در ماه اوت با همکلاسی ام ناتلا در قفقاز تعطیلات را گذراندیم. از ما کباب خوشمزه و شراب خانگی پذیرایی شد. اما بیشتر از همه، سفر به کوهستان را به یاد دارم. در پایین بسیار گرم بود، اما در بالا سرد بود. به این فکر کردم که چرا دمای هوا با افزایش ارتفاع کاهش می یابد. این در هنگام صعود به البروس بسیار قابل توجه بود.

تغییر دمای هوا با ارتفاع

در حالی که در حال صعود به مسیر کوهستانی بودیم، زوراب راهنما دلایل کاهش دمای هوا با ارتفاع را برای ما توضیح داد.

هوای جو سیاره ما در میدان گرانشی قرار دارد. بنابراین، مولکول های آن دائما در حال مخلوط شدن هستند. هنگام حرکت به سمت بالا، مولکول ها منبسط می شوند و دما کاهش می یابد، برعکس هنگام حرکت به سمت پایین، افزایش می یابد.

هنگامی که هواپیما به ارتفاع می رسد و کابین بلافاصله سرد می شود، این را می توان مشاهده کرد. هنوز اولین پروازم به کریمه را به یاد دارم. دقیقا به خاطر همین تفاوت دما در زیر و ارتفاع به یاد آوردم. به نظرم می رسید که ما فقط در هوای سرد آویزان بودیم و در زیر نقشه منطقه بود.

دمای هوا به دمای سطح زمین بستگی دارد. هوا از زمین گرم شده توسط خورشید گرم می شود.

چرا دمای کوه ها با افزایش ارتفاع کاهش می یابد؟

همه می دانند که در کوهستان هوا سرد و سخت است. این را خودم در سفر به البروس تجربه کردم.

دلایل متعددی برای چنین پدیده هایی وجود دارد.

1. در کوهستان هوا رقیق است، بنابراین به خوبی گرم نمی شود.
2. پرتوهای خورشید بر سطح شیب دار کوه می تابند و آن را بسیار کمتر از زمین در دشت گرم می کنند.
3. کلاهک‌های سفید برف روی قله‌های کوهستانی، اشعه‌های خورشید را منعکس می‌کنند و این باعث کاهش دمای هوا نیز می‌شود.

کت ها برای ما بسیار مفید بودند. در کوهستان با وجود مرداد ماه سرد بود. در دامنه کوه چمنزارهای سرسبز بود و بالای آن برف. چوپانان و گوسفندان محلی مدت‌هاست که با زندگی در کوهستان سازگار شده‌اند. دمای سرد آنها را آزار نمی دهد و مهارت آنها در حرکت در مسیرهای کوهستانی فقط قابل رشک است.

بنابراین سفر ما به قفقاز نیز آموزشی بود. به ما خوش گذشت و تجربه شخصییاد گرفت که چگونه دمای هوا با ارتفاع کاهش می یابد.

سیاره آبی...

این موضوع باید یکی از اولین مواردی بود که در سایت ظاهر می شد. به هر حال هلیکوپترها هواپیماهای جوی هستند. اتمسفر زمین- زیستگاه آنها، به اصطلاح:-). آ مشخصات فیزیکیهوااین دقیقاً همان چیزی است که کیفیت این زیستگاه را تعیین می کند :-). یعنی این یکی از اصول است. و همیشه ابتدا در مورد مبنا می نویسند. اما من این را تازه فهمیدم. با این حال، همانطور که می دانید بهتر است دیر از هرگز... بیایید به این موضوع بپردازیم، بدون اینکه وارد علف های هرز و عوارض غیر ضروری شویم :-).

بنابراین… اتمسفر زمین. این پوسته گازی سیاره آبی ماست. همه این اسم را می شناسند. چرا آبی؟ صرفاً به این دلیل که جزء "آبی" (و آبی و بنفش) است نور خورشید(طیف) به خوبی در اتمسفر پراکنده است، در نتیجه آن را مایل به آبی مایل به آبی، گاهی اوقات با رنگ بنفش (البته در یک روز آفتابی :-) رنگ می کند.

ترکیب جو زمین.

ترکیب جو کاملاً گسترده است. من تمام اجزاء را در متن فهرست نمی‌کنم؛ یک مثال خوب برای این موضوع وجود دارد. ترکیب همه این گازها به استثنای دی اکسید کربن (CO 2) تقریباً ثابت است. علاوه بر این، جو لزوماً حاوی آب به شکل بخار، قطرات معلق یا کریستال های یخ است. مقدار آب ثابت نیست و به دما و تا حدی فشار هوا بستگی دارد. علاوه بر این، جو زمین (مخصوصا جو فعلی) حاوی مقدار مشخصی است، می توانم بگویم، "انواع چیزهای ناخوشایند" :-). اینها SO 2، NH 3، CO، HCl، NO هستند، علاوه بر این بخارهای جیوه جیوه وجود دارد. درست است، همه اینها در مقادیر کم وجود دارد، خدا را شکر :-).

اتمسفر زمینمرسوم است که آن را به چندین منطقه متوالی در ارتفاع بالای سطح تقسیم کنید.

اولین، نزدیکترین به زمین، تروپوسفر است. این پایین ترین و به اصطلاح اصلی ترین لایه برای فعالیت های زندگی در انواع مختلف است. این شامل 80٪ از کل جرم است هوای جوی(اگرچه از نظر حجمی تنها حدود 1٪ از کل اتمسفر را تشکیل می دهد) و حدود 90٪ از کل آب اتمسفر را تشکیل می دهد. بخش عمده ای از بادها، ابرها، باران و برف 🙂 از آنجا می آیند. تروپوسفر تا ارتفاعات حدود 18 کیلومتر در عرض های جغرافیایی استوایی و تا 10 کیلومتر در عرض های جغرافیایی قطبی گسترش می یابد. دمای هوا در آن با افزایش ارتفاع تقریباً 0.65 درجه به ازای هر 100 متر کاهش می یابد.

مناطق جوی

منطقه دو - استراتوسفر. باید گفت که بین تروپوسفر و استراتوسفر یک منطقه باریک دیگر وجود دارد - تروپوپوز. کاهش دما با ارتفاع را متوقف می کند. تروپوپوز دارای ضخامت متوسط ​​1.5-2 کیلومتر است، اما مرزهای آن نامشخص است و تروپوسفر اغلب با استراتوسفر همپوشانی دارد.

بنابراین استراتوسفر دارای ارتفاع متوسط ​​12 کیلومتر تا 50 کیلومتر است. دما در آن تا 25 کیلومتر (حدود -57 درجه سانتیگراد) بدون تغییر باقی می ماند، سپس در جایی تا 40 کیلومتر به حدود 0 درجه سانتیگراد افزایش می یابد و سپس تا 50 کیلومتر بدون تغییر باقی می ماند. استراتوسفر بخشی نسبتا آرام از جو زمین است. عملا هیچ شرایط آب و هوایی نامساعدی در آن وجود ندارد. در استراتوسفر است که لایه معروف اوزون در ارتفاعات 15-20 کیلومتری تا 55-60 کیلومتری قرار دارد.

به دنبال آن یک لایه مرزی کوچک به نام استراتوپوز، که در آن دما در حدود 0 درجه سانتیگراد باقی می ماند، و سپس منطقه بعدی مزوسفر است. تا ارتفاعات 80 تا 90 کیلومتری گسترش می یابد و در آن دما تا حدود 80 درجه سانتیگراد کاهش می یابد. در مزوسفر معمولاً شهاب های کوچک قابل مشاهده می شوند که در آن شروع به درخشیدن می کنند و در آنجا می سوزند.

فاصله باریک بعدی مزوپوز و فراتر از آن ناحیه ترموسفر است. ارتفاع آن به 700-800 کیلومتر می رسد. در اینجا دما دوباره شروع به افزایش می کند و در ارتفاعات حدود 300 کیلومتری می تواند به مقادیری در حدود 1200 درجه سانتیگراد برسد. سپس ثابت می ماند. در داخل ترموسفر، تا ارتفاع حدود 400 کیلومتری، یونوسفر قرار دارد. در اینجا هوا به دلیل قرار گرفتن در معرض تابش خورشیدی به شدت یونیزه می شود و رسانایی الکتریکی بالایی دارد.

منطقه بعدی و به طور کلی آخرین منطقه اگزوسفر است. این به اصطلاح منطقه پراکندگی است. در اینجا، عمدتاً هیدروژن و هلیوم بسیار کمیاب (با غلبه هیدروژن) وجود دارد. در ارتفاعات حدود 3000 کیلومتری، اگزوسفر به خلاء نزدیک به فضا می رود.

چیزی شبیه به این. چرا تقریبا؟ زیرا این لایه ها کاملا متعارف هستند. تغییرات مختلفی در ارتفاع، ترکیب گازها، آب، دما، یونیزاسیون و غیره امکان پذیر است. علاوه بر این، اصطلاحات بیشتری وجود دارد که ساختار و وضعیت جو زمین را تعریف می کند.

به عنوان مثال، هموسفر و هتروسفر. در اول، گازهای جوی به خوبی مخلوط شده و ترکیب آنها کاملا همگن است. دومی بالای اولی قرار دارد و عملاً چنین اختلاط در آنجا وجود ندارد. گازهای موجود در آن توسط گرانش از هم جدا می شوند. مرز بین این لایه ها در ارتفاع 120 کیلومتری قرار دارد و به آن توربوپوز می گویند.

بیایید با شرایط به پایان برسانیم، اما من قطعا اضافه می کنم که به طور معمول پذیرفته شده است که مرز جو در ارتفاع 100 کیلومتری از سطح دریا قرار دارد. این مرز خط کارمان نامیده می شود.

من دو تصویر دیگر برای نشان دادن ساختار جو اضافه خواهم کرد. با این حال، اولی به زبان آلمانی است، اما کامل و کاملاً قابل درک است :-). می توان آن را بزرگ کرد و به وضوح دید. دومی تغییر دمای اتمسفر را با ارتفاع نشان می دهد.

ساختار جو زمین.

دمای هوا با ارتفاع تغییر می کند.

فضاپیمای مداری سرنشین دار مدرن در ارتفاعات حدود 300-400 کیلومتری پرواز می کنند. با این حال، این دیگر هوانوردی نیست، اگرچه این منطقه، البته، به معنای خاصی ارتباط نزدیکی دارد، و مطمئناً بعداً در مورد آن صحبت خواهیم کرد :-).

منطقه هوانوردی تروپوسفر است. هواپیماهای جوی مدرن نیز می توانند در لایه های پایینی استراتوسفر پرواز کنند. به عنوان مثال، سقف عملی MIG-25RB 23000 متر است.

پرواز در استراتوسفر

و دقیقا خواص فیزیکی هواتروپوسفر تعیین می کند که پرواز چگونه خواهد بود، سیستم کنترل هواپیما چقدر موثر خواهد بود، اغتشاش در جو چه تاثیری بر آن خواهد داشت و موتورها چگونه کار می کنند.

اولین ملک اصلی است دمای هوا. در دینامیک گاز می توان آن را در مقیاس سلسیوس یا در مقیاس کلوین تعیین کرد.

درجه حرارت t 1در ارتفاع معین ندر مقیاس سلسیوس توسط:

t 1 = t - 6.5N، جایی که تی- دمای هوا در نزدیکی زمین

دما در مقیاس کلوین نامیده می شود دمای مطلق، صفر در این مقیاس صفر مطلق است. در صفر مطلق، حرکت حرارتی مولکول ها متوقف می شود. صفر مطلق در مقیاس کلوین برابر با -273 درجه در مقیاس سلسیوس است.

بر این اساس دما تیدر بالا ندر مقیاس کلوین توسط:

T = 273K + t - 6.5H

فشار هوا. فشار اتمسفر با پاسکال (N/m2)، در سیستم قدیمی اندازه‌گیری در اتمسفر (اتمسفر) اندازه‌گیری می‌شود. چیزی به نام فشار هوا نیز وجود دارد. این فشاری است که بر حسب میلی متر اندازه گیری می شود سیاره تیربا استفاده از فشارسنج جیوه فشار بارومتریک (فشار در سطح دریا) برابر با 760 میلی متر جیوه. هنر استاندارد نامیده می شود. در فیزیک 1 اتمسفر. دقیقا برابر با 760 میلی متر جیوه.

تراکم هوا. در آیرودینامیک، مفهومی که اغلب مورد استفاده قرار می گیرد چگالی جرم هوا است. این جرم هوا در 1 متر مکعب حجم است. چگالی هوا با ارتفاع تغییر می کند، هوا کمیاب تر می شود.

رطوبت هوا. میزان آب موجود در هوا را نشان می دهد. یک مفهوم وجود دارد " رطوبت نسبی" این نسبت جرم بخار آب به حداکثر ممکن در یک دمای معین است. مفهوم 0 درصد یعنی زمانی که هوا کاملاً خشک است فقط در آزمایشگاه می تواند وجود داشته باشد. از طرفی رطوبت 100% کاملاً امکان پذیر است. این بدان معنی است که هوا تمام آبی را که می توانست جذب کند جذب کرده است. چیزی شبیه یک "اسفنج کامل". رطوبت نسبی بالا باعث کاهش چگالی هوا می شود، در حالی که رطوبت نسبی کم آن را افزایش می دهد.

با توجه به اینکه پرواز هواپیما در شرایط جوی متفاوتی انجام می شود، ممکن است پارامترهای پرواز و آیرودینامیکی آنها در حالت پرواز یکسان متفاوت باشد. بنابراین برای تخمین صحیح این پارامترها به معرفی آن پرداختیم جو استاندارد بین المللی (ISA). تغییر وضعیت هوا با افزایش ارتفاع را نشان می دهد.

پارامترهای اساسی تهویه هوا در رطوبت صفر به شرح زیر گرفته می شود:

فشار P = 760 میلی متر جیوه. هنر (101.3 کیلو پاسکال)؛

دما t = +15 درجه سانتیگراد (288 K)؛

چگالی جرم ρ = 1.225 kg/m3;

برای ISA پذیرفته شده است (همانطور که در بالا ذکر شد :-)) که درجه حرارت در تروپوسفر به ازای هر 100 متر ارتفاع 0.65 درجه کاهش می یابد.

اتمسفر استاندارد (به عنوان مثال تا 10000 متر).

جداول MSA برای کالیبراسیون ابزار و همچنین برای محاسبات ناوبری و مهندسی استفاده می شود.

خواص فیزیکی هواهمچنین شامل مفاهیمی مانند اینرسی، ویسکوزیته و تراکم پذیری است.

اینرسی یک ویژگی هوا است که توانایی آن در مقاومت در برابر تغییرات در حالت استراحت یا حرکت خطی یکنواخت را مشخص می کند. . معیار اینرسی چگالی جرمی هوا است. هرچه بالاتر باشد، نیروی اینرسی و مقاومت محیط در هنگام حرکت هواپیما در آن بیشتر می شود.

ویسکوزیته مقاومت اصطکاک هوا را هنگام حرکت هواپیما تعیین می کند.

تراکم پذیری تغییر در چگالی هوا با تغییرات فشار را تعیین می کند. در سرعت های پایین هواپیما(تا 450 کیلومتر در ساعت) هنگامی که هوا در اطراف آن جریان دارد تغییری در فشار ایجاد نمی شود، اما در سرعت های بالا اثر تراکم پذیری ظاهر می شود. تأثیر آن به ویژه در سرعت های مافوق صوت قابل توجه است. این یک منطقه جداگانه از آیرودینامیک و موضوعی برای یک مقاله جداگانه است :-).

خب، به نظر می رسد که فعلاً تمام است... وقت آن است که این شمارش کمی خسته کننده را به پایان برسانیم، اما نمی توان از آن اجتناب کرد :-). اتمسفر زمین، پارامترهای آن، خواص فیزیکی هوابرای هواپیما به اندازه پارامترهای خود دستگاه مهم هستند و نمی توان آنها را نادیده گرفت.

خداحافظ تا جلسات بعدی و موضوعات جالب تر :) ...

P.S. برای دسر، پیشنهاد می‌کنم ویدیویی را تماشا کنید که از کابین خلبان یک دوقلو MIG-25PU در حین پرواز به استراتوسفر فیلم‌برداری شده است. ظاهراً توسط توریستی فیلمبرداری شده است که برای چنین پروازهایی پول دارد :-). بیشتر همه چیز از طریق شیشه جلو فیلمبرداری می شد. به رنگ آسمان دقت کنید...

10. تشعشع کل. توزیع کل تابش خورشید در سطح زمین. تابش را منعکس و جذب کرد. آلبیدو.

11. تعادل تشعشعی سطح زمین. تابش حرارتی از سطح زمین.

12. تعادل حرارتی جو.

13. تغییر دمای هوا با ارتفاع.

17. ویژگی های رطوبت هوا. تغییرات روزانه و سالانه فشار جزئی بخار آب و رطوبت نسبی.

21. ...مه. شرایط تشکیل مه مه های خنک کننده و تبخیر.

22. تشکیل بارش: تراکم، تصعید و انعقاد. طبقه بندی نزولات جوی بر اساس حالت تجمع آن و ماهیت بارندگی (دوش، سنگین، نم نم نم باران).

23. انواع بارندگی سالانه.

24. توزیع جغرافیایی بارش. ضریب رطوبت.

23. گرادیان فشار عمودی. تغییرات سالانه فشار اتمسفر

27. باد، سرعت و جهت آن. گل رز باد.

28. نیروهای وارد بر باد: گرادیان فشار، کوریولیس، اصطکاک، گریز از مرکز. باد ژئوستروفیک و گرادیان.

29. توده های هوا. طبقه بندی توده های هوا جبهه ها در جو. جبهه های اقلیمی

30. انواع جبهه: گرم، سرد، جبهه انسداد

31. مدل Oca: قطبی، معتدل، پیوند استوایی.

32. توزیع جغرافیایی فشار اتمسفر. مراکز عمل اتمسفر: دائمی، فصلی.

33. گردش در مناطق استوایی. بادهای تجاری منطقه همگرایی بین گرمسیری طوفان های استوایی، وقوع و توزیع آنها.

34. گردش عرض های جغرافیایی برون گرمسیری. سیکلون ها و آنتی سیکلون ها، وقوع آنها، تکامل، حرکت. آب و هوا در طوفان ها و پادسیکلون ها.

35. باران های موسمی. بادهای موسمی گرمسیری و فرا گرمسیری.

36. بادهای محلی: نسیم، کوه دره، فوهن، بورا، یخبندان، کاتاباتیک.

37. پیش بینی آب و هوا: کوتاه مدت، میان مدت و بلند مدت.

38. مفهوم آب و هوا. کلان، مزو و میکرو اقلیم. فرآیندهای تشکیل دهنده آب و هوا (گردش گرما، گردش رطوبت، گردش اتمسفر) و عوامل آب و هوایی جغرافیایی.

39. تأثیر عرض جغرافیایی، توزیع خشکی و دریا، جریان های اقیانوسی بر اقلیم. پدیده ال نینو

40. تأثیر امداد، پوشش گیاهی و برف بر اقلیم (در سؤال 39) تأثیر انسان بر اقلیم: اقلیم شهر.

41. طبقه بندی اقلیم های زمین. طبقه بندی آب و هوا بر اساس Köppen-Tevert.

42. مشخصات انواع آب و هوا در مناطق استوایی و زیر استوایی (طبق طبقه بندی B.P. Alisov).

43. مشخصات انواع آب و هوا در مناطق گرمسیری و نیمه گرمسیری (طبق طبقه بندی B.P. Alisov).

44. مشخصات انواع آب و هوا در مناطق استوایی و زیر استوایی (طبق طبقه بندی B.P. Alisov).

45. مشخصات انواع آب و هوای مناطق معتدل، زیرقطبی و قطبی (طبق طبقه بندی B.P. Alisov).

46. ​​آب و هوای بلاروس: تابش خورشیدی، گردش جوی، توزیع دما و بارش. فصل ها.

47. مناطق آب و هوایی بلاروس. پهنه بندی اگرواقلیمی (طبق نظر آ.خ.شکلیار).

48. علل تغییر اقلیم. روش های مطالعه آب و هوای گذشته دیرینه اقلیم شناسی.

49. تغییر اقلیم در تاریخ زمین شناسی زمین: پرکامبرین، فانوزوئیک، پلیستوسن و هولوسن.

50. تغییرات آب و هوایی انسانی. پیامدهای اقتصادی-اجتماعی گرم شدن آب و هوا.

13. تغییر دمای هوا با ارتفاع.

توزیع عمودی دما در جو اساس تقسیم اتمسفر به پنج لایه اصلی را تشکیل می دهد. برای هواشناسی کشاورزی، الگوهای تغییرات دما در تروپوسفر، به ویژه در لایه سطحی آن، بیشترین علاقه را دارند.

گرادیان دما عمودی

تغییر دمای هوا به ازای هر 100 متر ارتفاع، گرادیان دمای عمودی نامیده می شود (VHT به عوامل مختلفی بستگی دارد: زمان سال (در زمستان کمتر، بیشتر در تابستان)، زمان روز (کمتر در شب، بیشتر در طول روز). ) محل توده های هوا (اگر در هر ارتفاعی بالاتر از لایه سرد هوا یک لایه بیشتر باشد هوای گرم، سپس VGT علامت را به عکس تغییر می دهد). میانگین مقدار VGT در تروپوسفر حدود 0.6 درجه سانتیگراد در 100 متر است.

در لایه سطحی جو، VGT به زمان روز، آب و هوا و ماهیت سطح زیرین بستگی دارد. در طول روز، VGT تقریبا همیشه مثبت است، به خصوص در تابستان در خشکی، اما در هوای صاف ده ها برابر بیشتر از هوای ابری است. در یک بعد از ظهر صاف تابستانی، دمای هوا در سطح خاک می تواند 10 درجه سانتی گراد یا بیشتر از دمای ارتفاع 2 متر باشد. در نتیجه، VGT در یک لایه دو متری معین بر حسب 100 متر است. بیش از 500 درجه سانتیگراد / 100 متر باد VGT را کاهش می دهد، زیرا در هنگام مخلوط شدن هوا، دمای آن در ارتفاعات مختلف برابر می شود. ابری و بارش باعث کاهش VGT می شود. هنگامی که خاک مرطوب است، VGT در لایه سطحی جو به شدت کاهش می یابد. بالای خاک لخت ( میدان بخار) VHT بیشتر از یک محصول یا علفزار توسعه یافته است. در زمستان، بالای پوشش برف، VGT در لایه سطحی جو کوچک و اغلب منفی است.

با ارتفاع، تأثیر سطح زیرین و آب و هوا بر VGT ضعیف می شود و VGT در مقایسه با مقادیر آن در لایه سطحی هوا کاهش می یابد. در بالای 500 متر، تأثیر تغییرات روزانه دمای هوا محو می شود. در ارتفاعات از 1.5 تا 5-6 کیلومتر، VGT در 0.5-0.6 درجه سانتیگراد / 100 متر است. در ارتفاع 6-9 کیلومتر، VGT افزایش می یابد و در لایه بالایی 0.65-0.75 درجه سانتیگراد / 100 متر است. از تروپوسفر، VGT دوباره به 0.5-0.2 درجه سانتیگراد در 100 متر کاهش می یابد.

داده های مربوط به VGT در لایه های مختلف جو در پیش بینی آب و هوا، در خدمات هواشناسی برای هواپیماهای جت و در پرتاب ماهواره ها به مدار، و همچنین در تعیین شرایط انتشار و انتشار استفاده می شود. زباله صنعتیدر جو VGT منفی در لایه سطحی هوا در شب در فصل بهار و پاییز نشان دهنده احتمال یخبندان است.

17. ویژگی های رطوبت هوا. تغییرات روزانه و سالانه فشار جزئی بخار آب و رطوبت نسبی.

فشار بخار آب اتمسفر - فشار جزئی بخار آب در هوا

جو زمین حاوی حدود 14 هزار کیلومتر مکعب بخار آب است. آب در نتیجه تبخیر از سطح زیرین وارد جو می شود. در اتمسفر، رطوبت متراکم می شود، با جریان های هوا حرکت می کند و دوباره به شکل بارندگی های مختلف روی سطح زمین می ریزد، بنابراین یک چرخه ثابت آب تکمیل می شود. چرخه آب به لطف توانایی آب در سه حالت (مایع، جامد، گاز (بخار)) و حرکت آسان از یک حالت به حالت دیگر امکان پذیر است. گردش رطوبت یکی از مهم ترین چرخه های شکل گیری آب و هوا است.

برای تعیین کمیت مقدار بخار آب در جو، از ویژگی های مختلف رطوبت هوا استفاده می شود. ویژگی های اصلی رطوبت هوا فشار بخار آب و رطوبت نسبی است.

کشش (واقعی) بخار آب (e) - فشار بخار آب در اتمسفر بر حسب میلی متر جیوه بیان می شود. یا به میلی بار (mb). از نظر عددی، تقریباً با رطوبت مطلق (محتوای بخار آب موجود در هوا بر حسب گرم بر متر مکعب) منطبق است، به همین دلیل است که الاستیسیته اغلب رطوبت مطلق نامیده می شود. کشش اشباع (حداکثر کشش) (E) حد مقدار بخار آب در هوا در یک دمای معین است. مقدار کشش اشباع به دمای هوا بستگی دارد؛ هر چه دما بیشتر باشد، بخار آب بیشتری می تواند داشته باشد.

تغییرات روزانه رطوبت (مطلق) می تواند ساده یا دو برابر باشد. اولی مصادف با تغییرات روزانه دما است، یک حداکثر و یک حداقل دارد و برای مکان هایی با رطوبت کافی معمول است. روی اقیانوس ها و در زمستان و پاییز بر روی خشکی مشاهده می شود.

حرکت دوگانه دارای دو حداکثر و دو حداقل است و برای فصل تابستان در خشکی معمول است: حداکثر در ساعت 9 و 20-21 ساعت و حداقل ها در ساعت 6 و 16.

حداقل صبح قبل از طلوع آفتاب با تبخیر ضعیف در ساعات شب توضیح داده می شود. با افزایش انرژی تابشی، تبخیر افزایش می یابد و فشار بخار آب در حدود 9 ساعت به حداکثر می رسد.

در نتیجه گرم شدن سطح، همرفت هوا ایجاد می شود؛ انتقال رطوبت سریعتر از ورود آن از سطح تبخیر رخ می دهد، بنابراین در حدود ساعت 16 یک حداقل دوم اتفاق می افتد. تا غروب، همرفت متوقف می‌شود، اما تبخیر از سطح گرم شده هنوز کاملاً شدید است و رطوبت در لایه‌های پایین‌تر جمع می‌شود و حداکثر دوم را در حدود 20-21 ساعت فراهم می‌کند.

تغییرات سالانه فشار بخار آب با تغییرات سالانه دما مطابقت دارد. در تابستان فشار بخار آب بیشتر و در زمستان کمتر است.

کمک هزینه روزانه و دوره سالانهرطوبت نسبی تقریباً در همه جا برخلاف روند دما است، زیرا حداکثر رطوبت با افزایش دما سریعتر از کشش بخار آب افزایش می یابد. حداکثر روزانه رطوبت نسبی قبل از طلوع خورشید رخ می دهد، حداقل - در 15-16 ساعت.

در طول سال، حداکثر رطوبت نسبی معمولاً در سردترین ماه و حداقل آن در گرمترین ماه اتفاق می افتد. استثنا در مناطقی است که در تابستان بادهای مرطوب از دریا و در زمستان بادهای خشک از سرزمین اصلی می وزند.

رطوبت مطلق = مقدار آب در یک حجم معین از هوا، اندازه گیری شده در (g/m³)

رطوبت نسبی = درصد مقدار واقعی آب (فشار بخار آب) به فشار بخار آب در آن دما در شرایط اشباع. به صورت درصد بیان می شود. آن ها رطوبت 40 درصد به این معنی است که در این دما 60 درصد دیگر از کل آب می تواند تبخیر شود.

"

وارونگی

دمای هوا با افزایش ارتفاع به جای کاهش معمول افزایش می یابد

توضیحات جایگزین

حالت برانگیخته یک ماده که در آن تعداد ذرات با انرژی بالاتری است. سطح از تعداد ذرات در سطح پایین تر است (فیزیک)

تغییر جهت میدان مغناطیسیزمین معکوس، در فواصل زمانی از 500 هزار سال تا 50 میلیون سال مشاهده شد

تغییر موقعیت عادی عناصر، قرار دادن آنها در جهت معکوس

اصطلاح زبانی به معنای تغییر در ترتیب کلمات معمول یک جمله است

ترتیب معکوس، ترتیب معکوس

عملیات منطقی "نه"

بازآرایی کروموزومی مرتبط با چرخش تک تک بخش های کروموزومی به میزان 180

دگرگونی همسان صفحه یا فضای اقلیدسی

بازآرایی در ریاضیات

دستگاه نمایشی که نتیجه درگیری را در ابتدای نمایش نشان می دهد

در مترولوژی، یک تغییر غیرعادی در یک پارامتر

حالتی از ماده که در آن سطوح انرژی بالاتر ذرات تشکیل دهنده آن بیشتر توسط ذرات «جمعیت» بیشتری نسبت به ذرات پایین تر دارند.

در شیمی آلی، فرآیند تجزیه یک ساکارید

تغییر ترتیب کلمات در یک جمله

تغییر ترتیب کلمات برای تاکید

دنباله سفید پشت هواپیما

تغییر ترتیب کلمات

ترتیب عناصر معکوس

تغییر ترتیب کلمات معمول در جمله برای افزایش بیان گفتار

در بخش های اول به طور کلی با ساختار عمودی جو و تغییرات دما با ارتفاع آشنا شدیم.

در اینجا به برخی از آنها خواهیم پرداخت ویژگی های جالبرژیم دما در تروپوسفر و در کره های پوشاننده.

دما و رطوبت در تروپوسفر.تروپوسفر جالب ترین منطقه است، زیرا فرآیندهای تشکیل سنگ در اینجا شکل می گیرد. در تروپوسفر، همانطور که قبلا در فصل اول اشاره شد، دمای هوا با ارتفاع به طور متوسط ​​6 درجه برای هر کیلومتر افزایش یا 0.6 درجه در هر 100 کاهش می یابد. متراین مقدار گرادیان دما عمودی اغلب مشاهده می شود و به عنوان میانگین بسیاری از اندازه گیری ها تعریف می شود. در واقع، گرادیان دمای عمودی در عرض های جغرافیایی معتدل زمین متغیر است. این بستگی به فصول سال، زمان روز، ماهیت فرآیندهای جوی و در لایه های پایین تروپوسفر - عمدتاً به دمای سطح زیرین دارد.

در فصل گرم، زمانی که لایه هوای مجاور سطح زمین به اندازه کافی گرم می شود، دما با ارتفاع کاهش می یابد. هنگامی که لایه سطحی هوا به شدت گرم می شود، بزرگی گرادیان دمایی عمودی حتی از 1 درجه برای هر 100 تجاوز می کند. متربالا بردن

در زمستان، با سرد شدن شدید سطح زمین و لایه زمینی هوا، به جای کاهش، افزایش دما با ارتفاع مشاهده می شود، یعنی وارونگی دما رخ می دهد. قوی‌ترین و قوی‌ترین وارونگی‌ها در سیبری، به‌ویژه در یاکوتیا در زمستان مشاهده می‌شود، جایی که هوای صاف و آرام حاکم است و باعث تشعشعات و متعاقباً خنک شدن لایه سطحی هوا می‌شود. اغلب وارونگی دما در اینجا به ارتفاع 2-3 گسترش می یابد کیلومتر،و تفاوت بین دمای هوا در سطح زمین و مرز بالایی وارونگی اغلب 20-25 درجه است. وارونگی نیز برای مناطق مرکزی قطب جنوب معمول است. در زمستان آنها در اروپا، به ویژه در بخش شرقی آن، کانادا و مناطق دیگر یافت می شوند. از بزرگی تغییر دما با ارتفاع (شیب دما عمودی) در تا اندازه زیادیشرایط آب و هوایی و انواع حرکات هوا در جهت عمودی بستگی دارد.

جو پایدار و ناپایدار.هوا در تروپوسفر توسط سطح زیرین گرم می شود. دمای هوا با ارتفاع و بسته به فشار اتمسفر تغییر می کند. هنگامی که این بدون تبادل گرما با محیط اتفاق می افتد، فرآیند آدیاباتیک نامیده می شود. بالا آمدن هوا به دلیل انرژی داخلی کار تولید می کند که صرف غلبه بر مقاومت خارجی می شود. بنابراین با بالا آمدن هوا سرد می شود و با پایین آمدن گرم می شود.

تغییرات دمای آدیاباتیک بر اساس آدیاباتیک خشکو قوانین آدیاباتیک مرطوب

بر این اساس، شیب عمودی تغییرات دما با ارتفاع نیز متمایز می شود. گرادیان آدیاباتیک خشک- تغییر دمای هوای غیراشباع خشک یا مرطوب به ازای هر 100 است متربالا و پایین کردن آن 1 °, آ گرادیان آدیاباتیک مرطوب- کاهش دمای هوای اشباع مرطوب به ازای هر 100 است مترارتفاع کمتر از 1 درجه

هنگامی که هوای خشک یا غیراشباع بالا یا پایین می‌آید، دمای آن طبق قانون آدیاباتیک خشک تغییر می‌کند، یعنی به ترتیب در هر 100 درجه یک درجه کاهش یا افزایش می‌یابد. متراین مقدار تغییر نمی کند تا زمانی که هوا در هنگام بالا آمدن به حالت اشباع برسد، یعنی. سطح تراکمبخار آب. بالاتر از این سطح، در اثر تراکم، گرمای نهان تبخیر شروع به آزاد شدن می کند که برای گرم کردن هوا استفاده می شود. این گرمای اضافی میزان خنک سازی دریافتی هوا را با بالا آمدن کاهش می دهد. افزایش بیشتر هوای اشباع طبق قانون مرطوب-آدیاباتیک رخ می دهد و دمای آن بیش از 1 درجه در هر 100 کاهش نمی یابد. متراما کمتر از آنجایی که میزان رطوبت هوا به دمای آن بستگی دارد، هر چه دمای هوا بیشتر باشد، گرمای بیشتری در هنگام تراکم آزاد می شود و هر چه دما کمتر باشد، گرمای کمتری خواهد داشت. بنابراین، گرادیان رطوبت-آدیاباتیک در هوای گرم کمتر از هوای سرد است. به عنوان مثال، در دمای سطح زمین با افزایش هوای اشباع +20 درجه، گرادیان آدیاباتیک مرطوب در تروپوسفر پایین 0.33-0.43 درجه در هر 100 متر است و در دمای منفی 20 درجه، مقادیر آن محدوده است. از 0.78 درجه تا 0.87 درجه در 100 متر

گرادیان آدیاباتیک مرطوب به فشار هوا نیز بستگی دارد: هر چه فشار هوا کمتر باشد، گرادیان آدیاباتیک مرطوب در همان دمای اولیه کمتر می شود. این اتفاق می افتد زیرا در فشار کم چگالی هوا نیز کمتر است، بنابراین، گرمای آزاد شده از چگالش برای گرم کردن توده کوچکتری از هوا می رود.

جدول 15 مقادیر متوسط ​​گرادیان رطوبت-آدیاباتیک را در دماها و مقادیر مختلف نشان می دهد.

فشار 1000 و 750 و 500 MB،که تقریباً با سطح زمین و ارتفاعات 5/5-5/2 مطابقت دارد کیلومتر

در فصل گرم، شیب عمودی دما به طور متوسط ​​0.6-0.7 درجه در هر 100 درجه است. متربالا بردن

با دانستن دمای سطح زمین، می توان مقادیر تقریبی دما را در ارتفاعات مختلف محاسبه کرد. به عنوان مثال، اگر دمای هوا در سطح زمین 28 درجه باشد، با فرض اینکه گرادیان دمایی عمودی به طور متوسط ​​0.7 درجه در هر 100 باشد. متریا 7 درجه در هر کیلومتر، آن را در ارتفاع 4 بدست می آوریم کیلومتردما 0 درجه است. شیب دما در زمستان در عرض های جغرافیایی متوسط ​​روی زمین به ندرت از 0.4-0.5 درجه در هر 100 درجه تجاوز می کند. m:اغلب مواردی وجود دارد که در لایه های خاصی از هوا دما تقریباً با ارتفاع تغییر نمی کند ، یعنی ایزوترمی رخ می دهد.

با بزرگی شیب عمودی دمای هوا، می توان ماهیت تعادل جو را قضاوت کرد - پایدار یا ناپایدار.

در تعادل پایدارجو، توده های هوا تمایلی به حرکت عمودی ندارند. در این حالت، اگر حجم معینی از هوا به سمت بالا جابجا شود، به حالت اولیه خود باز می گردد.

تعادل پایدار زمانی اتفاق می افتد که گرادیان دمای عمودی هوای غیراشباع کمتر از گرادیان آدیاباتیک خشک و گرادیان دمای عمودی هوای اشباع کمتر از شیب آدیاباتیک مرطوب باشد. اگر تحت این شرایط، حجم کمی از هوای غیراشباع در اثر نفوذ خارجی به ارتفاع معینی افزایش یابد، به محض اینکه عمل متوقف شود نیروی خارجی، این حجم هوا به موقعیت قبلی خود باز می گردد. این به این دلیل اتفاق می‌افتد که حجم هوای افزایش‌یافته، با صرف انرژی داخلی برای انبساط آن، به ازای هر 100 درجه یک درجه خنک می‌شود. متر(طبق قانون آدیاباتیک خشک). اما از آنجایی که گرادیان دمای عمودی هوای اطراف کمتر از آدیاباتیک خشک بود، معلوم شد که حجم هوای افزایش‌یافته در یک ارتفاع معین دمای کمتری نسبت به هوای اطراف دارد. با داشتن چگالی بالاتر در مقایسه با چگالی هوای اطراف، باید تا رسیدن به حالت اولیه فرو رود. بیایید این را با یک مثال نشان دهیم.

فرض کنید دمای هوا در سطح زمین 20 درجه است و گرادیان دمایی عمودی در لایه مورد نظر 0.7 درجه در هر 100 درجه است. متربا این مقدار گرادیان، دمای هوا در ارتفاع 2 کیلومتربرابر با 6 درجه خواهد بود (شکل 19، آ).تحت تأثیر یک نیروی خارجی، حجمی از هوای غیراشباع یا خشک که از سطح زمین به این ارتفاع برمی‌خیزد و بر اساس قانون آدیاباتیک خشک خنک می‌شود، یعنی 1 درجه در هر 100 متر، 20 درجه خنک می‌شود و به خود می‌گیرد. دمایی برابر با 0 درجه این حجم از هوا 6 درجه سردتر از هوای اطراف خواهد بود و در نتیجه به دلیل چگالی بیشتر آن سنگین تر خواهد بود. بنابراین او شروع خواهد کرد

فرود آمدن، تلاش برای رسیدن به سطح اصلی، یعنی سطح زمین.

نتیجه مشابهی در مورد افزایش هوای اشباع حاصل می شود، اگر گرادیان دمای عمودی باشد محیطکمتر از آدیاباتیک مرطوب بنابراین، در حالت پایدار جو در توده همگن هوا، تشکیل سریع ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس رخ نمی دهد.

پایدارترین حالت اتمسفر در مقادیر کوچک گرادیان دمایی عمودی و به ویژه در هنگام وارونگی مشاهده می شود، زیرا در این حالت هوای گرمتر و سبکتر در بالای هوای سرد پایین و در نتیجه هوای سنگین قرار دارد.

در تعادل جوی ناپایدارحجم هوای خارج شده از سطح زمین به موقعیت اولیه خود باز نمی گردد، اما حرکت رو به بالا خود را تا حدی حفظ می کند که در آن دمای هوای بالارونده و اطراف یکسان شود. وضعیت ناپایدار اتمسفر با گرادیان های عمودی دما مشخص می شود که در اثر گرم شدن لایه های پایینی هوا ایجاد می شود. در همان زمان، توده های هوای گرم شده زیر، که سبک تر هستند، به سمت بالا می شتابند.

مثلاً فرض کنید که هوای غیراشباع در لایه‌های زیرین تا ارتفاع ۲ کیلومترطبقه بندی ناپایدار، یعنی دمای آن

با ارتفاع 1.2 درجه به ازای هر 100 کاهش می یابد مترو در بالای هوا، پس از اشباع شدن، دارای یک طبقه بندی پایدار است، یعنی دمای آن 0.6 درجه به ازای هر 100 کاهش می یابد. متربالابردن (شکل 19، ب). هنگامی که در چنین محیطی قرار می گیرد، حجم هوای غیراشباع خشک طبق قانون آدیاباتیک خشک افزایش می یابد، یعنی 1 درجه در هر 100 سرد می شود. مترسپس، اگر دمای آن در سطح زمین 20 درجه باشد، در ارتفاع 1 کیلومتربرابر با 10 درجه می شود، در حالی که دمای محیط 8 ​​درجه است. با 2 درجه گرمتر و در نتیجه سبک تر، این حجم به سرعت بالاتر می رود. در ارتفاع 2 کیلومتر 4 درجه گرمتر از محیط خواهد بود، زیرا دمای آن به 0 درجه می رسد و دمای هوای محیط -4 درجه است. با سبک تر شدن مجدد، حجم هوای مورد نظر به ارتفاع 3 ادامه خواهد داد کیلومتر،جایی که دمای آن برابر با دمای محیط (-10 درجه) می شود. پس از این، افزایش آزاد حجم اختصاص داده شده هوا متوقف می شود.

برای تعیین وضعیت جو استفاده می شود نمودارهای هواشناسیاینها نمودارهایی با محورهای مختصات مستطیلی هستند که در امتداد آنها ویژگی های وضعیت هوا ترسیم شده است.

خانواده ها در نمودارهای هواشناسی نشان داده شده اند خشکو آدیابات مرطوب،به عنوان مثال، منحنی هایی که به صورت گرافیکی نشان دهنده تغییر وضعیت هوا در طی فرآیندهای آدیاباتیک خشک و مرطوب هستند.

شکل 20 چنین نموداری را نشان می دهد. در اینجا، ایزوبارها به صورت عمودی به تصویر کشیده شده اند، ایزوترم ها (خطوط با فشار هوای برابر) به صورت افقی نشان داده شده اند، خطوط جامد شیب دار آدیابات های خشک، خطوط شکسته مایل، آدیابات مرطوب، خطوط نقطه چین هستند. رطوبت خاصنمودار زیر منحنی تغییرات دمای هوا را با ارتفاع در دو نقطه در یک دوره مشاهده - 15 ساعت در 3 مه 1965 نشان می دهد. در سمت چپ منحنی دما بر اساس داده های رادیوسوند منتشر شده در لنینگراد، در سمت راست - در تاشکند از شکل منحنی سمت چپ تغییر دما با ارتفاع چنین می شود که در لنینگراد هوا پایدار است. علاوه بر این، تا سطح ایزوباریک 500 MBگرادیان دمای عمودی به طور متوسط ​​0.55 درجه در هر 100 است متردر دو لایه کوچک (روی سطوح 900 و 700 MB)ایزوترمی ثبت شده است. این نشان می دهد که بیش از لنینگراد در ارتفاعات 1.5-4.5 کیلومترواقع شده جبهه جوی، جداسازی توده های هوای سرد در یک و نیم کیلومتر پایین تر از هوای حرارتیواقع در بالا ارتفاع سطح تراکم که توسط موقعیت منحنی دما نسبت به آدیابات مرطوب تعیین می شود، حدود 1 است. کیلومتر(900 MB).

در تاشکند، هوا طبقه بندی ناپایداری داشت. تا ارتفاع 4 کیلومترگرادیان دمای عمودی نزدیک به آدیاباتیک بود، یعنی برای هر 100 متربا افزایش دما، دما 1 درجه کاهش یافت و بالاتر از آن به 12 رسید کیلومتر- آدیاباتیک تر به دلیل خشکی هوا، تشکیل ابر رخ نداد.

بر فراز لنینگراد، انتقال به استراتوسفر در ارتفاع 9 رخ داد کیلومتر(300 MB)،و بالاتر از تاشکند بسیار بالاتر است - حدود 12 کیلومتر(200 مگابایت).

با وضعیت پایدار جو و رطوبت کافی، ابرهای چینه ای و مه تشکیل می شوند و با وضعیت ناپایدار و رطوبت زیاد جو، همرفت حرارتی،منجر به تشکیل ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس می شود. وضعیت ناپایداری با تشکیل رگبار، رعد و برق، تگرگ، گردبادهای کوچک، طوفان و غیره همراه است.

n) به اصطلاح «برآمدگی» هواپیما، یعنی پرتاب هواپیما در حین پرواز، نیز ناشی از وضعیت ناپایدار جو است.

در تابستان، ناپایداری اتمسفر در بعد از ظهر که لایه های هوا نزدیک به سطح زمین گرم می شود، رایج است. بنابراین، باران های شدید، رگبار و مانند آن پدیده های خطرناکشرایط آب و هوایی بیشتر در بعدازظهر مشاهده می شود، زمانی که جریان های عمودی قوی به دلیل ناپایداری شکسته ایجاد می شود - صعودیو نزولیحرکت هوا به همین دلیل هواپیماهایی که در طول روز در ارتفاع 2-5 پرواز می کنند کیلومتردر بالای سطح زمین، آنها بیشتر از یک پرواز شبانه در معرض "برجستگی" هستند، زمانی که به دلیل خنک شدن لایه سطحی هوا، پایداری آن افزایش می یابد.

رطوبت هوا نیز با افزایش ارتفاع کاهش می یابد. تقریباً نیمی از رطوبت در یک و نیم کیلومتر اول جو متمرکز شده است و پنج کیلومتر اول تقریباً 9/10 از کل بخار آب را شامل می شود.

برای نشان دادن ماهیت مشاهده شده روزانه تغییرات دما با ارتفاع در تروپوسفر و استراتوسفر پایین در مناطق مختلف زمین، شکل 21 سه منحنی طبقه بندی را تا ارتفاع 22-25 نشان می دهد. کیلومتراین منحنی ها بر اساس مشاهدات رادیوسوندی در ساعت 3 بعد از ظهر ساخته شدند: دو منحنی در ژانویه - اولکمینسک (یاکوتیا) و لنینگراد، و سومی در ژوئیه - تختا-بازار. آسیای میانه). منحنی اول (Olekminsk) با حضور وارونگی سطح مشخص می شود که با افزایش دما از -48 درجه در سطح زمین به -25 درجه در ارتفاع حدود 1 مشخص می شود. کیلومتردر این زمان، تروپوپوز بالای اولکمینسک در ارتفاع 9 قرار داشت کیلومتر(دما 62- درجه). در استراتوسفر افزایش دما با ارتفاع مشاهده شد که مقدار آن 22 بود کیلومتربه -50 درجه نزدیک می شد. منحنی دوم که نشان دهنده تغییر دما با ارتفاع در لنینگراد است، وجود یک وارونگی سطح کوچک، سپس ایزوترم در یک لایه بزرگ و کاهش دما در استراتوسفر را نشان می دهد. در سطح 25 کیلومتردما 75- درجه است. منحنی سوم (Takhta-Bazar) با نقطه شمالی - Olekminsk - بسیار متفاوت است. دمای سطح زمین بالای 30 درجه است. تروپاپوز در ارتفاع 16 قرار دارد کیلومتر،و بالای 18 کیلومترافزایش دمای معمول با ارتفاع برای تابستان جنوبی رخ می دهد.

فصل قبل::: به مطالب::: فصل بعد

پرتوهای خورشیدی که بر سطح زمین می افتند آن را گرم می کنند. گرم شدن هوا از پایین به بالا، یعنی از سطح زمین اتفاق می افتد.

انتقال گرما از لایه‌های پایینی هوا به لایه‌های بالایی عمدتاً به دلیل بالا آمدن هوای گرم و گرم به سمت بالا و پایین آمدن هوای سرد به سمت پایین اتفاق می‌افتد. این فرآیند گرم کردن هوا نامیده می شود همرفت.

در موارد دیگر، انتقال حرارت به سمت بالا به دلیل دینامیک رخ می دهد تلاطم. این نام به گرداب‌های تصادفی است که در اثر اصطکاک آن در برابر سطح زمین در حین حرکت افقی یا هنگامی که لایه‌های مختلف هوا به یکدیگر ساییده می‌شوند در هوا به وجود می‌آیند.

جابجایی گاهی اوقات تلاطم حرارتی نامیده می شود. همرفت و تلاطم گاهی با نام رایج ترکیب می شوند - تبادل.

سرمایش اتمسفر پایین تر از گرمایش متفاوت است. سطح زمین با انتشار پرتوهای گرمایی نامرئی برای چشم، به طور مداوم گرما را در جو اطراف خود از دست می دهد. سرمایش به ویژه پس از غروب آفتاب (شب) شدید می شود. به لطف هدایت حرارتی، توده های هوای مجاور زمین نیز به تدریج سرد می شوند و سپس این خنک کننده را به لایه های پوشاننده هوا منتقل می کنند. در این حالت، پایین ترین لایه ها به شدت خنک می شوند.

بسته به گرمای خورشیدیدمای لایه های پایینی هوا در طول سال و روز متغیر است و حداکثر به حدود 13-14 ساعت می رسد. تغییرات روزانه دمای هوا در روزهای مختلف برای یک مکان ثابت نیست. بزرگی آن عمدتاً به شرایط آب و هوایی بستگی دارد. بنابراین، تغییرات در دمای لایه های پایینی هوا با تغییرات دمای سطح زمین (زیر) همراه است.

تغییرات دمای هوا نیز از حرکات عمودی آن رخ می دهد.

مشخص است که هوا هنگام انبساط سرد می شود و در صورت فشرده شدن گرم می شود. در اتمسفر، هنگام حرکت رو به بالا، هوا که به مناطقی با فشار کمتر سقوط می کند، منبسط و سرد می شود و برعکس، در حین حرکت رو به پایین، هوا، فشرده می شود، گرم می شود. تغییرات دمای هوا در طول حرکات عمودی آن تا حد زیادی تعیین کننده تشکیل و تخریب ابرها است.

دمای هوا معمولاً با ارتفاع کاهش می یابد. تغییر دادن دمای میانگینبا ارتفاع از اروپا در تابستان و زمستان در جدول "میانگین دمای هوا در اروپا" آورده شده است.

کاهش دما با ارتفاع با یک عمودی مشخص می شود گرادیان دما. این نام برای تغییر دما برای هر 100 متر ارتفاع است. برای محاسبات فنی و هوانوردی، گرادیان دمای عمودی برابر با 0.6 در نظر گرفته شده است. باید در نظر داشت که این مقدار ثابت نیست. ممکن است در برخی از لایه های هوا دما با ارتفاع تغییر نکند.

چنین لایه هایی نامیده می شوند لایه های همدما.

اغلب در جو پدیده ای وجود دارد که در یک لایه خاص دما حتی با ارتفاع افزایش می یابد. این لایه های جو نامیده می شوند لایه های وارونگی. وارونگی به دلایل مختلفی رخ می دهد. یکی از آنها خنک کردن سطح زیرین توسط تشعشع در شب یا زمان زمستانزیر آسمان صاف گاهی اوقات در صورت وزش باد آرام یا ضعیف، هوای سطح نیز سرد می شود و نسبت به لایه های پوشاننده سردتر می شود. در نتیجه، هوا در ارتفاع گرمتر از پایین است. چنین وارونگی نامیده می شود تابش - تشعشع. وارونگی تشعشعات شدید معمولاً بر روی پوشش برف و به ویژه در حوضه های کوهستانی و همچنین در شرایط آرام مشاهده می شود. لایه های وارونگی تا ارتفاعات چند ده یا صدها متری گسترش می یابند.

وارونگی ها نیز به دلیل حرکت (افروختگی) هوای گرم بر روی سطح زیرین سرد رخ می دهد. اینها به اصطلاح هستند وارونگی های سلف. ارتفاع این وارونگی ها چند صد متر است.

علاوه بر این وارونگی ها، وارونگی های فرونتال و وارونگی فشاری مشاهده می شود. وارونگی های پیشانیزمانی رخ می دهد که آب گرم به داخل جریان پیدا کند توده های هوابه سردترها وارونگی فشرده سازیزمانی رخ می دهد که هوا از لایه های بالایی جو پایین می آید. در این حالت، هوای نزولی گاهی آنقدر گرم می شود که لایه های زیرین آن سردتر می شوند.

وارونگی دما در ارتفاعات مختلف در تروپوسفر مشاهده می شود که اغلب در ارتفاعات حدود 1 کیلومتری است. ضخامت لایه وارونگی می تواند از چند ده تا چند صد متر متغیر باشد. اختلاف دما در حین وارونگی می تواند به 15-20 درجه برسد.

لایه های وارونگی نقش زیادی در آب و هوا دارند. از آنجایی که هوا در لایه وارونگی گرمتر از لایه زیرین است، هوا در لایه های پایینی نمی تواند بالا بیاید. در نتیجه، لایه‌های وارونگی حرکات عمودی را در لایه هوای زیرین به تاخیر می‌اندازند. هنگام پرواز در زیر یک لایه وارونگی، معمولاً یک برآمدگی ("برآمدگی") مشاهده می شود. در بالای لایه وارونگی، پرواز یک هواپیما معمولاً به طور معمول انجام می شود. ابرهای به اصطلاح مواج در زیر لایه های وارونگی ایجاد می شوند.

دمای هوا بر تکنیک خلبانی و عملکرد تجهیزات تأثیر می گذارد. در دمای زمین زیر 20- درجه، روغن یخ می زند، بنابراین باید در حالت گرم ریخته شود. در پرواز در دمای پایینآب در سیستم خنک کننده موتور به شدت خنک می شود. در دماهای بالا (بالای 30 درجه)، موتور ممکن است بیش از حد گرم شود. دمای هوا نیز بر عملکرد خدمه هواپیما تأثیر می گذارد. در دماهای پایین که به 56- درجه در استراتوسفر می رسد، لباس های مخصوص خدمه مورد نیاز است.

دمای هوا بسیار است پراهمیتبرای پیش بینی آب و هوا

دمای هوا در طول پرواز هواپیما با استفاده از دماسنج های الکتریکی متصل به هواپیما اندازه گیری می شود. هنگام اندازه گیری دمای هوا، باید در نظر داشت که به دلیل سرعت بالای هواپیماهای مدرن، دماسنج ها خطا می دهند. سرعت بالای هواپیما به دلیل اصطکاک مخزن آن با هوا و تأثیر گرمایش در اثر فشردگی هوا باعث افزایش دمای خود دماسنج می شود. گرمای حاصل از اصطکاک با افزایش سرعت پرواز هواپیما افزایش می یابد و با مقادیر زیر بیان می شود:

سرعت بر حسب کیلومتر بر ساعت……………. 100 200 00 400 500 600

گرمایش از اصطکاک……. 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°.b

گرمایش حاصل از فشرده سازی با مقادیر زیر بیان می شود:

سرعت بر حسب کیلومتر بر ساعت……………. 100 200 300 400 500 600

گرمایش از فشرده سازی……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

اعوجاج خوانش دماسنج نصب شده روی هواپیما هنگام پرواز در ابرها 30 درصد کمتر از مقادیر فوق است، زیرا بخشی از گرمای تولید شده توسط اصطکاک و فشرده سازی صرف تبخیر آب متراکم شده در هوا می شود. شکل قطرات

دمای هوا. واحدهای اندازه گیری، تغییر دما با ارتفاع. وارونگی، ایزوترمی، انواع وارونگی، فرآیند آدیاباتیک.

دمای هواکمیتی است که آن را مشخص می کند حالت حرارتی. این یا بر حسب درجه سانتیگراد (ºС در مقیاس سانتیگراد یا کلوین (K) در مقیاس مطلق بیان می شود. انتقال از دما در کلوین به درجه حرارت بر حسب درجه سانتیگراد طبق فرمول انجام می شود.

t = T-273º

لایه پایین اتمسفر (تروپوسفر) با کاهش دما با ارتفاع، به میزان 0.65 درجه سانتیگراد در هر 100 متر مشخص می شود.

به این تغییر دما با ارتفاع در 100 متر، گرادیان دما عمودی می گویند. با دانستن دمای سطح زمین و با استفاده از مقدار گرادیان عمودی، می توانید دمای تقریبی را در هر ارتفاعی محاسبه کنید (مثلاً در دمای سطح زمین +20 درجه سانتیگراد در ارتفاع 5000 متری، دما برابر خواهد بود با:

20º- (0.65*50) = - 12.5.

گرادیان عمودی γ مقدار ثابتی نیست و به نوع جرم هوا، زمان روز و فصل سال، ماهیت سطح زیرین و دلایل دیگر بستگی دارد. هنگامی که دما با ارتفاع کاهش می یابد γ  مثبت در نظر گرفته می شود و اگر دما با ارتفاع تغییر نکند، لایه γ = 0  نامیده می شود. همدما. لایه هایی از جو که در آن دما با ارتفاع افزایش می یابد (γ< 0), называются وارونگی. بسته به بزرگی گرادیان درجه حرارت عمودی، وضعیت جو می تواند در رابطه با هوای خشک (غیراشباع) یا اشباع، پایدار، ناپایدار یا بی تفاوت باشد.

دمای هوا با افزایش آن کاهش می یابد به صورت آدیاباتیکیعنی بدون تبادل حرارتی ذرات هوا با محیط. اگر یک ذره هوا به سمت بالا افزایش یابد، حجم آن منبسط می شود و انرژی درونی ذره کاهش می یابد.

اگر ذره ای پایین بیاید، منقبض می شود و انرژی درونی آن افزایش می یابد. از این نتیجه می شود که وقتی حجم هوا به سمت بالا حرکت می کند، دمای آن کاهش می یابد و هنگامی که به سمت پایین حرکت می کند، افزایش می یابد. این فرآیندها نقش مهمی در شکل گیری و توسعه ابرها دارند.

گرادیان افقی دمایی است که بر حسب درجه در فاصله 100 کیلومتری بیان می شود. هنگام حرکت از یک ماشین مجازی سرد به یک ماشین گرم و از یک ماشین گرم به یک ماشین سرد، می تواند بیش از 10 درجه در هر 100 کیلومتر باشد.

انواع وارونگی.

وارونگی ها لایه های تاخیری هستند، حرکات عمودی هوا را کاهش می دهند، در زیر آنها انباشته شدن بخار آب یا سایر ذرات جامد وجود دارد که دید، تشکیل مه و مه را مختل می کند. اشکال گوناگونابرها لایه های وارونه نیز لایه های ترمز برای حرکات افقی هوا هستند. در بسیاری از موارد، این لایه ها سطوح شکست باد هستند. وارونگی در تروپوسفر را می توان در نزدیکی سطح زمین و روی آن مشاهده کرد ارتفاعات بالا. یک لایه قدرتمند وارونگی، تروپاپوز است.

بسته به علل وقوع، انواع زیر از وارونگی متمایز می شود:

1. تشعشع - نتیجه خنک شدن لایه سطحی هوا، معمولاً در شب.

2. Advective - هنگامی که هوای گرم به سطح زیرین سرد منتقل می شود.

3. فشرده سازی یا نشست - در قسمت های مرکزی آنتی سیکلون های کم حرکت تشکیل شده است.

تغییر دمای هوا با ارتفاع

توزیع عمودی دما در جو اساس تقسیم جو به پنج لایه اصلی است (به بخش 1.3 مراجعه کنید). برای هواشناسی کشاورزی، الگوهای تغییرات دما در تروپوسفر، به ویژه در لایه سطحی آن، بیشترین علاقه را دارند.

گرادیان دما عمودی

تغییر دمای هوا در هر 100 متر ارتفاع را گرادیان دمای عمودی (VTG) می گویند.

IGT به عوامل مختلفی بستگی دارد: زمان سال (در زمستان کمتر است، در تابستان بیشتر است)، زمان روز (در شب کمتر، در روز بیشتر)، محل توده های هوا (اگر در برخی از ارتفاعات باشد). بالای لایه هوای سرد یک لایه هوای گرمتر وجود دارد، سپس IGT علامت معکوس را تغییر می دهد). میانگین مقدار VGT در تروپوسفر حدود 0.6 درجه سانتیگراد در 100 متر است.

در لایه سطحی جو، VGT به زمان روز، آب و هوا و ماهیت سطح زیرین بستگی دارد. در طول روز، VGT تقریبا همیشه مثبت است، به خصوص در تابستان در خشکی، اما در هوای صاف ده ها برابر بیشتر از هوای ابری است. در یک بعد از ظهر صاف تابستانی، دمای هوا در سطح خاک می تواند 10 درجه سانتی گراد یا بیشتر از دمای ارتفاع 2 متر باشد. در نتیجه، VGT در یک لایه دو متری معین بر حسب 100 متر است. بیش از 500 درجه سانتیگراد / 100 متر باد VGT را کاهش می دهد، زیرا در هنگام مخلوط شدن هوا، دمای آن در ارتفاعات مختلف برابر می شود. ابری و بارش باعث کاهش VGT می شود. هنگامی که خاک مرطوب است، VGT در لایه سطحی جو به شدت کاهش می یابد. در خاک برهنه (مزارع آیش) VGT بیشتر از محصولات کشاورزی یا مراتع توسعه یافته است. در زمستان، بالای پوشش برف، VGT در لایه سطحی جو کوچک و اغلب منفی است.

با ارتفاع، تأثیر سطح زیرین و آب و هوا بر VGT ضعیف می شود و VGT در مقایسه با مقدار آن کاهش می یابد -

mi در لایه سطحی هوا. در بالای 500 متر، تأثیر تغییرات روزانه دمای هوا محو می شود. در ارتفاعات از 1.5 تا 5-6 کیلومتر، VGT در 0.5-0.6 درجه سانتیگراد / 100 متر است. در ارتفاع 6-9 کیلومتر، VGT افزایش می یابد و در لایه بالایی 0.65-0.75 درجه سانتیگراد / 100 متر است. از تروپوسفر، VGT دوباره به 0.5-0.2 درجه سانتیگراد در 100 متر کاهش می یابد.

داده های مربوط به VGT در لایه های مختلف جو در پیش بینی آب و هوا، در خدمات هواشناسی برای هواپیماهای جت و در پرتاب ماهواره ها به مدار و همچنین در تعیین شرایط انتشار و توزیع زباله های صنعتی در جو استفاده می شود. VGT منفی در لایه سطحی هوا در شب در فصل بهار و پاییز نشان دهنده احتمال یخبندان است.

4.3.2. توزیع عمودی دمای هوا

توزیع دما در جو با ارتفاع نامیده می شود طبقه بندی جوپایداری آن، یعنی توانایی جابجایی حجم های منفرد هوا در جهت عمودی، به لایه بندی جو بستگی دارد. چنین حرکاتی در حجم زیاد هوا تقریباً بدون تبادل گرما با محیط رخ می دهد. به صورت آدیاباتیکدر همان زمان، فشار و دمای حجم متحرک هوا تغییر می کند. اگر حجمی از هوا به سمت بالا حرکت کند، با فشار کمتری به لایه‌هایی رفته و منبسط می‌شود و باعث کاهش دمای آن می‌شود. هنگامی که هوا پایین می آید، روند معکوس رخ می دهد.

تغییر دمای هوای غیراشباع با بخار (به بخش 5.1 مراجعه کنید) 0.98 درجه سانتیگراد با حرکت عمودی آدیاباتیک 100 متر (تقریباً 1.0 درجه سانتیگراد / 100 متر) است. چه زمانی VGT است< 1,0° С/100 м, то поднимающийся под влиянием внешнего им­пульса объем воздуха при охлаждении на 1°С на высоте 100 м будет холоднее окружающего воздуха и как более плотный нач­нет опускаться в исходное положение. Такое состояние атмосферы характеризует تعادل پایدار

در VGT = 1.0 درجه سانتیگراد / 100 متر، دمای افزایش حجم هوا در تمام ارتفاعات برابر با دمای هوای محیط خواهد بود. بنابراین، حجمی از هوا که به طور مصنوعی تا یک ارتفاع معین بالا می رود و سپس به حال خود رها می شود، نه بیشتر می شود و نه کاهش می یابد. به این حالت جو می گویند بي تفاوت.

اگر VGT> 1.0 درجه سانتیگراد / 100 متر باشد، آنگاه افزایش حجم هوا، که تنها 1.0 درجه سانتیگراد به ازای هر 100 متر خنک می شود، گرمتر از محیط در تمام ارتفاعات است و بنابراین حرکت عمودی حاصل ادامه می یابد. در جو ایجاد می شود تعادل ناپایداراین وضعیت زمانی رخ می دهد که سطح زیرین به شدت گرم می شود، زمانی که VGT با ارتفاع افزایش می یابد. این به توسعه بیشتر همرفت کمک می کند که دی-84 است

تقریباً تا ارتفاعی گسترش می یابد که در آن دمای هوای بالارونده با دمای محیط برابر می شود. با ناپایداری زیاد، ابرهای کومولونیمبوس قدرتمندی به وجود می آیند که از آن باران و تگرگ می بارد که برای محصولات زراعی خطرناک است.

در عرض های جغرافیایی معتدل نیمکره شمالی، درجه حرارت در مرز فوقانی تروپوسفر، یعنی در ارتفاع حدود 10-12 کیلومتری، حدود 50- درجه سانتیگراد در طول سال است و در ارتفاع 5 کیلومتری در ماه ژوئیه تغییر می کند. از -4 درجه سانتیگراد (تا 40 درجه شمالی) تا -12 درجه سانتیگراد (در 60 درجه شمالی)، و در ژانویه در همان عرضهای جغرافیایی و همان ارتفاع به ترتیب -20 و -34 درجه سانتیگراد است (جدول 20). در حتی پایین تر (مرز) لایه تروپوسفر، دما بسته به این موضوع حتی بیشتر تغییر می کند عرض جغرافیایی، زمان سال و ماهیت سطح زیرین.

جدول 20

میانگین توزیع دمای هوا (درجه سانتیگراد) بر حسب ارتفاع در تروپوسفر در ژانویه و ژوئیه بالای 40 و 60 درجه عرض شمالی.

دمای هوا

ارتفاع، کیلومتر

برای کشاورزیمهمترین آن رژیم دمایی قسمت پایینی لایه سطحی جو است که تا ارتفاع تقریبی 2 متر در آنجا بیشتر گیاهان کشت شده و حیوانات مزرعه زندگی می کنند. در این لایه، شیب عمودی تقریباً تمام مقادیر هواشناسی بسیار زیاد است. در مقایسه با لایه های دیگر بزرگ است. همانطور که قبلا ذکر شد، IGT در لایه سطحی جو معمولا در داخل است< много раз превышает ВП в остальной тропосфере В ясные тихие дни, когд< турбулентное перемешива

23 درجه سانتی گراد

برنج. 18. توزیع دما در لایه سطحی هوا و در لایه زراعی خاک در طول روز (1) و در شب (2).

تضعیف شده است، تفاوت در دمای هوا بین

سطح خاک و در ارتفاع 2 متری می تواند از 10 درجه سانتی گراد تجاوز کند. در شب های صاف و آرام، دمای هوا تا ارتفاع معینی افزایش می یابد (وارونگی) و VGT منفی می شود.

در نتیجه، دو نوع توزیع عمودی دما در لایه سطحی جو وجود دارد. به نوعی که در آن دمای سطح خاک بیشتر است و سطح را هم بالا و هم پایین ترک می کند نامیده می شود تابش نوردر طول روز که سطح خاک توسط تابش مستقیم خورشید گرم می شود مشاهده می شود. توزیع دما معکوس نامیده می شود تابش - تشعشعنوع، یا نوع تابش - تشعشع(شکل 18). این نوع معمولاً در شب مشاهده می شود، زمانی که سطح در اثر تابش مؤثر سرد می شود و لایه های مجاور هوا از آن خنک می شوند.