У серпні місяці ми відпочивали на Кавказі у моєї однокурсниці Нателли. Нас пригощали найсмачнішим шашликом та домашнім вином. Але найбільше запам'яталася мені екскурсія в гори. Внизу було дуже тепло, але вгорі просто холодно. Я задумалася про те, чому температура повітря з висотою знижується. Під час підйому на Ельбрус це було дуже помітно.
Зміна температури повітря з висотою
Поки ми піднімалися гірським маршрутом, провідник Зураб пояснював нам причини зниження температури повітря з висотою.
Повітря в атмосфері нашої планети знаходиться у полі тяжіння. Тому його молекули постійно перемішуються. При русі вгору молекули розширюються, і температура падає, під час руху вниз, навпаки, підвищується.
Це видно, коли літак піднімається на висоту і в салоні відразу стає холодно. Я й досі пам'ятаю свій перший переліт до Криму. Запам'ятала його саме завдяки цій різниці температури внизу і на висоті. Мені здавалося, що ми просто висимо в холодному повітрі, а внизу — карта місцевості.
Температура повітря залежить від температури поверхні землі. Повітря прогрівається від нагрітої сонцем Землі.
Чому з висотою знижується температура у горах
Про те, що в горах холодно та важко дихати, знають усі. Я це випробувала на собі у поході на Ельбрус.
Такі явища мають кілька причин.
- У горах повітря розріджене, тому погано прогрівається.
- Промені сонця потрапляють на похилу поверхню гори і прогрівають її набагато менше, ніж на рівнині.
- Білі шапки снігу на гірських вершинах відбивають промені сонця, і це також знижує температуру повітря.
Куртки нам дуже стали в нагоді. У горах, попри серпень місяць, було холодно. Біля підніжжя гори розкинулися зелені луки, а вгорі лежав сніг. Місцеві пастухи та вівці давно пристосувалися до життя у горах. Їх не бентежить холодна температура, а їх спритності пересування гірськими стежками можна тільки позаздрити.
Так наша поїздка на Кавказ виявилася ще й пізнавальною. Ми чудово відпочили і на особистому досвідідізналися, як із висотою температура повітря знижується.
Блакитна планета...
Ця тема мала з'явитися на сайті однієї з перших. Адже і гелікоптери – атмосферні літальні апарати. Атмосфера Землі- їх, так би мовити, місце існування:-). А Фізичні властивостіповітрятаки визначають якість цього проживання:-). Тобто, це одна з основ. І про основу завжди пишуть спочатку. Але зрозумів я про це тільки зараз. Однак краще, як відомо, пізно, ніж ніколи… Торкнемося цього питання, в нетрі й непотрібні складнощі, проте не залазячи:-).
Отже… Атмосфера Землі. Це газова оболонка нашої блакитної планети. Така назва всім відома. А чому блакитна? Просто тому, що «блакитна» (а також синя та фіолетова) складова сонячного світла(Спектра) найбільш добре розсіюється в атмосфері, забарвлюючи її тим самим в блакитно-синюваті, іноді з відтінком фіолетового тону (в сонячний день, звичайно:-)).
Склад атмосфери Землі.
Склад атмосфери досить широкий. Перераховувати в тексті всі складові не буду, для цього є хороша ілюстрація. Склад усіх цих газів практично постійний, за винятком вуглекислого газу (2). Крім того, в атмосфері обов'язково міститься вода у вигляді пари, суспензії крапель або кристалів льоду. Кількість води непостійна і залежить від температури та, меншою мірою, від тиску повітря. Крім того, атмосфера Землі (особливо нинішня) містить і певну кількість я б сказав «будь-якої гидоти»:-). Це SO 2 , NH 3 , CO , HCl , NO , крім того є пари ртуті Hg . Правда все це знаходиться там у невеликих кількостях, дякувати Богу:-).
Атмосферу Земліприйнято ділити кілька наступних друг за одним по висоті над поверхнею зон.
Перша, найближча до землі – це тропосфера. Це найнижчий і, так би мовити, основний шар для життєдіяльності різного виду. У ньому міститься 80% маси всього атмосферного повітря(хоча за обсягом вона становить лише близько 1% усієї атмосфери) та близько 90% усієї атмосферної води. Переважна більшість всіх вітрів, хмар, дощів і снігів 🙂 — звідти. Тропосфера простягається до висот близько 18 км у тропічних широтах і до 10 км у полярних. Температура повітря в ній падає з підйомом на висоту приблизно 0,65 º на кожні 100 м-коду.
атмосферні зони.
Зона друга - стратосфера. Треба сказати, що між тропосферою та стратосферою виділяють ще одну вузьку зону – тропопаузу. У ній припиняється зниження температури з висотою. Тропопауза має середню товщину 1,5-2 км, але межі її нечітки і тропосфера часто перекриває стратосферу.
Так ось, стратосфера має висоту в середньому від 12 км до 50 км. Температура в ній до 25 км залишається незмінною (порядку -57 º С), потім десь до 40 км підвищується приблизно до 0 º С і далі до 50 км залишається незмінною. Стратосфера – відносно спокійна частина землі. Несприятливі погодні умови у ній практично відсутні. Саме в стратосфері розташований знаменитий озоновий шар на висотах від 15-20 км до 55-60 км.
Далі слідує невеликий прикордонний шар стратопауза, температура в якій зберігається близько 0 С, а потім наступна зона мезосфера. Вона тягнеться до висот 80-90 км, і в ній температура падає приблизно до 80ºС. У мезосфері зазвичай стають видні дрібні метеори, які починають у ній світитися і там згоряють.
Наступний вузький проміжок – мезопауза та за нею зона термосфера. Її висота – до 700-800 км. Тут температура знову починає підвищуватись і на висотах близько 300 км може досягати величин близько 1200 ºС. Далі вона залишається постійною. Усередині термосфери до висоти близько 400 км. розташована іоносфера. Тут повітря сильно іонізовано через вплив сонячної радіації і має велику електропровідність.
Наступна і, втім, остання зона - екзосфера. Це так звана зона розсіювання. Тут в основному є дуже сильно розріджений водень і гелій (з переважанням водню). На висотах близько 3000 км екзосфера перетворюється на близькокосмічний вакуум.
Ось десь так. Чому приблизно? Тому що ці шари досить умовні. Можливі різні зміни висоти, складу газів, води, величини температури, іонізації тощо. Крім того, існує ще чимало термінів, що визначають будову і стан атмосфери землі.
Наприклад гомосфера та гетеросфера. У першій атмосферні гази добре перемішані, та його склад досить однорідний. Друга розташована вище за першу і такого перемішування там вже практично немає. Гази у ній поділяє гравітація. Кордон між цими шарами розташований на висоті 120 км, і називається він турбопауза.
З термінами мабуть покінчимо, але обов'язково додам, що умовно прийнято вважати, що межа атмосфери розташована на висоті 100 км над рівнем моря. Цей кордон називається Лінія Кармана.
Додам ще дві картинки для ілюстрації будови атмосфери. Перша, правда, німецькою, зате повна і досить легка в розумінні:-). Її можна збільшити та добре розглянути. Другий показує зміну температури атмосфери з висотою.
Будова атмосфери Землі.
Зміна температури повітря заввишки.
Сучасні пілотовані орбітальні космічні апарати літають на висотах близько 300-400 км. Однак це вже не авіація, хоча область, звичайно, у певному сенсі близька, і ми про неї ще неодмінно поговоримо:-).
Зона авіації – це тропосфера. Сучасні атмосферні літальні апарати можуть літати й у нижніх шарах стратосфери. Наприклад практична стеля МІГ-25РБ - 23000 м .
Політ у стратосфері.
І саме фізичні властивості повітрятропосфери визначають яким буде політ, наскільки буде ефективна система управління літака, як впливатиме на нього турбулентність в атмосфері, як працюватимуть двигуни.
Перша основна властивість – це Температура повітря. У газодинаміці вона може визначатися за шкалою Цельсія або за шкалою Кельвіна.
Температура t 1на заданій висоті Нза шкалою Цельсія визначається:
t 1 = t - 6,5Н, де t- Температура повітря біля землі.
Температура за шкалою Кельвіна називається абсолютною температуроюнуль за цією шкалою – це абсолютний нуль. При абсолютному нулі припиняється тепловий рух молекул. Абсолютний нуль за шкалою Кельвіна відповідає -273 º за шкалою Цельсія.
Відповідно температура Тна висоті Нза шкалою Кельвіна визначається:
T = 273K + t - 6,5H
Тиск повітря. Атмосферний тиск вимірюється в Паскалях (Н/м2), у старій системі вимірювання в атмосферах (атм.). Існує ще таке поняття як барометричний тиск. Це тиск, виміряний у міліметрах ртутного стовпаза допомогою ртутного барометра. Барометричний тиск (тиск на рівні моря) дорівнює 760 мм рт. ст. називається стандартним. У фізиці 1 атм. якраз і дорівнює 760 мм рт.
Щільність повітря. В аеродинаміці найчастіше користуються таким поняттям, як масова густина повітря. Це маса повітря 1 м 3 обсягу. Щільність повітря з висотою змінюється, повітря стає більш розрідженим.
Вологість повітря. Показує кількість води, що знаходиться у повітрі. Існує поняття « відносна вологість». Це відношення маси водяної пари до максимально можливої за даної температури. Поняття 0%, тобто коли повітря зовсім сухе може існувати взагалі тільки в лабораторії. З іншого боку 100% вологість цілком реальна. Це означає, що повітря ввібрало в себе всю воду, яку могло ввібрати. Щось типу абсолютно «повної губки». Висока відносна вологість знижує густину повітря, а мала, відповідно підвищує.
У зв'язку з тим, що польоти літаків відбуваються за різних атмосферних умов, їх польотні і аеродинамічні параметри однією режимі польоту може бути різними. Тому для правильної оцінки цих параметрів введено Міжнародна стандартна атмосфера (МСА). Вона показує зміну стану повітря з підйомом на висоту.
За основні прийняті параметри стану повітря за нульової вологості:
тиск P = 760 мм рт. ст. (101,3 кПА);
температура t = +15 ° C (288 К);
масова щільність ρ = 1,225 kg/m 3 ;
Для МСА прийнято (як було зазначено вище:-)), що температура падає у тропосфері на 0,65º на кожні 100 метрів висоти.
Стандартна атмосфера (приклад 10000 м).
Таблиці МСА використовуються при градуюванні приладів, а також для штурманських та інженерних розрахунків.
Фізичні властивості повітрявключають також такі поняття як інертність, в'язкість і стисливість.
Інертність - властивість повітря, що характеризує його здатність чинити опір зміні стану спокою або рівномірного прямолінійного руху . Мірою інертності є масова щільність повітря. Чим вона вища, тим вища інертність і сила опору середовища під час руху в ній літака.
В'язкість. Визначає опір тертя повітря при русі літака.
Стискання визначає зміну щільності повітря при зміні тиску. На малих швидкостях руху літального апарату(До 450 км/год) зміни тиску при обтіканні його повітряним потоком не відбувається, але при великих швидкостях починає проявлятися ефект стисливості. Особливо впливає його вплив на надзвуку. Це окрема область аеродинаміки та тема для окремої статті:-).
Ну от здається поки все ... Настав час закінчити це злегка нудний перелік, без якого однак не обійтися:-). Атмосфера Землі, її параметри, фізичні властивості повітрятакож важливі для літального апарату, як і параметри самого апарата, і про них не можна не згадати.
Поки що, до наступних зустрічей та цікавіших тем 🙂 …
P.S. На солодке пропоную подивитися ролик знятий із кабіни спарки МІГ-25ПУ при його польоті до стратосфери. Знімав, мабуть, турист, який має гроші для таких польотів:-). Знято переважно все через лобове скло. Зверніть увагу на колір неба.
13. Зміна температури повітря заввишки.
Розподіл температури в атмосфері по вертикалі покладено основою поділу атмосфери п'ять основних верств. Для сільськогосподарської метеорології найбільший інтерес становлять закономірності зміни температури у тропосфері, особливо у її приземному шарі.
Вертикальний градієнт температури
Зміна температури повітря на 100 м висоти називається вертикальним градієнтом температури (ВГТ залежить від ряду факторів: пори року (взимку він менший, влітку більше), часу доби (вночі менше, вдень більше), розташування повітряних мас (якщо на будь-яких висотах над холодним шаром повітря розташовується шар більше теплого повітря, то ВГТ змінює знак на зворотний). Середнє значення ВГТ у тропосфері становить близько 0,0°С/100 м-коду.
У приземному шарі атмосфери ВГТ залежить від часу доби, погоди та від характеру поверхні, що підстилає. Вдень ВГТ майже завжди позитивний, особливо влітку над сушею, але за ясної погоди він у десятки разів більший, ніж при похмурій. У ясний опівдні влітку температура повітря біля поверхні ґрунту може на 10 °С і більше перевищувати температуру на висоті 2 м. Внаслідок цього ВГТ у даному двометровому шарі в перерахунку на 100 м становить понад 500 °С/100 м. Вітер зменшує ВГТ, оскільки при перемішуванні повітря його температура на різних висотах вирівнюється. Зменшують ВГТ хмарність та опади. При вологому ґрунті різко знижується ВГТ у приземному шарі атмосфери. Над оголеним ґрунтом ( парове поле) ВГТ більше, ніж над розвиненим посівом чи луком. Взимку над сніговим покривом ВГТ у приземному шарі атмосфери невеликий і нерідко негативний.
З висотою вплив підстилаючої поверхні та погоди на ВГТ слабшає та ВГТ зменшується порівняно з його значеннями у приземному шарі повітря. Понад 500 м загасає вплив добового ходу температури повітря. На висотах від 1,5 до 5-6 км ВГТ знаходиться в межах 0,5-0,6 ° С/100 м. На висоті 6-9 км ВГТ зростає і становить 0,65-0,75 ° С/100 м. верхньому шарі тропосфери ВГТ знову зменшується до 0,5-0,2 ° С/100 м-коду.
Дані про ВГТ у різних шарах атмосфери використовують при складанні прогнозів погоди, при метеорологічному обслуговуванні реактивних літаків та виведенні супутників на орбіту, а також при визначенні умов викиду та розповсюдження промислових відходіву атмосфері. Негативний ВГТ у приземному шарі повітря вночі навесні та восени вказує на можливість заморожування.
17. Показники вологості повітря. Добовий та річний перебіг парціального тиску водяної пари та відносної вологості.
Пружність водяної пари в атмосфері - парціальний тиск водяної пари, що знаходиться в повітрі
В атмосфері Землі міститься близько 14 тис. км3 водяної пари. Вода потрапляє в атмосферу в результаті випаровування з поверхні, що підстилає. В атмосфері волога конденсується, переміщається повітряними течіями і знову випадає у вигляді різноманітних опадів на поверхню Землі, вчиняючи таким чином постійний кругообіг води. Кругообіг води можливий завдяки здатності води знаходиться в трьох станах (рідкому, твердому, газоподібному (пароподібному)) і легко переходити з одного стану в інший. Вологообіг є одним із найважливіших циклів кліматоутворення.
Для кількісного вираження вмісту водяної пари в атмосфері використовують різні властивості вологості повітря. Основні характеристики вологості повітря – пружність водяної пари та відносна вологість.
Пружність (фактична) водяної пари (е) – тиск водяної пари, що знаходиться в атмосфері, виражається в мм.рт.ст. або у мілібарах (мб). Чисельно майже збігається з абсолютною вологістю (змістом водяної пари в повітрі в г/м 3), тому пружність часто називають абсолютною вологістю. Пружність насичення (максимальна пружність) (Е) – межа вмісту водяної пари у повітрі при даній температурі. Значення пружності насичення залежить від температури повітря, чим вище температура, тим більше він може містити водяну пару.
Добовий хід вологості (абсолютної) може бути простим та подвійним. Перший збігається з добовим перебігом температури, має один максимум і один мінімум і характерний для місць із достатньою кількістю вологи. Він спостерігається над океанами, а взимку та восени – над сушею.
Подвійний хід має два максимуми та два мінімуми і характерний для літнього сезону на суші: максимуми о 9 та 20-21 годині, а мінімуми о 6 та о 16 годині.
Ранковий мінімум перед сходом Сонця пояснюється слабким випаром на ніч. Зі збільшенням променистої енергії випаровування зростає, пружність водяної пари досягає максимуму близько 9 годин.
В результаті розігріву поверхні розвивається конвекція повітря, перенесення вологи відбувається швидше, ніж надходження її з поверхні, що випаровується, тому близько 16 годин виникає другий мінімум. До вечора конвекція припиняється, а випаровування з нагрітої поверхні досить інтенсивно і в нижніх шарах накопичується волога, забезпечуючи другий максимум близько 20-21 години.
Річний хід пружності водяної пари відповідає річному ходу температури. Влітку пружність водяної пари більша, взимку – менше.
Добовий та річний хідвідносної вологості майже всюди протилежний ходу температури, тому що максимальний вміст вологи з підвищенням температури зростає швидше пружності водяної пари. Добовий максимум відносної вологості настає перед сходом Сонця, мінімум – о 15-16 годині.
Протягом року максимум відносної вологості, як правило, посідає найхолодніший місяць, мінімум – найтепліший місяць. Виняток становлять регіони, в яких влітку дмуть вологі вітри з моря, а взимку сухі з материка.
Абсолютна вологість = кількість води в даному обсязі повітря, що вимірюється в (г/м³)
Відносна вологість = відсоток фактичної кількості води (тиску водяної пари) до тиску водяної пари при цій температурі в умовах насичення. Виражається у відсотках. Тобто. 40% вологість означає, що при цій температурі води може випаруватися ще 60%.
| " |
інверсія
підвищення температури повітря з висотою замість звичайного зниження
Альтернативні описи
Збуджений стан речовини, в якому число частинок на вищому енергетич. рівні перевищує число частинок на нижчому рівні (фізика)
Зміна напряму магнітного поляЗемлі на протилежне, спостерігається через інтервали часу від 500 тисяч років до 50 млн років
Зміна нормального становища елементів, розташування їх у зворотному порядку
Лінгвістичний термін, що означає зміну звичайного порядку слів у реченні
Зворотний порядок, звернення
Логічна операція "не"
Хромосомна перебудова, пов'язана з поворотом окремих ділянок хромосоми на 180
Конформне перетворення евклідової площини чи простору
Перестановка у математиці
Драматургічний прийом, що демонструє результат конфлікту на початку п'єси
У метрології - аномальна зміна будь-якого параметра
Стан речовини, при якому вищі рівні енергії частинок, що його складають, більше «населені» частинками, ніж нижні
В органічній хімії – процес розщеплення сахариду
Зміна порядку слів у реченні
Зміна порядку слів посилення виразності
Білий слід за літаком
Зміна порядку слів
Зворотний порядок елементів
Зміна звичайного порядку слів у реченні з метою посилити виразність мови
У перших розділах ми познайомилися загалом зі структурою атмосфери по вертикалі та зі змінами температури з висотою.
Тут розглянемо деякі цікаві особливостірежиму температури у тропосфері та у вищележачих сферах.
Температура та вологість повітря у тропосфері.Тропосфера є найцікавішою сферою, оскільки тут формуються процеси породоутворення. У тропосфері, як зазначалося у розділі I, температура повітря з висотою знижується загалом на 6° при піднятті за кожен кілометр, чи 0,6° на 100 м.Ця величина вертикального градієнта температури спостерігається найчастіше і визначена як середня з множини вимірювань. Насправді вертикальний градієнт температури у помірних широтах Землі мінливий. Він залежить від пори року, часу доби, характеру атмосферних процесів, а в нижніх шарах тропосфери - головним чином від температури підстилаючої поверхні.
У теплу пору року, коли прилеглий до землі шар повітря досить нагрітий, характерно зниження температури з висотою. При сильному прогріві приземного шару повітря величина вертикального градієнта температури перевищує навіть 1 на кожні 100 мпідняття.
Взимку, при сильному охолодженні землі і приземного шару повітря, замість зниження спостерігається підвищення з висотою, т. е. виникає інверсія температури. Найбільш сильні та потужні інверсії спостерігаються в Сибіру, особливо в Якутії взимку, де переважає ясна та тиха погода, що сприяє випромінюванню та подальшому охолодженню приземного шару повітря. Найчастіше інверсія температури тут поширюється до висоти 2-3 км,а різниця між температурою повітря біля поверхні землі та верхньої межі інверсії нерідко становить 20-25°. Інверсії характерні й у центральних районів Антарктиди. Взимку вони бувають у Європі, особливо у східній її частині, Канаді та інших районах. Від величини зміни температури з висотою (вертикального градієнта температури) до великого ступенязалежать умови погоди та види рухів повітря за вертикальним напрямом.
Стійка та нестійка атмосфера.Повітря в тропосфері нагрівається від поверхні, що підстилає. Температура повітря змінюється з висотою та залежно від атмосферного тиску. Коли це відбувається без обміну тепла з навколишнім середовищем, такий процес називається адіабатичним. Повітря, що піднімається, проводить роботу за рахунок внутрішньої енергії, яка витрачається на подолання зовнішнього опору. Тому при піднятті повітря охолоджується, а при опусканні нагрівається.
Адіабатичні зміни температури відбуваються за сухоадіабатичномуі вологоадіабатичні закони.
Відповідно розрізняють вертикальні градієнти зміни температури з висотою. Сухоадіабатичний градієнт- це зміна температури сухого чи вологого ненасиченого повітря на кожні 100 мпідняття та опускання його на 1 °, а вологоадіабатичний градієнт- це зниження температури вологого насиченого повітря на кожні 100 мпідняття менше ніж 1°.
При підйомі чи опусканні сухого, чи ненасиченого, повітря температура його змінюється по сухоадиабатичному закону, т. е. відповідно падає чи зростає на 1° кожні 100 м.Ця величина не змінюється до того часу, поки повітря під час підняття не досягає стану насичення, тобто. рівня конденсаціїводяної пари. Вище цього рівня внаслідок конденсації починає виділятися прихована теплота пароутворення, яка йде нагрівання повітря. Це додаткове тепло зменшує величину охолодження повітря під час підйому. Подальше підняття насиченого повітря відбувається вже за вологоадіабатичний закон, і температура його знижується не на 1 ° на 100 м,а менше. Так як вологовміст повітря залежить від його температури, то чим вище температура повітря, тим більше тепла виділяється при конденсації, а чим нижче температура, тим тепла менше. Тому вологоадіабатичний градієнт у теплому повітрі менше, ніж у холодному. Наприклад, при температурі біля поверхні землі насиченого повітря, що піднімається, +20° вологоадіабатичний градієнт у нижній тропосфері становить 0,33-0,43° на 100 м, а при температурі мінус 20° значення його коливаються від 0,78° до 0,87° на 100 м.
Вологоадіабатичний градієнт залежить і від тиску повітря: чим менший тиск повітря, тим менше за однієї і тієї ж початкової температури вологоадіабатичний градієнт. Це відбувається тому, що при малому тиску щільність повітря також менше, отже, теплота конденсації, що звільнилася, йде на нагрівання меншої маси повітря.
У таблиці 15 наведено середні величини вологоадіабатичного градієнта при різній температурі та значеннях
тиску 1000, 750 та 500 мб,що приблизно відповідає поверхні землі та висотам 2,5-5,5 км.
У теплу пору року вертикальний градієнт температури в середньому дорівнює 0,6-0,7 ° на 100 мпідняття.
Знаючи температуру біля землі, можна обчислити наближені значення температури різних висотах. Якщо, наприклад, біля землі температура повітря дорівнює 28°, то, прийнявши, що вертикальний градієнт температури в середньому дорівнює 0,7° на 100 мабо 7° на кожен кілометр, отримаємо, що на висоті 4 кмтемпература дорівнює 0 °. Температурний градієнт узимку в середніх широтах над сушею рідко перевищує 0,4-0,5 ° на 100 м:Непоодинокі випадки, коли в окремих шарах повітря температура з висотою майже не змінюється, тобто має місце ізотермія.
За величиною вертикального градієнта температури повітря можна будувати висновки про характер рівноваги атмосфери - стійке чи нестійке.
При стійкій рівновазіатмосфери маси повітря не виявляють тенденції до вертикальних переміщень. Якщо деякий об'єм повітря змістити вгору, то він повернеться в початкове положення.
Стійка рівновага буває тоді, коли вертикальний градієнт температури ненасиченого повітря менший за сухоадіабатичний градієнт, а вертикальний градієнт температури насиченого повітря менший за вологоадіабатичний. Якщо за цієї умови невеликий об'єм ненасиченого повітря впливом ззовні підняти на деяку висоту, то щойно припиниться дія зовнішньої сили, цей обсяг повітря повернеться до попереднього положення. Відбувається це тому, що піднятий об'єм повітря, витративши внутрішню енергію на своє розширення, під час підйому охолоджувався на 1° на кожні 100 м(За сухоадіабатичного закону). Але так як вертикальний градієнт температури навколишнього повітря був менший за сухоадіабатичний, то виявилося, що піднятий об'єм повітря на цій висоті мав нижчу температуру, ніж навколишнє повітря. Маючи більшу щільність у порівнянні зі щільністю навколишнього повітря, він повинен опускатися, поки не досягне початкового стану. Покажемо на прикладі.
Припустимо, що у поверхні землі температура повітря дорівнює 20 °, а вертикальний градієнт температури в шарі дорівнює 0,7 ° на 100 м.За цієї величини градієнта температура повітря на висоті 2 кмдорівнюватиме 6° (рис. 19, а).Під впливом зовнішньої сили піднятий з поверхні землі на цю висоту об'єм ненасиченого або сухого повітря, охолоджуючись за сухоадіабатичного закону, тобто на 1 ° на 100 м, охолоне на 20 ° і прийме температуру, що дорівнює 0 °. Цей об'єм повітря виявиться на 6° холоднішим за навколишнє повітря, а отже, і важчим унаслідок більшої щільності. Тому він почне
опускатися, прагнучи досягти початкового рівня, тобто поверхні землі.
Аналогічний результат вийде і у разі підйому насиченого повітря, якщо вертикальний градієнт температури довкілляменше вологоадіабатичного. Тому при стійкому стані атмосфери в однорідній масі повітря не відбувається бурхливе утворення купових і дощових хмар.
Найбільш стійкий стан атмосфери спостерігається при невеликих величинах вертикального градієнта температури, і особливо при інверсіях, тому що в цьому випадку над нижнім холодним, а отже і важким повітрям розташовується тепліше і легше повітря.
При нестійкій рівновазі атмосферипіднятий з поверхні землі обсяг повітря не повертається в початкове положення, а зберігає рух до рівня, на якому вирівнюються температури повітря, що піднімається і навколишнього. Для нестійкого стану атмосфери характерні великі вертикальні градієнти температури, що викликається нагріванням нижніх шарів повітря. При цьому прогріті внизу маси повітря, як легші, спрямовуються нагору.
Припустимо, наприклад, що ненасичене повітря в нижніх шарах до висоти 2 кмстратифікований нестійко, тобто його температура
з висотою зменшується на 1,2 ° на кожні 100 м,а вище повітря, став насиченим, має стійку стратифікацію, тобто його температура знижується вже на 0,6 ° на кожні 100 мпідняття (рис. 19, б). Потрапивши в таке середовище, обсяг сухого ненасиченого повітря підніматиметься за сухоадіабатичним законом, тобто охолоджуватися на 1° на 100 м.Тоді, якщо його температура біля землі 20°, то на висоті 1 кмвона дорівнює 10°, тоді як температура довкілля 8°. Будучи теплішим на 2°, а отже й легшим, цей обсяг спрямується вище. На висоті 2 кмвін буде тепліше навколишнього середовища вже на 4 °, так як його температура досягне 0 °, а температура навколишнього повітря дорівнює -4 °. Будучи знову легше, об'єм повітря, що розглядається, продовжить свій підйом до висоти 3 км,де його температура стане рівною температурі навколишнього середовища (-10 °). Після цього вільне підняття виділеного об'єму повітря припиниться.
Для визначення стану атмосфери використовуються аерологічні діаграми.Це діаграми з прямокутними осями координат, якими відкладено характеристики стану повітря.
На аерологічних діаграмах нанесено сімейства сухихі вологих адіабат,т. е. криві, що графічно представляють зміну стану повітря при сухоадіабатичному і вологоадіабатичному процесах.
На малюнку 20 представлена така діаграма. Тут по вертикалі зображені ізобари, по горизонталі - ізотерми (лінії однакового тиску повітря), суцільні похилі лінії - сухі адіабати, похилі переривчасті - вологі адіабати, пунктирні - лінії питомої вологості.На наведеній діаграмі нанесені криві зміни температури повітря з висотою у двох пунктах в той самий термін спостереження - 15 годин 3 травня 1965 р. Зліва - крива температури за даними радіозонда, випущеного в Ленінграді, праворуч - в Ташкенті. З форми лівої кривої зміни температури з висотою випливає, що у Ленінграді повітря стійке. При цьому до ізобаричної поверхні 500 мбвертикальний градієнт температури в середньому дорівнює 0,55 ° на 100 м.У двох невеликих шарах (на поверхнях 900 та 700 мб)зареєстровано ізотермію. Це показує, що над Ленінградом на висотах 1,5-4,5 кмзнаходиться атмосферний фронт, що розділяє холодні маси повітря в нижніх півтора кілометрах від теплового повітрярозташований вище. Висота рівня конденсації, яка визначається положенням температурної кривої по відношенню до вологої адіабати, знаходиться близько 1 км(900 мб).
У Ташкенті повітря мало нестійку стратифікацію. До висоти 4 кмвертикальний градієнт температури був близький до адіабатичного, тобто на кожні 100 мпідвищення температури зменшувалася на 1°, а вище, до 12 км- Більше адіабатичного. Внаслідок сухості повітря хмароутворення не відбувалося.
Над Ленінградом перехід у стратосферу відбувався на висоті 9 км(300 мб),а над Ташкентом значно вище – близько 12 км(200 Мб).
При стійкому стані атмосфери та достатньої вологості можуть утворитися шаруваті хмари та тумани, а при нестійкому стані та великому вмісті вологи атмосфери виникає термічна конвекція,що призводить до утворення купових та купчасто-дощових хмар. Зі станом нестійкості пов'язане утворення злив, гроз, граду, малих вихорів, шквалу тощо.
п. Так звана «болтанка» літака, т. е. кидки літака під час польоту, також викликається нестійким станом атмосфери.
Влітку звичайна нестійкість атмосфери після полудня, коли нагріваються близькі до земної поверхні шари повітря. Тому зливи, шквали та подібні небезпечні явищапогоди частіше спостерігаються після полудня, коли внаслідок нестійкості, що розбивається, виникають сильні вертикальні струми. висхідніі низхідніруху повітря. Тому літаки, що літають вдень на висоті 2-5 кмнад поверхнею землі більше піддаються «болтанці», ніж при нічному польоті, коли внаслідок охолодження приземного шару повітря стійкість його збільшується.
Вологість повітря з висотою також зменшуєте. Майже половина всієї вологості зосереджена в перших півтора кілометрах атмосфери, а в перших п'яти кілометрах міститься майже 9/10 усієї водяної пари.
Для ілюстрації щоденно спостерігається характеру зміни температури з висотою в тропосфері та нижній стратосфері в різних районах Землі на малюнку 21 наведено три криві стратифікації до висоти 22-25 км.Ці криві побудовані за спостереженнями радіозондів о 3 годині дня: дві в січні – Олекмінськ (Якутія) та Ленінград, а третя у липні – Тахта-Базар ( Середня Азія). Для першої кривої (Олекмінськ) характерна наявність приземної інверсії, що характеризується підвищенням температури від -48° біля землі до -25° на висоті близько 1 км.У цей термін тропопауза над Олекмінськом була на висоті 9 км(температура -62 °). У стратосфері спостерігалося підвищення температури з висотою, значення якої на рівні 22 кмнаближалося до -50 °. Друга крива, що представляє зміну температури з висотою в Ленінграді, вказує на наявність невеликої приземної інверсії, потім ізотермії у великому шарі та зниження температури у стратосфері. На рівні 25 кмтемпература дорівнює -75 °. Третя крива (Тахта-Базар) дуже відрізняється від північного пункту - Олекмінська. Температура біля землі вище 30°. Тропопауза знаходиться на висоті 16 км,а вище 18 кмвідбувається нормальне для південного літа підвищення температури з висотою.
Попередній розділ::: До змісту::: Наступний розділ
Сонячні промені, що падають на поверхню землі, нагрівають її. Нагрівання повітря відбувається знизу вгору, тобто від земної поверхні.
Передача тепла від нижніх шарів повітря у верхні відбувається головним чином завдяки підйому теплого, нагрітого повітря вгору та опусканню холодного вниз. Цей процес нагрівання повітря називається конвекцією.
В інших випадках передача тепла вгору відбувається завдяки динамічній турбулентності. Так називаються безладні вихори, що виникають у повітрі внаслідок тертя його про земну поверхню при горизонтальному переміщенні або при терті різних шарів повітря між собою.
Конвекцію іноді називають термічною турбулентністю. Конвекцію та турбулентність поєднують іноді загальною назвою - обмін.
Охолодження нижніх шарів атмосфери відбувається по-іншому, ніж нагрівання. Земна поверхня безперервно втрачає тепло в навколишню атмосферу шляхом випромінювання не видимих для ока теплових променів. Особливо сильно охолодження стає після заходу сонця (уночі). Завдяки теплопровідності прилеглі до землі повітряні маси також поступово охолоджуються, передаючи потім охолодження вище шарах повітря; при цьому найбільш інтенсивно охолоджуються найнижчі шари.
Залежно від сонячного нагрівутемпература нижніх шарів повітря змінюється протягом року та доби, досягаючи максимуму близько 13-14 годин. Добовий перебіг температури повітря в різні дні для того самого місця непостійний; його величина залежить головним чином стану погоди. Таким чином, зміни температури нижніх шарів повітря пов'язані із змінами температури земної (підстилаючої) поверхні.
Зміни температури повітря відбуваються також від вертикальних переміщень його.
Відомо, що повітря при розширенні охолоджується, при стисканні нагрівається. В атмосфері при висхідному русі повітря, потрапляючи в ділянку нижчого тиску, розширюється і охолоджується, і, навпаки, при низхідному русі повітря, стискаючись, нагрівається. Зміни температури повітря при його вертикальних рухах значною мірою зумовлюють утворення та руйнування хмар.
Температура повітря з висотою зазвичай знижується. Зміна середньої температуриз висотою над Європою влітку та взимку наведено у таблиці «Середні температури повітря над Європою». 
Зменшення температури з висотою характеризується вертикальним температурним градієнтом. Так називається зміна температури кожні 100 м висоти. Для технічних та аеронавігаційних розрахунків вертикальний температурний градієнт приймають рівним 0,6. Треба пам'ятати, що це величина непостійна. Може статися, що в якомусь шарі повітря температура з висотою не змінюватиметься.
Такі шари називаються шарами ізотермії.
Дуже часто у атмосфері спостерігається явище, як у певному шарі температура з висотою навіть зростає. Такі шари атмосфери називаються шарами інверсії. Інверсії виникають з різних причин. Однією з них є охолодження підстилаючої поверхні шляхом випромінювання в нічне або зимовий часпри ясному небі. Іноді, у разі штилю або слабкого вітру, приземні слон повітря також охолоджуються і стають холоднішими за вищележачі шари. В результаті на висоті повітря виявляється теплішим, ніж унизу. Такі інверсії називаються радіаційними. Сильні радіаційні інверсії спостерігаються зазвичай над сніговим покривом і особливо в гірських улоговинах, я також при штилі. Шари інверсії простягаються до висоти кількох десятків чи сотень метрів.
Інверсії виникають також внаслідок переміщення (адвекції) теплого повітря на холодну поверхню, що підстилає. Це так звані адвективні інверсії. Висота цих інверсій - кілька сотень метрів.
Крім цих інверсій, спостерігаються фронтальні інверсії та інверсії стиснення. Фронтальні інверсіївиникають при натіканні теплих повітряних масбільш холодні. Інверсії стисненнявиникають при опусканні повітря із верхніх шарів атмосфери. При цьому повітря, що опускається, нагрівається іноді настільки сильно, що нижчележачі шари його виявляються холоднішими.
Інверсії температури спостерігаються на різних висотах тропосфери, найчастіше на висотах близько 1 км. Товщина інверсійного шару може коливатися від кількох десятків до кількох сотень метрів. Різниця температур за інверсії може досягати 15-20°.
Шари інверсій відіграють велику роль у погоді. Внаслідок того, що повітря в шарі інверсії тепліше за нижчий шар, повітря нижніх шарів не може піднятися. Отже, шари інверсій затримують вертикальні рухи у нижньому шарі повітря. При польоті під шаром інверсії зазвичай спостерігається рему (болтання). Вище шару інверсії політ літака зазвичай відбувається нормально. Під шарами інверсій розвиваються звані хвилясті хмари.
Температура повітря впливає на техніку пілотування та експлуатацію матеріальної частини. При температурах у землі нижче -20 ° застигає масло, тому заливати його доводиться у підігрітому стані. У польоті при низьких температурахінтенсивно охолоджується вода в системі охолодження мотора. При підвищених температурах (вище +30 °) може вийти перегрів мотора. Температура повітря також впливає на працездатність екіпажу літака. При низькій температурі, що сягає стратосфери до -56°, потрібно спеціальне обмундирування для екіпажу.
Температура повітря має дуже велике значеннядля прогнозу погоди
Вимірювання температури повітря під час польоту літаком проводиться за допомогою електричних термометрів, що прикріплюються на літаку. При вимірі температури повітря необхідно пам'ятати, що внаслідок великих швидкостей сучасних літаків термометри дають помилки. Великі швидкості літаків викликають підвищення температури самого термометра, обумовлене тертям його резервуара повітря і впливом нагріву внаслідок стиснення повітря. Нагрівання від тертя з підвищенням швидкості польоту літака зростає і виражається такими величинами:
Швидкість у км/год …………. 100 200 З00 400 500 600
Нагрівання від тертя ……. 0°,34 1°,37 3°.1 5°,5 8°,6 12°,б
Нагрівання ж від стиску виражається такими величинами:
Швидкість у км/год …………. 100 200 300 400 500 600
Нагрівання від стиснення ……. 0°,39 1°,55 3°,5 5°,2 9°,7 14°,0
Спотворення показань термометра, встановленого на літаку, при польоті в хмарах на 30 % менше наведених вище величин, внаслідок того, що частина тепла, що виникає при терті та стиску, витрачається на випаровування води, що сконденсується в повітрі у вигляді крапель.
Температура повітря. Одиниці виміру, зміна температури з висотою. Інверсія, ізотермія, види інверсій, адіабатичний процес.
Температура повітря- Це величина, що характеризує її тепловий стан. Вона виражається в градусах Цельсія (ºС за стоградусною шкалою або в Кельвінах (К) за абсолютною шкалою. Перехід від температури в Кельвінах до температури в градусах Цельсія виконується за формулою
t = T-273º
Для нижнього шару атмосфери (тропосфери) характерне зниження температури з висотою, що становить 0,65 С на 100м.
Ця зміна температури з висотою на 100м називається вертикальним градієнтом температури. Знаючи температуру біля поверхні землі та використовуючи значення вертикального градієнта можна обчислити приблизну температуру на будь-якій висоті (наприклад, при температурі біля поверхні землі +20ºС на висоті 5000м температура дорівнюватиме:
20º - (0,65 * 50) = - 12.,5.
Вертикальний градієнт γ не є постійною величиною і залежить від типу повітряної маси, часу доби та сезону року, характеру поверхні, що підстилає, та інших причин. При зниженні температури з висотою γ вважається позитивним, якщо температура з висотою не змінюється, то γ= 0 шари називаються ізотермічними. Шари атмосфери, де відбувається підвищення температури з висотою (γ< 0), называются інверсійними. Залежно від величини вертикального градієнта температури стан атмосфери може бути стійким, нестійким або байдужим до сухого (не насиченого) або насиченого повітря.
Зниження температури повітря під час його підйому відбувається адіабатичнотобто без теплообміну повітряних частинок з навколишнім середовищем. Якщо повітряна частка піднімається вгору, має місце розширення її обсягу, у своїй внутрішня енергія частки зменшується.
Якщо частка опускається, вона стискається і її внутрішня енергія збільшується. З цього випливає, що при висхідному русі обсягу повітря температура його знижується, а при низхідному підвищується. Ці процеси відіграють важливу роль в освіті та розвитку хмар.
Горизонтальний градієнт - це температура, виражена в градусах на відстані 100 км. При переході з холодної ВМ в теплу і теплою в холодну може перевищувати 10º на 100км.
Види інверсій.
Інверсії є шарами, що затримують, вони гасять вертикальні рухи повітря, під ними відбувається скупчення водяної пари або інших твердих частинок, що погіршують видимість, утворення туману і різних формхмар. Шари інверсій є шарами, що гальмують, і для горизонтальних рухів повітря. У багатьох випадках ці верстви є поверхнями розриву вітру. Інверсії в тропосфері можуть спостерігатися біля поверхні землі та на великих висотах. Могутнім шаром інверсії є тропопауза.
Залежно від причин виникнення розрізняють такі типи інверсій:
1. Радіаційні – результат охолодження приземного шару повітря, зазвичай, у нічний час.
2. Адвективні – при переміщенні теплого повітря на холодну поверхню, що підстилає.
3. Стиснення чи опускання – формуються у центральних частинах малорухливих антициклонів.
Зміна температури повітря з висотою
Розподіл температури в атмосфері по вертикалі покладено основою поділу атмосфери на п'ять основних шарів (див. розділ 1.3). Для сільськогосподарської метеорології найбільший інтерес становлять закономірності зміни температури у тропосфері, особливо у її приземному шарі.
Вертикальний градієнт температури
Зміна температури повітря на 100 м висоти називається вертикальним градієнтом температури (ВГТ
ВГТ залежить від ряду факторів: пори року (взимку він менше, влітку більше), часу доби (вночі менше, вдень більше), розташування повітряних мас (якщо на будь-яких висотах над холодним шаром повітря розташовується шар теплішого повітря, то ВГТ змінює знак на зворотний). Середнє значення ВГТ у тропосфері становить близько 0,0°С/100 м-коду.
У приземному шарі атмосфери ВГТ залежить від часу доби, погоди та від характеру поверхні, що підстилає. Вдень ВГТ майже завжди позитивний, особливо влітку над сушею, але за ясної погоди він у десятки разів більший, ніж при похмурій. У ясний опівдні влітку температура повітря біля поверхні ґрунту може на 10 °С і більше перевищувати температуру на висоті 2 м. Внаслідок цього ВГТ у даному двометровому шарі в перерахунку на 100 м становить понад 500 °С/100 м. Вітер зменшує ВГТ, оскільки при перемішуванні повітря його температура на різних висотах вирівнюється. Зменшують ВГТ хмарність та опади. При вологому ґрунті різко знижується ВГТ у приземному шарі атмосфери. Над оголеним ґрунтом (парове поле) ВГТ більше, ніж над розвиненим посівом чи лугом. Взимку над сніговим покривом ВГТ у приземному шарі атмосфери невеликий і нерідко негативний.
З висотою вплив підстилаючої поверхні та погоди на ВГТ слабшає і ВГТ зменшується порівняно з його значенням.
ми у приземному шарі повітря. Понад 500 м загасає вплив добового ходу температури повітря. На висотах від 1,5 до 5-6 км ВГТ знаходиться в межах 0,5-0,6 ° С/100 м. На висоті 6-9 км ВГТ зростає і становить 0,65-0,75 ° С/100 м. верхньому шарі тропосфери ВГТ знову зменшується до 0,5-0,2 ° С/100 м-коду.
Дані про ВГТ у різних шарах атмосфери використовують при складанні прогнозів погоди, при метеорологічному обслуговуванні реактивних літаків та виведенні супутників на орбіту, а також при визначенні умов викиду та розповсюдження промислових відходів в атмосфері. Негативний ВГТ у приземному шарі повітря вночі навесні та восени вказує на можливість заморожування.
4.3.2. Розподіл температури повітря по вертикалі
Розподіл температури в атмосфері з висотою називають стратифікацією атмосфери.Від стратифікації атмосфери залежить її стійкість, т. е. можливість переміщення окремих обсягів повітря у вертикальному напрямі. Такі переміщення великих обсягів повітря відбуваються майже без обміну теплом із довкіллям, тобто. адіабатично.При цьому змінюється тиск і температура об'єму повітря, що переміщається. Якщо обсяг повітря рухається вгору, він переходить у шари з меншим тиском і розширюється, у результаті його температура знижується. При опусканні повітря відбувається зворотний процес.
Зміна температури повітря, ненасиченого парою (див. розділ 5.1), становить 0,98° при адіабатичному переміщенні по вертикалі на 100 м (практично 1,0°С/100 м). Коли ВГТ< 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 стійка рівновага.
При ВГТ =.1,0° С/100 м температура об'єму повітря, що піднімається, на всіх висотах дорівнюватиме температурі навколишнього повітря. Тому об'єм повітря, штучно піднятий на деяку висоту і потім наданий самому собі, не буде ні підніматися, ні опускатися. Такий стан атмосфери називають байдужим.
Якщо ВГТ> 1,0° С/100 м, то об'єм повітря, що піднімається, охолоджуючись на кожні 100 м тільки на 1,0° С, на всіх висотах виявляється тепліше навколишнього середовища, і тому вертикальний рух, що виник, продовжується. В атмосфері створюється нестійка рівновага.Такий стан виникає при сильному нагріванні поверхні, що підстилає, коли ВГТ росте з висотою. Це сприяє подальшому розвитку конвекції, яка роз-84
простягається приблизно до тієї висоти, на якій температура повітря, що піднімається, стає рівною температурі навколишнього середовища. При великій нестійкості виникають потужні кучево-дощові хмари, з яких випадають небезпечні для посівів зливи та град.
У помірних широтах північної півкулі температура біля верхньої межі тропосфери, тобто на висоті близько 10-12 км, протягом усього року становить близько -50 ° С. На висоті ж 5 км вона в липні змінюється від -4 ° С (на 40 ° пн. ш.) до -12 ° С (на 60 ° пн. ш.), а в січні на цих же широтах і тій же висоті вона становить -20 і -34 ° С відповідно (табл. 20). У ще нижчому (прикордонному) шарі тропосфери температура ще більше відрізняється залежно від географічної широти, пори року та характеру підстилаючої поверхні.
Таблиця 20
Середній розподіл температури повітря (°С) за висотою у тропосфері у січні та липні над 40 і 60° пн.ш.
Температурний режим повітря
| Висота, км | ||||
Для сільського господарстванайважливіше значення має температурний режим нижньої частини приземного шару атмосфери, приблизно до висоти 2 м, де знаходиться більшість культурних рослин і мешкають сільськогосподарські тварини. І цьому шарі вертикальні градієнти майже всіх метеорологічних величин дуже; великі в порівнянні з іншими шарами. Як уже вказувалося, ВГТ у приземному шарі атмосфери зазвичай< много раз превышает ВП в остальной тропосфере В ясные тихие дни, когд< турбулентное перемешива
23 °С
Мал. 18. Розподіл температури в приземному шарі повітря та в орному шарі ґрунту вдень (1) і вночі (2).
ня ослаблено, різниця температур повітря у по-
верхності ґрунту і на висоті 2 м може перевищувати 10 ° С. У ясні тихі ночі температура повітря до певної висоти зростає (інверсія) і ВГТ стає негативним.
Отже, є два типи розподілу температури вертикалі в приземному шарі атмосфери. Тип, при якому температура поверхні ґрунту найбільша, а від поверхні залишається як вгору, так і вниз, називають інсоляційним.Він спостерігається вдень, коли поверхня ґрунту нагрівається прямою сонячною радіацією. Зворотний розподіл температури називають радіаційнимтипом, або типом випромінювання(Рис. 18). Цей тип зазвичай спостерігається вночі, коли поверхня охолоджується в результаті ефективного випромінювання і від неї охолоджуються прилеглі шари повітря.
