2.3 Поле температури

Поле температури значно складніше поля тиску. По горизонталі температура нерідко змінюється стрибкоподібно. Така зміна температури властива атмосферним фронтам. Вона також спостерігається біля крайки льоду в океанах, біля меж снігового покрову, теплих і холодних океанських течій тощо. Істотну роль в значній просторовій мінливості температури відіграють неоднорідності підстильної поверхні. У вільній атмосфері поле температури більш згладжене; на ізобаричних поверхнях можна виділити осередки тепла і холоду. Поле температури описується за допомогою ізотерм.

Важливими характеристиками поля температури є вертикальна та горизонтальна складові її градієнта, які звичайно називають вертикальним і горизонтальним градієнтами температури. По вертикалі температура змінюються значно швидше, ніж по горизонталі.

Локальна зміна температури описується таким рівнянням

. (2.21)

Перший доданок в правій частині описує адвективну зміну температури, тобто зміну, що викликана горизонтальним переносом. Додатна адвективна зміна обумовлена адвекцією тепла, а від’ємна – адвекцією холоду.

Другий доданок враховує зміну температури за рахунок вертикального переміщення часток повітря.

Третій доданок описує внесок індивідуальної зміни температури, тобто зміну температури самої частки. Ця зміна пов’язана в основному з припливом тепла.

Для вільної атмосфери, де в межах часу складання короткострокових прогнозів процеси можна вважати адіабатичними, достатньо точно виконується рівність , і вираз (2.21) набуває вигляду:

, (2.22)

де – вертикальний градієнт температури;

_а – сухоадіабатичний градієнт.

При стійкій стратифікації ( < _a) висхідні рухи (w > 0) спричиняють на цьому рівні зниження температури, а при нестійкій ( > _a) – збільшення. Низхідні рухи повітря при стійкій стратифікації повітря ведуть до зростання температури, а при нестійкій – до зменшення.

Біля земної поверхні існує значний теплообмін між приземним шаром повітря та підстильною поверхнею. За відсутності вертикальних рухів біля землі локальна зміна температури буде визначатися двома факторами – адвекцією та припливом тепла – і описується таким рівнянням:

, (2.23)

де ₁, ₂, ₃ – локальні зміни температури, що пов’язані, відповідно, з турбулентним обміном, променевим теплообміном та фазовими перетвореннями вологи в атмосфері.

Вплив турбулентного теплообміну на локальну зміну температури можна пояснити таким чином. На шляху переміщення повітряна маса змінює свій тепловий режим за рахунок теплообміну з підстильною поверхнею. Зміна температури є найзначнішою при переході повітряної маси з підстильної поверхні з одним тепловим режимом на підстильну поверхню з іншим тепловим режимом.

Турбулентний теплообмін може істотно позначатися на зміні температури та практичній відсутності адвекції за рахунок зміни теплового режиму підстильної поверхні протягом доби. Така зміна температури називається добовим ходом. Добовий хід температури змінюється в широких межах, оскільки залежить не тільки від постійно діючих факторів (географічна широта та пора року), а й від дуже мінливих (альбедо підстильної поверхні, прозорість повітря, теплопровідність та теплоємкість ґрунту, кількість та характер хмарності, швидкість вітру тощо).

Зміни температури, що обумовлені фазовими перетвореннями вологи в атмосфері, мають місце як у приземному шарі, так й у вільній атмосфері. Відомо, що при конденсації та замерзанні виділяється питома теплота, а при випаровуванні та таненні тепло витрачається. Наприклад, мінімальна температура в тумані на 1-2 С нижча, ніж за його відсутності.

Має місце певний зв’язок між змінами вітру з висотою та адвекцією температури, а саме, в північній півкулі області адвекції тепла відповідає правий поворот вітру з висотою, а області холоду – лівий.

У всіх випадках вектор вітру на верхньому рівні наближається до вектора термічного вітру. Причина лежить у тому, що з висотою центр області низького тиску наближається до центру області холоду, а центр області високого тиску – до центру області тепла, причому ізогіпси наближаються за напрямком до ізотерм.

З міркувань про величину баричного ступеню випливає, що в теплій і менш густій повітряній масі тиск повільніше зменшується з висотою, а в холодній та більш густій – швидкіше. Тому а висотах теплій повітряній масі звичайно відповідає область відносно підвищеного тиску, а холодній – відносно зниженого.