколько ускоряет биохимические реакции, ферментативные и иммунобиологические процессы, рост клеток и регенерацию тканей, кровоток, усиливает биологическое действие УФ-лучей.

Общее действие проявляется противовоспалительным, болеутоляющим, общетонизирующим эффектами. Эти эффекты широко используются в физиотерапии - с помощью использования искусственных источников ИК-излучения для лечения заболеваний воспалительного характера с целью уменьшения болевого синдрома при ревматизме, остеохондрозе и т.д.

3. влияет на климат и микроклимат. Вследствие неравномерного нагревания земной поверхности и испарения воды происходит движение воздуха и водных масс, формирование циклонов и антициклонов, теплых и холодных течений, разнообразие климатических зон, погодных условий, которые опосредованно влияют на человека.

При оптимальной интенсивности ИК-излучение вызывает приятное тепловое ощущение.

Отрицательное воздействие ИК-излучения связано с тепловым эффектом, так как возможно перегревание организма с развитием теплового или солнечного удара.

Видимое излучение

Видимое излучение воздействует на кожу (проникает на глубину 2,5 см) и глаза. Кожа неодинаково поглощает видимые лучи. Красные лучи проникают на глубину 2,5 см в количестве 20%, фиолетовые до 1%.

Биологическое действие:

1. вызывает световое ощущение. Связано с фотохимическим действием, которое проявляется в возбуждении молекул зрительных пигментов сетчатки глаза. В результате в сетчатке возникают электрические импульсы, вызывающие ощущение света. Таким образом, видимые лучи имеют информационное значение (информация об объеме, цвете, форме и т.д.)

2. оказывает благоприятное действие на организм, стимулирует его жизнедеятельность, улучшает общее самочувствие, эмоциональное настроение, повышает работоспособность. Плохое освещение отрицательно сказывается на функции зрительного анализатора, в результате чего быстро развивается утомление.

3. усиливает обмен веществ, иммунологическую реактивность, улучшает деятельность других анализаторов, активизирует процессы возбуждения в коре головного мозга.

4. тепловое действие – около 50% общей тепловой энергии солнечного спектра приходится на видимое излучение.

5. оздоровление окружающей среды

6. психогенное значение. Видимое излучение способно создавать гамму цветов, которые оказывают различное действие на человека. Отношение к цветам очень индивидуальное и каждый цвет вызывает у человека определенные ощущения (голубой – чувство прохлады, успокаивающее действие, зеленый – спокойствие, надежность, ярко-желтый – раздражение, красный – возбуждение, фиолетовый и синий – угнетают и способствуют засыпанию, синий способен усиливать состояние депрессии).

7. интенсивность и цвет видимого света на протяжении суток меняется, что имеет сигнальный характер и определяет суточный биологический ритм активности человека, служит источником рефлекторной и условнорефлекторной деятельности.

В процессе эволюции человек стал вести активный образ жизни в светлый период суток. Видимый свет влияет на режим сна и бодрствования, а, следовательно, и на физиологические функции организма (регуляция температуры тела, уровня гормонов и т. д.). Сейчас существует понятие синдрома «световое голодание», которое характеризуется снижением работоспособности, эмоциональной нестабильностью, повышенным аппетитом и потребностью во сне. Такой синдром возникает у людей в осенне-зимний период, при проживании за Полярным кругом, у работающих в ночную смену и т.д

7. Основные законы поглощения и рассеяния солнечной радиации в атмосфере. Характеристики прозрачности атмосферы.

Лучистая энергия Солнца является основным, а практически единственным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и от Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией. Также ничтожно мал и поток тепла, направленный к земной поверхности и в атмосферу из глубин Земли.

Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на земной поверхности. Лучистая энергия Солнца превращается в тепло отчасти в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности. Она идет здесь на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от их и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь сами излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая эту радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются.

Тепловой режим атмосферы

ПОГРАНИЧНЫЙ СЛОЙ - область течения вязкой жидкости (газа) с малой по сравнению с продольными размерами поперечной толщиной, появляющаяся у поверхности обтекаемого твёрдого тела или у границы раздела двух потоков жидкости с разл. скоростями, темп-рамп или хим. составом. Возникновение П. с. связано с явлением переноса в жидкости кол-ва движения, теплоты и массы, характеризуемых коэф. вязкости, теплопроводности и диффузии. Образование и развитие П. с. можно проследить на примере динамического (скоростного) П. с. у поверхности тела, обтекаемого потоком жидкостп или газа. Вследствие вязкости жидкости она "прилипает" к поверхности тела, т. е. на стенке продольная составляющая скорости жидкости раина нулю (если поверхность тела непроницаемая, то здесь равна пулю и поперечная составляющая скорости). Разрыв продольной составляющей скорости в вязкой жидкости существовать не может, поэтому возникает переходная область течения, т. е. П. с., в к-ром происходит плавное изменение скорости от нуля на стенке до нек-рого конечного значения во внеш. потоке, где влияние вязкости исчезает

Распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения называют тепловым режимом атмосферы. Тепловой режим атмосферы является важнейшей характеристикой климата и определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Под окружающей средой при этом понимают космическое пространство, соседние массы или слои воздуха и особенно земную поверхность.

Теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т.е. при собственном излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Во-вторых, теплообмен осуществляется путем теплопроводности – молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически. Такие изменения температуры, как известно, связаны с изменениями атмосферного давления, особенно при вертикальных движениях воздуха.

Непосредственное поглощение солнечной радиации в тропосфере мало; оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на 0,5°С в день. Несколько большее значение имеет потеря тепла воздухом через длинноволновое излучение. Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности.

Тонкая пленка воздуха, непосредственно соприкасающегося с земной поверхностью, обмени-вается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла – путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. Турбулентная теплопроводность увеличивает и передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно. Если, например, происходит охлаждение воздуха от земной поверхности, то путем турбулентности на место охладившегося воздуха непрерывно переносится более теплый воздух из вышележащих слоев. Этот процесс поддерживает разность температур между воздухом и поверхностью и, следовательно, процесс передачи тепла от воздуха к поверхности. Охлаждение воздуха непосредственно над земной поверхностью будет не так велико, как было бы при отсутствии турбулентной теплопроводности, но оно распространяется на более мощный слой атмосферы. В результате потеря тепла земной поверхностью оказывается больше, чем она была бы в отсутствие турбулентности.

Различают индивидуальные и локальные (местные) изменения температуры. Индивидуальными называют изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха, сохраня-ющего свою целостность в процессе движения. Эти изменения происходят вследствие указанных выше процессов. Они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха.

Локальными называют изменения температуры в некоторой точке внутри атмосферы с зафик-сированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря. Любую метеорологическую станцию, не меняющую своего положения на земной поверхности, можно рассматривать в качестве такой точки. Температура в этой точке будет меняться не только в силу указанных индивидуальных изменений теплового состояния воздуха, но и вследствие непрерывной смены воздуха в данном месте, т.е. прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру. Изменения температуры, связанные с адвекцией – с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла; если с более низкой – об адвекции холода.Таким образом, локальное изменение температуры в зафиксированной географической точке зависит от индивидуальных изменений состояния воздуха и от адвекции воздуха иной температуры. Метеорологические приборы – термометры и термографы, неподвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют именно локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и, следовательно, остающемся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе. Через приземный слой реализуется тепловое взаимодействие атмосферы и земной поверхности –в атмосферу поступает основная часть тепловой энергии.Вследствие того, что воздух в приземном слое атмосферы непосредственно соприкасается с основным источником тепла и влаги – земной поверхностью, в нем формируются максимальные для всей атмосферы градиенты температуры и влагосодержания. Динамическое взаимодействие приземного слоя с подстилающей поверхностью также ведет к формированию в нем наибольших вертикальных градиентов скорости ветра и количества движения.Метеорологические величины и их градиенты в приземном слое атмосферы обладают также максимальной для всей атмосферы временной изменчивостью, обусловленной суточным и сезонным ходом теплового баланса земной поверхности.Периодичность колебаний температуры воздуха в приземном слое практически совпадает с периодичностью изменений радиационного и теплового баланса. Амплитуда суточных и сезонных колебаний уменьшается по мере удаления от деятельной поверхности. В качественном отношении это сходно с уменьшением амплитуды температуры внутри деятельного слоя земной поверхности по мере удаления от нее вглубь, однако вследствие различий теплопроводности приземного слоя атмосферы, деятельного слоя акваторий и почв грунтов можно говорить лишь о качественном сходстве.Толщина приземного слоя атмосферы зависит от аэродинамических свойств земной поверхности, знака и модуля ее теплового баланса. Эти же факторы определяют, в пределах приземного слоя, профили температуры, влагосодержания и скорости ветра.

В период нагревания земной поверхности, т.е. когда тепловой баланс положителен, в приземном слое температура воздуха с высотой падает. Это нормальное направление градиента температуры – в слое от земной поверхности до верхней границы тропосферы. В период охлаждения земной поверхности, т.е. при отрицательном тепловом балансе, вертикальный градиент температуры принимает направление, обратное нормальному. В приземном слое, а иногда и выше его, в планетарном пограничном слое, формируется инверсия – повышение температуры воздуха с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения. Турбулентный поток явного тепла при нормальной стратификации в приземном слое направлен от земной поверхности вверх, а при инверсиях – вниз, в сторону земной поверхности. Моменты образования и разрушения инверсий в приземном слое атмосферы совпадают с моментами смены турбулентными потоками тепла своего направления. Это соответствует формированию в приземном слое изотермии.

Распределение температуры воздуха в нижних слоях атмосферы определяется главным образом его теплообменом с земной поверхностью. Естественно, что с высотой, по мере удаления от земной поверхности, температура воздуха понижается.

Для средних условий в тропосфере вертикальный градиент температуры γ_ср= 0,657/100 м. Однако во многих случаях фактический градиент температуры может существенно отклоняться от среднего значения, особенно в слое трения и в самом .нижнем приводном (приземном) слое.

В связи с тем, что температура воды обычно выше температуры воздуха, над морем вблизи водной поверхности почти всегда существует тонкий слой воздуха, характеризующийся градиентом температуры γ>1°/100 м. Толщина этого слоя увеличивается с ростом разности температур. Так, при скорости ветра 6 м/с и разности температур на поверхности моря и на уровне 5 м, равной 0,5°, толщина этого слоя 6 м, а при разности температур 2,0° - около 20 м. Этот слой характеризуется интенсивной термической турбулентностью.

При определенных условиях над сушей и океаном возникают слои инверсии, которые имеют большое значение для хода различных атмосферных процессов. Температурные инверсии являются задерживающими слоями, гасящими вертикальные движения воздуха. Они играют также большую роль в процессах распространения электромагнитных и звуковых волн в атмосфере.

Температурные инверсии могут развиваться в приземном слое атмосферы (приземные инверсии) и в свободной атмосфере. Над океанами инверсионные условия в приводном слое встречаются значительно реже, чем над сушей. В свободной атмосфере инверсии встречаются одинаково часто как над сушей, так и над морем.

Существует несколько различных процессов, порождающих приземные инверсии.

Радиационные инверсии в нижнем слое воздуха наблюдаются в основном на суше и над морскими районами, сплошь покрытыми льдами. Эти инверсии возникают в результате охлаждения подстилающей поверхности за счет длинноволнового излучения. Особенно сильные приземные инверсии возникают при ясном небе и слабом ветре. Вместе с охлаждением земной поверхности происходит понижение температуры и в прилетающем к ней слое воздуха. Подобные условия встречаются летом только в ночное время, а зимой они могут сохраняться и днем. Мощность ночных инверсий колеблется от 5—10 м до сотен метров. Зимние инверсии по высоте достигают 2—3 км. Радиационные инверсии сравнительно часто сопровождаются туманами, носящими название, радиационных.

Адвективные инверсии образуются как над сушей, так и над морем, когда теплая воздушная масса перемещается на холодную подстилающую поверхность. По своей интенсивности эти инверсии уступают радиационным, и их мощность редко достигает нескольких сотен метров. Характерным примером таких инверсий являются инверсии, образующиеся при перемещении теплого воздуха на холодное течение (например, Лабрадорское, Ойя-Сио) или же с открытых морских районов на районы, покрытые льдом (у границы льдов). Часто эти инверсии сопровождаются адвективными туманами.

Температура воздуха в тропосфере может изменяться не только под влиянием рассмотренных выше факторов (потоки лучистой энергии, теплопроводность, конвекция и др.), но и в результате изменения атмосферного давления. Давление воздуха с высотой уменьшается, и поэтому объем поднимающегося более теплого воздуха расширяется. Если расширение воздуха идет без притока энергии извне, то единственным источником, из которого может черпаться энергия, является внутренняя энергия самого расширяющегося воздуха. Так как внутренняя энергия газа пропорциональна его температуре, то уменьшение энергии ведет к понижению температуры.

Очевидно, что при опускании массы воздуха из-за увеличения давления объем этой массы будет уменьшаться. За счет превращения работы внешней силы во внутреннюю энергию увеличивается запас тепловой энергии сжимающегося объема воздуха, что ведет к повышению его температуры.

Охлаждение воздуха при расширении и нагревание при сжатии, происходящие без притока и отдачи тепла, называютадиабатическим охлаждением или адиабатическим нагреванием. Строго адиабатических процессов в атмосфере не может быть, гак как никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплового влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро или поднимается (опускается) большой объем воздуха, то теплообмен мал и изменение состояния с достаточным приближением можно считать адиабатическим. Вблизи земной поверхности процессы большей частью неадиабатичны, так как воздух получает или отдает тепло подстилающей поверхности. В свободной атмосфере процессы в основном адиабатичны, так как воздух удален от земли и поверхности, являющейся основным источником тепла.

Из курса физики известно, что адиабатические изменения температуры в сухом или во влажном ненасыщенном воздухе выражаются уравнением Пуассона

,

смысл которого состоит в следующем. Если давление сухого или ненасыщенного воздуха меняется от р₀ в начале до р в конце процесса, то температура в этой массе меняется от Т₀ в начале до Т в конце процесса.

Как показывают вычисления, температура изменяется приблизительно на 1° при подъеме или опускании массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры, γ_а, а график, показывающий изменение температуры воздуха с высотой в этих условиях, называется сухой адиабатой.

При подъеме насыщенного водяным паром воздуха скорость его охлаждения несколько уменьшается, так как при этом происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота парообразования (около 600 кал на 1 г сконденсированной воды), идущая на нагревание этого поднимающегося воздуха. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося (опускающегося) насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим. Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м в поднимающейся (опускающейся) влажной насыщенной массе воздуха называется влажно адиабатическим градиентом температурыγ_в, а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название <