Промені Сонця під час проходження через прозорі речовини нагрівають дуже слабко. Це пояснюється тим, що прямі сонячні промені практично не нагрівають. атмосферне повітряале сильно нагрівають земну поверхню, здатну передавати теплову енергіюприлеглих шарів повітря. У міру нагрівання повітря стає легшим і піднімається вище. У верхніх шарах тепле повітря перемішується з холодним, віддаючи частину теплової енергії.
Чим вище піднімається нагріте повітря, тим більше воно охолоджується. Температура повітря на висоті 10 км. постійна і становить -40-45 °C.
Характерна риса атмосфери Землі – зниження температури повітря з висотою. Іноді спостерігається підвищення температури в міру підвищення висоти. Назва такого явища – температурна інверсія (перестановка температур).
Зміна температури
Поява інверсій може бути обумовлена охолодженням земної поверхніта прилеглого шару повітря за короткий проміжок часу. Це можливо також при переміщенні щільного холодного повітря з гірських схилів у долини. Протягом доби температура повітря безперервно змінюється. Вдень земна поверхня нагрівається і нагріває нижній шар повітря. Вночі поряд із охолодженням землі відбувається охолодження повітря. Прохолодніше на світанку, а тепліше - в обідній час.
У екваторіальний поясдобового коливання температур немає. Нічні та денні температури мають однакові значення. Неістотні добові амплітуди на узбережжя морів, океанів і їх поверхнею. А ось у зоні пустель різниця між нічною та денною температурами може досягати 50-60 °C.
У помірній смузі максимальна кількість сонячного випромінювання Землі посідає дні літніх сонцестояний. Але найспекотнішим місяцем є липень у Північній півкулі та січень у Південній. Це пояснюється тим, що, незважаючи на те, що сонячна радіація менш інтенсивна в ці місяці, величезна кількість теплової енергії віддає сильно нагріту земну поверхню.
Річна амплітуда температур визначається широтою певної території. Наприклад, на екваторі вона стала і становить 22-23 °C. Найбільш високі річні амплітуди спостерігаються в областях середніх широт та у глибині материків.
Для будь-якої місцевості також характерні абсолютні та середні температури. Абсолютні температури визначаються у вигляді багаторічних спостережень на метеостанціях. Найспекотніша область Землі – це Лівійська пустеля (+58 °C), а найхолодніша – станція «Схід» в Антарктиді (-89,2 °C).
Середні температури встановлюють при обчисленні середньоарифметичних величин кількох показників термометра. Так визначають середньодобові, середньомісячні та середньорічні температури.
З метою з'ясувати, як розподіляється тепло Землі, на карту наносять значення температур і з'єднують точки з однаковими значеннями. Отримані лінії називаються ізотермами. Цей метод дозволяє виявити певні закономірності у розподілі температур. Так, найбільш високі температуриреєструються не на екваторі, а в тропічних і субтропічних пустелях. Характерно зниження температур від тропіків до полюсів у двох півкулях. З урахуванням того, що в Південній півкуліводоймища займають більшу площу, ніж суша, амплітуди температур між найспекотнішим і холодним місяцями там менш виражені, ніж у Північному.
За розташуванням ізотерм розрізняють сім теплових поясів: 1 спекотний, 2 помірні, 2 холодні, 2 області вічної мерзлоти.
Схожі матеріали:
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 в залежності від атмосферного тиску. Коли це відбувається без обміну тепла з довкіллям, то 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 навколишнього середовища менше 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 повітря, розташованого 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 хідтемператури повітря в різні дні для одного і того ж 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 температури з висотою над Європою влітку та взимку наведена 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 унаслідок переміщення (адвекції) теплого повітряна 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 мас більш 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 не є постійною величиною і залежить від типу повітряної маси, часу доби та сезону року, характеру підстилаючої поверхні 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.
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 теплішого повітря, то ВГТ змінює знак на зворотний).Середнее значення ВГТ в тропосфері становить близько 0,б ° С/100 м.
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 відходів в 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%.
Зміна температури повітря з висотою
Завдання 1.Визначте, яку температуру матиме повітряна маса, яка не насичена водяною парою і піднімається адіабатично на висоті 500, 1000, 1500 м, якщо у поверхні землі її температура була 15є.
Температура змінюється на 1° під час підйому маси повітря кожні 100 м. Ця величина називається сухоадіабатичним градієнтом температури.При підйомі насиченого водяною парою повітря швидкість його охолодження дещо зменшується, так як при цьому відбувається конденсація водяної пари, при якій виділяється прихована теплота пароутворення (600 кал на 1 г сконденсованої води), що йде на нагрівання цього повітря, що піднімається. Адіабатичний процес, що відбувається всередині насиченого повітря, що піднімається, називається вологоадіабатичним.Величина зниження (підвищення) температури на кожні 100 м у вологій насиченій масі повітря, що піднімається, називається вологоадіабатичний градієнт температури г в , а графік зміни температури з висотою в подібному процесі зветься вологої адіабати.На відміну від сухоадіабатичного градієнта г вологоадіабатичний градієнт г - величина змінна, що залежить від температури і тиску, і лежить в межах від 0,3 ° до 0,9 ° на 100 м висоти (в середньому 0,6 ° на 100 м.). ). Чим більше конденсується вологи під час підйому повітря, тим менше величина вологоадіабатичного градієнта; із зменшенням кількості вологи його величина наближається до сухоадіабатичного градієнта.
Вертикальний градієнт температури на висоті 500 метрів має бути = 12 є. Вертикальний градієнт температури на висоті 1000 метрів має бути = 9 є. Вертикальний градієнт температури на висоті 1500 метрів має бути = 6 є. Але, як тільки повітря почне підніматися, воно ставатиме холодніше оточуючого, причому з висотою різниця температур збільшується.
Але холодне повітря, як важчий, прагне опуститися, тобто. зайняти початкове становище. Оскільки повітря ненасичене, то при його підйомі температура повинна знижуватися на 1°С на 100 м-коду.
Тому температура повітряної маси на висоті 500 метрів буде = 10°С. Тому температура повітряної маси на висоті 1000 метрів буде = 5°С. Тому температура повітряної маси на висоті 1500 метрів буде = 0°С.
Визначення висоти рівнів конденсації та сублімації
Завдання 1.Визначте висоту рівня конденсації і сублімації повітря, що піднімається адіабатично, не насиченого водяною парою, якщо відомі його температура (Т) і пружність водяної пари (е); Т = 18є, е = 13,6 гПа.
Температура повітря, що піднімається, не насиченого водяною парою, змінюється кожні 100 метрів на 1є. Спочатку - за кривою залежності максимальної пружності пари від температури повітря необхідно знайти точку роси (ф). Потім визначити різницю між температурою повітря та точкою роси (Т - ф). Помноживши цю величину на 100 м, знайдіть величину рівня конденсації. Для визначення рівня сублімації треба знайти різницю температур від точки роси до температури сублімації та помножити цю різницю на 200 м-коду.
Рівень конденсації - рівень, до якого потрібно піднятися, щоб водяна пара, що міститься в повітрі, при адіабатичному підйомі досягла стану насичення (або 100 % відносної вологості). Висота, на якій водяна пара в повітрі, що піднімається стає насиченою можна знайти за формулою: , де T - температура повітря; ф – точка роси.
ф = 2,064 (за таблицею)
18 є - 2,064 = 15,936 є х 122 = 1994 висота насичення водяної пари.
Сублімація настає за нормальної температури - 10є.
2,064 – (-10) = 12,064 х 200 = 2413м рівень сублімації.
Завдання 2 (Б).Повітря, що має температуру 12єС та відносну вологість 80%, перевалює через гори заввишки 1500 м. На якій висоті розпочнеться утворення хмар? Які температура та відносна вологість повітря на вершині хребта та за хребтом?
Якщо відома відносна вологість повітря r, то висоту рівня конденсації можна визначити за формулою Іполітова: h = 22 (100-r) h = 22 (100-80) = 440м початок утворення шаруватих хмар.
Процес утворення хмари починається з того, що деяка маса вологого повітря піднімається вгору. У міру підйому відбуватиметься розширення повітря. Це розширення можна вважати адіабатним, тому що повітря піднімається швидко, і при досить великому його обсязі теплообмін між аналізованим повітрям і навколишнім середовищем під час підйому просто не встигає статися.
При адіабатному розширенні газу температура знижується. Значить, що піднімається нагору вологе повітрябуде охолоджуватися. Коли температура повітря, що охолоджується, знизиться до точки роси, стане можливим процес конденсації пари, що міститься в повітрі. За наявності атмосфері достатньої кількості ядер конденсації цей процес починається. Якщо ядер конденсації в атмосфері мало, конденсація починається не за температури, що дорівнює точці роси, а за більш низьких температур.
Досягши висоти 440м, вологе повітря, що піднімається, охолоне, почнеться конденсація водяної пари. Висота 440м нижня межа хмари, що формується. Повітря, що продовжує надходити знизу, проходить крізь цей кордон, і процес конденсації парів відбуватиметься вище зазначеної межі - хмара почне розвиватися у висоту. Вертикальний розвиток хмари припиниться тоді, коли повітря перестане підніматися; у своїй сформується верхня межа хмари.
Температура на вершині хребта +3 єС та відносна вологість повітря 100%.
місцевий час сухоадіабатичний градієнт
Температура повітря загалом у тропосфері зменшується загалом на 0,6 °З кожні 100 м висоти. Однак у нижньому шарі (до 100-150 м) розподіл температури може бути різним: вона може збільшуватися, залишатися постійною або зменшуватись.
Коли температура з віддаленням від діяльної поверхні зменшується, такий розподіл, як зазначалося в розд. 3.4, називається інсоляцією.У повітрі над сушею це буває в теплу пору року в денний час за ясної погоди. При інсоляції створюються сприятливі умови у розвиток теплової конвекції (див. разд. 4.1) та утворення хмар.
Коли температура повітря з висотою не змінюється, такий стан називається "Ізотермія".Ізотермія температури спостерігається у похмуру тиху погоду.
Якщо температура повітря збільшується з віддаленням від поверхні, такий розподіл температури називають інверсією.
Залежно від умов утворення інверсій у приземному шарі атмосфери їх поділяють на радіаційні та адвективні.
Радіаційні інверсіївиникають при радіаційному вихолоджуванні діяльної поверхні. Такі інверсії в теплу пору року утворюються вночі, а взимку спостерігаються також і вдень. Тому радіаційні інверсії поділяють на нічні (літні) та зимові.
Нічніінверсії встановлюються за ясної тихої погоди після переходу радіаційного балансу через нуль за 1,0... 1,5 год до заходу Сонця. Протягом ночі вони посилюються і перед сходом сонця досягають найбільшої потужності. Після сходу Сонця діяльна поверхня та повітря прогріваються, що руйнує інверсію. Висота шару інверсії найчастіше становить кілька десятків метрів, але за певних умов (наприклад, у замкнутих долинах, оточених значними піднесеннями) може досягати 200 м і більше. Цьому сприяє стік охолодженого повітря зі схилів у долину. Хмарність послаблює інверсію, а вітер більшою швидкістю
2,5...3,0 м/с руйнує її. Під пологом густого травостою, посіву, а також саду влітку інверсії спостерігаються і вдень (рис. 4.4, б).
Нічні радіаційні інверсії навесні та восени, а місцями та влітку можуть викликати зниження температури поверхні ґрунту та повітря до негативних значень (заморозки), що спричиняє пошкодження культурних рослин.
Зимовіінверсії виникають у ясну тиху погоду в умовах короткого дня, коли охолодження діяльної поверхні безперервно
Мал. 4.4.
1 – уночі; 2 - вдень збільшується з кожним днем. Вони можуть зберігатися кілька тижнів, трохи слабшаючи вдень і знову посилюючись уночі.
Особливо посилюються радіаційні інверсії за різко неоднорідного рельєфу місцевості. Повітря, що охолоджується, стікає в низини і улоговини, де ослаблене турбулентне перемішування сприяє його подальшому охолодженню. Радіаційні інверсії, пов'язані з особливостями рельєфу місцевості, прийнято називати орографічними.Вони небезпечні для плодових дереві ягідних чагарників, оскільки температура повітря за таких інверсіях може знижуватися до критичної.
Адвективні інверсіїутворюються при адвекції теплого повітря на холодну поверхню, що підстилає, яка охолоджує прилеглі до неї шари повітря, що насувається. До цих інверсій відносять також снігові інверсії. Вони виникають при адвекції повітря, що має температуру вище Про °С, на поверхню, вкриту снігом. Зниження температури у нижньому шарі у разі пов'язані з витратами тепла на танення снігу.
