Как изменяется температура воздуха с высотой почему. Урок "изменение температуры воздуха с высотой"

Практический материал для урока географии в 6 классе - УМК: О.А. Климанова, В.В. Климанов, Э.В. Ким. Для рассмотрения предлагаются задачи по теме «Температура воздуха».

Решение географических задач способствует активному усвоению курса географии, формирует общеучебные и специальные географические навыки.

Цели:

Развитие умений высчитывать температуру воздуха на разных высотах, вычислять высоту;

Развитие способностей анализировать, делать выводы.

Как изменяется температура с высотой?

При изменении высоты на 1000 метров (1 км) температура воздуха изменяется на 6°С (при увеличении высоты температура воздуха понижается, а при уменьшении - повышается).

Географические задачи:

1.На вершине горы температура -5 градусов высота горы 4500 м. Определите температуру у подножия горы?

Решение:

На каждый километр вверх температура воздуха понижается на 6 градусов, то есть, если высота горы 4500 или 4,5 км получается, что:

1) 4,5 х 6 = 27 градусов. Это значит, что на 27 градусов понизилась температура, а если на вершине - 5 градусов, то у подножия горы будет:

2) - 5 + 27 = 22 градуса у подножия горы

Ответ: 22 градуса у подножия горы

2.Определите температуру воздуха на вершине горы 3 км, если у подножия горы она составила + 12 градусов.

Решение:

Если через 1 км температура понижается на 6 градусов, следовательно

Ответ: - 6 градусов на вершине горы

3. На какую высоту поднялся самолет, если за его бортом температура -30°С, а у поверхности Земли +12°С?

Решение:

2) 42: 6 = 7 км

Ответ: самолёт поднялся на высоту 7 км

4. Какова температура воздуха на вершине Памире, если в июле у подножия она составляет +36°С? Высота Памира 6 км.

Решение:

Ответ: 0 градусов на вершине горы

5. Определите температуру воздуха за бортом самолета, если температура воздуха у поверхности земли равна 31 градус, а высота полета - 5 км?

Решение:

Ответ : 1 градус температура за бортом самолета

инверсия

повышение температуры воздуха с высотой вместо обычного понижения

Альтернативные описания

Возбужденное состояние вещества, в котором число частиц на более высоком энергетич. уровне превышает число частиц на более низком уровне (физика)

Изменение направления магнитного поля Земли на обратное, наблюдается через интервалы времени от 500 тысяч лет до 50 млн. лет

Изменение нормального положения элементов, расположение их в обратном порядке

Лингвистический термин, означающий изменение обычного порядка слов в предложении

Обратный порядок, обращение наоборот

Логическая операция «не»

Хромосомная перестройка, связанная с поворотом отдельных участков хромосомы на 180

Конформное преобразование евклидовой плоскости или пространства

Перестановка в математике

Драматургический прием, демонстрирующий исход конфликта в начале пьесы

В метрологии - аномальное изменение какого-либо параметра

Состояние вещества, при котором более высокие уровни энергии составляющих его частиц больше «населены» частицами, чем нижние

В органической химии - процесс расщепления сахарида

Изменение порядка слов в предложении

Изменение порядка слов для усиления выразительности

Белый след за самолетом

Изменение порядка слов

Обратный порядок элементов

Изменение обычного порядка слов в предложении с целью усилить выразительность речи

В первых разделах мы познакомились в общих чертах со структурой атмосферы по вертикали и с изменениями температуры с высотой.

Здесь рассмотрим некоторые интересные особенности режима температуры в тропосфере и в вышележащих сферах.

Температура и влажность воздуха в тропосфере. Тропосфера является наиболее интересной сферой, поскольку здесь формируются породообразующие процессы. В тропосфере, как уже указывалось в главе I, температура воздуха с высотой понижается в среднем на 6° при поднятии на каждый километр, или на 0,6° на 100 м. Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив. Он зависит от сезонов года, времени суток, характера атмосферных процессов, а в нижних слоях тропосферы - главным образом от температуры подстилающей поверхности.

В теплое время года, когда прилегающий к поверхности земли слой воздуха достаточно нагрет, характерно понижение температуры с высотой. При сильном прогреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° на каждые 100 м поднятия.

Зимой, при сильном охлаждении поверхности земли и приземного слоя воздуха, вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, т. е. возникает инверсия температуры. Наиболее сильные и мощные инверсии наблюдаются в Сибири, особенно в Якутии зимой, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая излучению и последующему охлаждению приземного слоя воздуха. Очень часто инверсия температуры здесь распространяется до высоты 2-3 км, а разность между температурой воздуха у поверхности земли и верхней границы инверсии нередко составляет 20-25°. Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, Канаде и других районах. От величины изменения температуры с высотой (вертикального градиента температуры) в большой степени зависят условия погоды и виды движений воздуха по вертикальному направлению.

Устойчивая и неустойчивая атмосфера. Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. Температура воздуха изменяется с высотой и в зависимости от атмосферного давления. Когда это происходит без обмена тепла с окружающей средой, то такой процесс называется адиабатическим. Поднимающийся воздух производит работу за счет внутренней энергии, которая расходуется на преодоление внешнего сопротивления. Поэтому при поднятии воздух охлаждается, а при опускании нагревается.

Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам.

Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент - это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия и опускания его на 1°, а влажноадиабатический градиент - это понижение температуры влажного насыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия меньше чем на 1°.

При подъеме или опускании сухого, или ненасыщенного, воздуха температура его изменяется по сухоадиабатическому закону, т. е. соответственно падает или растет на 1° каждые 100 м. Эта величина не изменяется до тех пор, пока воздух при поднятии не достигает состояния насыщения, т. е. уровня конденсации водяного пара. Выше этого уровня вследствие конденсации начинает выделяться скрытая теплота парообразования, которая идет на нагревание воздуха. Это дополнительное тепло уменьшает величину охлаждения воздуха при подъеме. Дальнейшее поднятие насыщенного воздуха происходит уже по влажноадиабатическому закону, и температура его понижается не на 1° на 100 м, а меньше. Так как влагосодержание воздуха зависит от его температуры, то, чем выше температура воздуха, тем больше тепла выделяется при конденсации, а чем ниже температура, тем тепла меньше. Поэтому влажноадиабатический градиент в теплом воздухе меньше, чем в холодном. Например, при температуре у поверхности земли поднимающегося насыщенного воздуха +20° влажноадиабатический градиент в нижней тропосфере составляет 0,33-0,43° на 100 м, а при температуре минус 20° значения его колеблются от 0,78° до 0,87° на 100 м.

Влажноадиабатический градиент зависит и от давления воздуха: чем меньше давление воздуха, тем меньше при одной и той же начальной температуре влажноадиабатический градиент. Это происходит оттого, что при малом давлении плотность воздуха также меньше, следовательно, освободившаяся теплота конденсации идет на нагревание меньшей массы воздуха.

В таблице 15 приведены осредненные величины влажноадиабатического градиента при различной температуре и значениях

давления 1000, 750 и 500 мб, что приблизительно соответствует поверхности земли и высотам 2,5-5,5 км.

В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6-0,7° на 100 м поднятия.

Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности земли температура воздуха равна 28°, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° на 100 м или 7° на каждый километр, получим, что на высоте 4 км температура равна 0°. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4-0,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.

По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы - устойчивое или неустойчивое.

При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он возвратится в первоначальное положение.

Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического градиента, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха воздействием извне поднять на некоторую высоту, то как только прекратится действие внешней силы, этот объем воздуха возвратится в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив внутреннюю энергию на свое расширение, при подъеме охлаждался на 1° на каждые 100 м (по сухоадиабатическому закону). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха был меньше сухоадиабатического, то оказалось, что поднятый объем воздуха на данной высоте имел более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния. Покажем это на примере.

Предположим, что у поверхности земли температура воздуха равна 20°, а вертикальный градиент температуры в рассматриваемом слое равен 0,7° на 100 м. При этой величине градиента температура воздуха на высоте 2 км будет равна 6° (рис. 19, а). Под воздействием внешней силы поднятый с поверхности земли на эту высоту объем ненасыщенного или сухого воздуха, охлаждаясь по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1° на 100 м, охладится на 20° и примет температуру, равную 0°. Этот объем воздуха окажется на 6° холоднее окружающего воздуха, а значит, и тяжелее вследствие большей плотности. Поэтому он начнет

опускаться, стремясь достичь первоначального уровня, т. е. поверхности земли.

Аналогичный результат получится и в случае подъема насыщенного воздуха, если вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабатического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.

Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, так как в этом случае над нижним холодным, а следовательно и тяжелым, воздухом располагается более теплый и легкий воздух.

При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с поверхности земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.

Предположим, например, что ненасыщенный воздух в нижних слоях до высоты 2 км стратифицирован неустойчиво, т. е. его температура

с высотой уменьшается на 1,2° на каждые 100 м, а выше воздух, став насыщенным, имеет устойчивую стратификацию, т. е. его температура понижается уже на 0,6° на каждые 100 м поднятия (рис. 19, б). Попав в такую среду, объем сухого ненасыщенного воздуха станет подниматься по сухоадиабатическому закону, т. е. охлаждаться на 1° на 100 м. Тогда, если его температура у поверхности земли 20°, то на высоте 1 км она станет равной 10°, в то время как температура окружающей среды 8°. Будучи теплее на 2°, а следовательно и легче, этот объем устремится выше. На высоте 2 км он будет теплее окружающей среды уже на 4°, так как его температура достигнет 0°, а температура окружающего воздуха равна -4°. Будучи снова легче, рассматриваемый объем воздуха продолжит свой подъем до высоты 3 км, где его температура станет равной температуре окружающей среды (-10°). После этого свободное поднятие выделенного объема воздуха прекратится.

Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха.

На аэрологических диаграммах нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т. е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатическом и влажноадиабатическом процессах.

На рисунке 20 представлена такая диаграмма. Здесь по вертикали изображены изобары, по горизонтали - изотермы (линии одинакового давления воздуха), наклонные сплошные линии - сухие адиабаты, наклонные прерывистые - влажные адиабаты, пунктирные - линии удельной влажности .На приведенной диаграмме нанесены кривые изменения температуры воздуха с высотой в двух пунктах в один и тот же срок наблюдения - 15 часов 3 мая 1965 г. Слева - кривая температуры по данным радиозонда, выпущенного в Ленинграде, справа - в Ташкенте. Из формы левой кривой изменения температуры с высотой следует, что в Ленинграде воздух устойчив. При этом до изобарической поверхности 500 мб вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,55° на 100 м. В двух небольших слоях (на поверхностях 900 и 700 мб) зарегистрирована изотермия. Это указывает, что над Ленинградом на высотах 1,5-4,5 км находится атмосферный фронт, разделяющий холодные массы воздуха в нижних полутора километрах от теплового воздуха, расположенного выше. Высота уровня конденсации, определяемая положением температурной кривой по отношению к влажной адиабате, находится около 1 км (900 мб).

В Ташкенте воздух имел неустойчивую стратификацию. До высоты 4 км вертикальный градиент температуры был близок к адиабатическому, т. е. на каждые 100 м поднятия температура уменьшалась на 1°, а выше, до 12 км - больше адиабатического. Вследствие сухости воздуха облакообразования не происходило.

Над Ленинградом переход в стратосферу происходил на высоте 9 км (300 мб), а над Ташкентом значительно выше - около 12 км (200 мб).

При устойчивом состоянии атмосферы и достаточной влажности могут образоваться слоистые облака и туманы, а при неустойчивом состоянии и большом влагосодержании атмосферы возникает термическая конвекция, приводящая к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. С состоянием неустойчивости связано образование ливней, гроз, града, малых вихрей, шквала и т.

п. Так называемая «болтанка» самолета, т. е. броски самолета при полете, также вызывается неустойчивым состоянием атмосферы.

Летом обычна неустойчивость атмосферы после полудня, когда нагреваются близкие к земной поверхности слои воздуха. Поэтому ливневые дожди, шквалы и подобные опасные явления погоды чаще наблюдаются после полудня, когда вследствие разбивающейся неустойчивости возникают сильные вертикальные токи - восходящие и нисходящие движения воздуха. По этой причине самолеты, летающие днем на высоте 2-5 км над поверхностью земли, больше подвергаются «болтанке», чем при ночном полете, когда вследствие охлаждения приземного слоя воздуха устойчивость его увеличивается.

Влажность воздуха с высотой также уменьшаете. Почти половина всей влажности сосредоточена в первых полутора километрах атмосферы, а в первых пяти километрах содержится почти 9 / 10 всего водяного пара.

Для иллюстрации ежедневно наблюдаемого характера изменения температуры с высотой в тропосфере и нижней стратосфере в различных районах Земли на рисунке 21 приведены три кривые стратификации до высоты 22-25 км. Эти кривые построены по наблюдениям радиозондов в 3 часа дня: две в январе - Олекминск (Якутия) и Ленинград, а третья в июле - Тахта-Базар (Средняя Азия). Для первой кривой (Олекминск) характерно наличие приземной инверсии, характеризующейся повышением температуры от -48° у поверхности земли до -25° на высоте около 1 км. В этот срок тропопауза над Олекминском находилась на высоте 9 км (температура -62°). В стратосфере наблюдалось повышение температуры с высотой, значение которой на уровне 22 км приближалось к -50°. Вторая кривая, представляющая изменение температуры с высотой в Ленинграде, указывает на наличие небольшой приземной инверсии, затем изотермии в большом слое и понижение температуры в стратосфере. На уровне 25 км температура равна -75°. Третья кривая (Тахта-Базар) сильно отличается от северного пункта - Олекминска. Температура у поверхности земли выше 30°. Тропопауза находится на высоте 16 км, а выше 18 км происходит обычное для южного лета повышение температуры с высотой.

Предыдущая глава::: К содержанию::: Следующая глава

Солнечные лучи, падающие на поверхность земли, нагревают ее. Нагревание же воздуха происходит снизу вверх, т. е. от земной поверхности.

Передача тепла от нижних слоев воздуха в верхние происходит главным образом благодаря подъему теплого, нагретого воздуха вверх и опусканию холодного вниз. Этот процесс нагрева воздуха называется конвекцией .

В других случаях передача тепла вверх происходит благодаря динамической турбулентности . Так называются беспорядочные вихри, возникающие в воздухе вследствие трения его о земную поверхность при горизонтальном перемещении или при трении разных слоев воздуха между собой.

Конвекцию иногда называют термической турбулентностью. Конвекцию и турбулентность объединяют иногда общим названием - обмен .

Охлаждение нижних слоев атмосферы происходит иначе, чем нагревание. Земная поверхность непрерывно теряет тепло в окружающую ее атмосферу путем излучения не видимых для глаза тепловых лучей. Особенно сильно охлаждение становится после захода солнца (в ночные часы). Благодаря теплопроводности прилегающие к земле воздушные массы также постепенно охлаждаются, передавая затем это охлаждение вышележащим слоям воздуха; при этом наиболее интенсивно охлаждаются самые низкие слои.

В зависимости от солнечного нагрева температура нижних слоев воздуха изменяется в течение года и суток, достигая максимума около 13-14 часов. Суточный ход температуры воз духа в разные дни для одного и того же места непостоянен; его величина зависит главным образом от состояния погоды. Таким образом, изменения температуры нижних слоев воздуха связаны с изменениями температуры земной (подстилающей) поверхности.

Изменения температуры воздуха происходят также и от вертикальных перемещений его.

Известно, что воздух при расширении охлаждается, при сжатии - нагревается. В атмосфере при восходящем движении воздух, попадая в области более низкого давления, расширяется и охлаждается, и, наоборот, при нисходящем движении воздух, сжимаясь, нагревается. Изменения температуры воздуха при его вертикальных движениях в значительной степени обусловливают образование и разрушение облаков.

Температура воздуха с высотой обычно понижается. Изменение средней температуры с высотой над Европой летом и зимой приведено в таблице «Средние температуры воздуха над Европой».

Уменьшение температуры с высотой характеризуется вертикальным температурным градиентом . Так называется изменение температуры на каждые 100 м высоты. Для технических и аэронавигационных расчетов вертикальный температурный градиент принимают равным 0,6. Нужно иметь в виду, что это величина непостоянная. Может случиться, что в каком-либо слое воздуха температура с высотой не будет изменяться.

Такие слои называются слоями изотермии .

Весьма часто в атмосфере наблюдается явление, когда в некотором слое температура с высотой даже возрастает. Такие слои атмосферы называются слоями инверсии . Инверсии возникают от различных причин. Одной из них является охлаждение подстилающей поверхности путем излучения в ночное или зимнее время при ясном небе. Иногда, в случае штиля или слабого ветра, приземные слон воздуха также охлаждаются и становятся холоднее вышележащих слоев. В результате на высоте воздух оказывается более теплым, чем внизу. Такие инверсии называются радиационными . Сильные радиационные инверсии наблюдаются обычно над снежным покровом и особенно в горных котловинах, я также при штиле. Слои инверсии простираются до высоты нескольких десятков или сотен метров.

Инверсии возникают также вследствие перемещения (адвекции) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность. Это так называемые адвективные инверсии . Высота этих инверсии - несколько сот метров.

Кроме этих инверсий, наблюдаются инверсии фронтальные и инверсии сжатия. Фронтальные инверсии возникают при натекании теплых воздушных масс на более холодные. Инверсии сжатия возникают при опускании воздуха из верхних слоев атмосферы. При этом опускающийся воздух нагревается иногда настолько сильно, что нижележащие слои его оказываются более холодными.

Инверсии температуры наблюдаются на различных высотах тропосферы, наиболее часто-на высотах около 1 км. Толщина инверсионного слоя может колебаться от нескольких десятков, до нескольких сотен метров. Разность температур при инверсии может достигать 15-20°.

Слои инверсий играют большую роль в погоде. Вследствие того что воздух в слое инверсии теплее нижележащего слоя, воздух нижних слоев не может подняться. Следовательно, слои инверсий задерживают вертикальные движения в нижележащем слое воздуха. При полете под слоем инверсии обычно наблюдается рему («болтанка»). Выше же слоя инверсии полет самолета обычно происходит нормально. Под слоями инверсий развиваются так называемые волнистые облака.

Температура воздуха оказывает влияние на технику пилотирования и эксплуатацию материальной части. При температурах у земли ниже -20° застывает масло, поэтому заливать его приходится в подогретом состоянии. В полете при низких температурах интенсивно охлаждается вода в охлаждающей системе мотора. При повышенных же температурах (выше+30°) может получиться перегрев мотора. Температура воздуха влияет также и на работоспособность экипажа самолета. При низкой температуре, доходящей в стратосфере до -56°, требуется специальное обмундирование для экипажа.

Температура воздуха имеет весьма большое значение для прогноза погоды.

Измерение температуры воздуха во время полета на самолете производится при помощи электрических термометров, прикрепляемых на самолете. При измерении температуры воздуха необходимо иметь в виду, что вследствие больших скоростей современных самолетов термометры дают ошибки. Большие скорости самолетов вызывают повышение температуры самого термометра, обусловленное трением его резервуара о воздух и влиянием нагрева вследствие сжатия воздуха. Нагревание от трения с повышением скорости полета самолета возрастает и выражается следующими величинами:

Скорость в км/час …………. 100 200 З00 400 500 600

Нагревание от трения ……. 0°,34 1°,37 3°.1 5°,5 8°,6 12°,б

Нагревание же от сжатия выражается следующими величинами:

Скорость в км/час …………. 100 200 300 400 500 600

Нагревание от сжатия ……. 0°,39 1°,55 3°,5 5°,2 9°,7 14°,0

Искажения показаний термометра, установленного на самолете, при полете в облаках на 30 % меньше приведенных выше величин, вследствие того что часть тепла, возникающего при трении и сжатии, расходуется на испарение воды, сконденсированной в воздухе в виде капель.

Температура воздуха. Единицы измерения, изменение температуры с высотой. Инверсия, изотермия, Виды инверсий, Адиабатический процесс.

Температура воздуха — это величина, характеризующая её тепловое состояние. Она выражается или в градусах Цельсия (ºС по стоградусной шкале или в Кельвинах (К) по абсолютной шкале. Переход от температуры в Кельвинах к температуре в градусах Цельсия выполняется по формуле

t = T-273º

Для нижнего слоя атмосферы (тропосферы) характерно понижение температуры с высотой, составляющее 0,65ºС на 100м.

Это изменение температуры с высотой на 100м называется вертикальным градиентом температуры. Зная температуру у поверхности земли и используя значение вертикального градиента можно вычислить приблизительную температуру на любой высоте (например, при температуре у поверхности земли +20ºС на высоте 5000м температура будет равна:

20º- (0,65*50) = — 12.,5.

Вертикальный градиент γ не является постоянной величиной и зависит от типа воздушной массы, времени суток и сезона года, характера подстилающей поверхности и других причин. При понижении температуры с высотой γ считается положительным, если температура с высотой не изменяется, то γ= 0 слои называются изотермическими . Слои атмосферы, где происходит повышение температуры с высотой (γ < 0), называются инверсионными . В зависимости от величины вертикального градиента температуры состояние атмосферы может быть устойчивым, неустойчивым или безразличным по отношению к сухому (не насыщенному) или насыщенному воздуху.

Понижение температуры воздуха при его подъёме происходит адиабатически , то есть без теплообмена воздушных частиц с окружающей средой. Если воздушная частица поднимается вверх, то имеет место расширение её объёма, при этом внутренняя энергия частицы уменьшается.

Если частица опускается, при этом она сжимается и её внутренняя энергия увеличивается. Из этого следует, что при восходящем движении объёма воздуха температура его понижается, а при нисходящем — повышается. Эти процессы играют важную роль в образовании и развитии облаков.

Горизонтальный градиент — это температура выраженная в градусах на расстоянии 100км. При переходе из холодной ВМ в теплую и из тёплой в холодную может превышать 10º на 100км.

Виды инверсий.

Инверсии являются задерживающими слоями, они гасят вертикальные движения воздуха, под ними происходит скопление водяного пара или других твердых частиц, ухудшающих видимость, образование тумана и различных форм облаков. Слои инверсий являются тормозящими слоями и для горизонтальных движений воздуха. Во многих случаях эти слои являются поверхностями разрыва ветра. Инверсии в тропосфере могут наблюдаться у поверхности земли и на больших высотах. Мощным слоем инверсии является тропопауза.

В зависимости от причин возникновения различают следующие типы инверсий:

1. Радиационные – результат охлаждения приземного слоя воздуха, обычно в ночное время.

2. Адвективные – при перемещении теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность.

3. Сжатия или опускания – формируются в центральных частях малоподвижных антициклонов.

В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 "С на каждые 100 м высоты. Одна­ко в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оста­ваться постоянной. Представление о распределении температу­ры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):

ВГТ = (/„ - / B )/(ZB -

где /н - /в - разность температур на нижнем и верхнем уровнях, °С; ZB - ZH- раз­ность высот, м. Обычно ВГТ рассчитывают на 100 м высоты.

В приземном слое атмосферы ВГТ может в 1000 раз превы­шать средний для тропосфер

Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (ле­том больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем но­чью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воз­духа его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым по­севом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей (см. гл. 3).

В результате определенного сочетания этих факторов ВГТ вблизи поверхности в пересчете на 100 м высоты может состав­лять более 100 °С/100 м. В таких случаях и возникает тепловая конвекция.

Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом (рис. 4.4); если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое рас­пределение температуры называют инверсией.

В зависимости от условий образования инверсий в призем­ном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адвек­тивные.

1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ноч­ные (летние) и зимние.

Ночные инверсии устанавливаются при ясной тихой погоде после перехода радиационного баланса через 0 за 1,0...1,5 ч до захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и перед восхо­дом Солнца достигают наибольшей мощности. После восхода Солнца деятельная поверхность и воздух прогреваются, что раз­рушает инверсию. Высота слоя инверсии чаще всего составляет несколько десятков метров, но при определенных условиях (на­пример, в замкнутых долинах, окруженных значительными воз­вышениями) может достигать 200 м и более. Этому способствует сток охлажденного воздуха со склонов в долину. Облачность ос­лабляет инверсию, а ветер скоростью более 2,5...3,0 м/с разру­шает ее. Под пологом густого травостоя, посева, а также леса ле­том инверсии наблюдаются и днем.

Ночные радиационные инверсии весной и осенью, а местами и летом могут вызывать снижение температуры поверхности по­чвы и воздуха до отрицательных значений (заморозки), что вы­зывает повреждение многих культурных растений.

Зимние инверсии возникают в ясную тихую погоду в условиях короткого дня, когда охлаждение деятельной поверхности не­прерывно увеличивается с каждым днем; они могут сохраняться несколько недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью.

Особенно усиливаются радиационные инверсии при резко неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух сте­кает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное пере­мешивание способствует его дальнейшему охлаждению. Радиационные инверсии, связанные с особенностями рельефа мест­ности, принято называть орографическими.

2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (переме­щении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверх­ность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающе­гося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные ин­версии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего темпе­ратуру выше О "С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.

ПОКАЗАТЕЛИ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА В ДАННОЙ МЕСТНОСТИ И ПОТРЕБНОСТИ РАСТЕНИЙ В ТЕПЛЕ

При оценке температурного режима большой территории или отдельного пункта применяют характеристики температуры за год или за отдельные периоды (вегетационный период, сезон, месяц, декада и сутки). Основные из этих показателей следую­щие.

Средняя суточная температура - среднее арифметическое из температур, измеренных во все сроки наблюдений. На метеоро­логических станциях Российской Федерации температуру возду­ха измеряют восемь раз в сутки. Суммируя результаты этих из­мерений и деля сумму на 8, получают среднюю суточную темпе­ратуру воздуха.

Средняя месячная температура - среднее арифметическое из средних суточных температур за все сутки месяца.

Средняя годовая температура - это среднее арифметическое из средних суточных (или средних месячных) температур за весь год.

Средняя кодовая температура воздуха дает лишь общее пред­ставление о количестве тепла, она не характеризует годовой ход температуры. Так, средняя годовая температура на юге Ирлан­дии и в степях Калмыкии , расположенных на одной широте, близка (9°С). Но в Ирландии средняя температура января составляет 5...8 "С, и всю зиму здесь зеленеют луга, а в степях Калмыкии средняя температура января -5...-8 °С. Летом же в Ирландии прохладно: 14°С, а средняя температура июля в Калмыкии - 23...26 °С.

Поэтому для более полной характеристики годового хода тем­пературы в данном месте используют данные о средней темпе­ратуре самого холодного (январь) и самого теплого (июль) меся­цев.

Однако все осредненные характеристики не дают точного представления о суточном и годовом ходе температуры, т. е. как раз об условиях, особенно важных для сельскохозяйственного производства. Дополнением к средним температурам являются максимальные и минимальные температуры, амплитуда. Напри­мер, зная минимальную температуру в зимние месяцы, можно судить об условиях перезимовки озимых культур и плодово-ягодных насаждений. Данные о максимальной температуре по­казывают зимой частоту оттепелей и их интенсивность, а ле­том - число жарких дней, когда возможно повреждение зерна в период налива и т. д.

В экстремальных температурах выделяют: абсолютный макси­мум (минимум) - самая высокая (низкая) температура за весь пе­риод наблюдений; средний из абсолютных максимумов (миниму­мов) - среднее арифметическое из абсолютных экстремумов; средний максимум (минимум) - среднее арифметическое из всех экстремальных температур, например, за месяц, сезон, год. При этом их можно рассчитать как за многолетний период наблюде­ний, так и за фактический месяц, год и т. д.

Амплитуда суточного и годового хода температуры характери­зует степень континентальное™ климата: чем больше амплиту­да, тем климат континентальнее.

Характеристикой температурного режима в данной местнос­ти за определенный период служат также суммы среднесуточных температур выше или ниже определенного предела. Например, в климатических справочниках и атласах приводят суммы темпе­ратур выше 0, 5, 10 и 15 °С, а также ниже -5 и -10 "С.

Наглядное представление о географическом распределении показателей температурного режима дают карты, на которых проведены изотермы - линии равных значений температуры или сумм температур (рис. 4.7). Карты, например, сумм тем­ператур используют для обоснования размещения посевов (по­садок) различных по требованиям к теплу культурных расте­ний.

Для уточнения термических условий, необходимых расте­ниям, используют также суммы дневных и ночных темпера­тур, так как среднесуточная температура и ее суммы нивели­руют термические различия в суточном ходе температуры воз­духа.

Изучение термического режима раздельно для дня и ночи имеет глубокое физиологическое значение. Известно, что все процессы, происходящие в растительном и животном мире, подвержены природным ритмам, определяемым внешними ус­ловиями, т. е. подчинены закону так называемых «биологичес­ких» часов. Например, по данным (1964), для опти­мальных условий роста тропических растений разница между дневными и ночными температурами должна составлять 3...5°С, для растений умеренного пояса -5...7, а для растений пустынь - 8 °С и более. Изучение дневных и ночных температур приобретает особый смысл для повышения продуктивности сельскохозяйственных растений, которая определяется соотно­шением двух процессов - ассимиляции и дыхания, происходя­щих в качественно разные для растений светлые и темные часы суток.

В средних дневных и ночных температурах и их суммах кос­венно учитывается широтная изменчивость длины дня и ночи, а также изменение континентальности климата и влияние различ­ных форм рельефа на температурный режим.

Суммы среднесуточных температур воздуха, близкие для пары метеостанций, размещенных примерно на одной широте, но значительно различающиеся по долготе, т. е. находящиеся в различных условиях континентальности климата, приведены в таблице 4.1.

В более континентальных восточных районах суммы дневных температур на 200...500 °С больше, а суммы ночных температур на 300°С меньше, чем в западных и особенно морских районах, что объясняет давно известный факт - ускорение раз­вития сельскохозяйственных культур в условиях резко конти­нентального климата.

Потребность растений в тепле выражают суммами активных и эффективных температур. В сельскохозяйственной метеороло­гии активная температура - это среднесуточная температура воздуха (или почвы) выше биологического минимума развития культуры. Эффективная температура - это среднесуточная тем­пература воздуха (или почвы), уменьшенная на значение биоло­гического минимум.

Растения развиваются только в том случае, если среднесуточ­ная температура превышает их биологический минимум, кото­рый составляет, например, для яровой пшеницы 5 °С, для куку­рузы - 10, для хлопчатника - 13 °С (для южных сортов хлопчат­ника - 15 °С). Суммы активных и эффективных температур ус­тановлены как для отдельных межфазных периодов, так и для всего периода вегетации многих сортов и гибридов основных сельскохозяйственных культур (табл. 11.1).

Через суммы активных и эффективных температур выражают и потребность в тепле пойкилотермных (холоднокровных) орга­низмов как за онтогенетический период, так и за ве. сь биологи­ческий цикл.

При расчете сумм среднесуточных температур, характеризую­щих потребность растений и пойкилотермных организмов в тепле, необходимо вводить поправку на балластные температуры, не"ускоряющие рост и развитие, т. е. учитывать и верхний тем­пературный уровень для культур и организмов. Для большинства растений и вредителей умеренной зоны это будет среднесуточ­ная температура, превышающая 20...25 "С.

Лучи Солнца при прохождении через прозрачные вещества нагревают их очень слабо. Это объясняется тем, что прямые солнечные лучи практически не нагревают атмосферный воздух, но сильно нагревают земную поверхность, способную передавать тепловую энергию прилегающим слоям воздуха. По мере нагревания воздух становится более легким и поднимается выше. В верхних слоях теплый воздух перемешивается с холодным, отдавая ему часть тепловой энергии.

Чем выше поднимается нагретый воздух, тем больше он охлаждается. Температура воздуха на высоте 10 км постоянна и составляет -40-45 °C.

Характерная особенность атмосферы Земли – понижение температуры воздуха с высотой. Иногда отмечается повышение температуры по мере повышения высоты. Название такого явления – температурная инверсия (перестановка температур).

Изменение температуры

Появление инверсий может быть обусловлено охлаждением земной поверхности и прилегающего слоя воздуха за короткий промежуток времени. Это возможно также при перемещении плотного холодного воздуха со горных склонов в долины.В течение суток температура воздуха непрерывно изменяется. В дневное время земная поверхность нагревается и нагревает нижний слой воздуха. Ночью наряду с охлаждением земли происходит охлаждение воздуха. Прохладнее всего на рассвете, а теплее – в послеобеденное время.

В экваториальном поясе суточного колебания температур нет. Ночные и дневные температуры имеют одинаковые значения. Несущественны суточные амплитуды на побережья морей, океанов и над их поверхностью. А вот в зоне пустынь разница между ночной и дневной температурами может достигать 50-60 °C.

В умеренной полосе максимальное количество солнечного излучения на Земле приходится на дни летних солнцестояний. Но самым жарким месяцем является июль в Северном полушарии и январь в Южном. Это объясняется тем, что несмотря на то, что солнечная радиация менее интенсивная в эти месяцы, огромное количество тепловой энергии отдает сильно нагретая земная поверхность.

Годовая амплитуда температур определяется широтой определенной местности. К примеру, на экваторе она постоянна и составляет 22-23 °C. Наиболее высокие годовые амплитуды наблюдаются в областях средних широт и в глубине материков.

Для любой местности также характерны абсолютные и средние температуры. Абсолютные температуры определяются посредством многолетних наблюдений на метеостанциях. Самая жаркая область на Земле – это Ливийская пустыня (+58 °C), а самая холодная – станция «Восток» в Антарктиде (-89,2 °C).

Средние температуры устанавливают при вычислении среднеарифметических величин нескольких показателей термометра. Так определяют среднесуточные, среднемесячные и среднегодовые температуры.

С целью выяснить, как распределяется тепло на Земле, на карту наносят значения температур и соединяют точки с одинаковыми значениями. Полученные линии называются изотермами. Данный метод позволяет выявить определенные закономерности в распределении температур. Так, наиболее высокие температуры регистрируются не на экваторе, а в тропических и субтропических пустынях. Характерно понижение температур от тропиков к полюсам в двух полушариях. С учетом того, что в Южном полушарии водоемы занимают большую площадь, чем суша, амплитуды температур между самым жарким и холодным месяцами там менее выражены, чем в Северном.

По расположению изотерм различают семь тепловых поясов: 1 жаркий, 2 умеренных, 2 холодных, 2 области вечной мерзлоты.

Похожие материалы:

Температура воздуха, безусловно, важный элемент комфортабельности человека. Мне, например, угодить в этом плане очень сложно, зимой я жалуюсь на холод, летом изнываю от жары. Однако этот показатель не статичен, ведь чем выше точка от поверхности Земли, тем там холоднее, но с чем связано подобное положение вещей? Начну с того, что температура - это одно из состояний нашей атмосферы , которая состоит из смеси самых разнообразных газов. Чтобы понять принцип "высотного похолодания", совсем не обязательно углубляться в изучение термодинамических процессов.

Почему изменяется температура воздуха с набором высоты

Еще со времен школьных уроков мне известно, что на вершинах гор и скалистых образований наблюдается снег даже в том случае, если у их подножья достаточно тепло . Это и является главным доказательством того, что на больших высотах может быть очень холодно. Однако не все так категорично и однозначно, дело в том, что при восхождении вверх воздух то остывает, то снова нагревается. Равномерное снижение наблюдается лишь до определенного момента, затем атмосфера в буквальном смысле лихорадит , проходя через следующие этапы:

1. Тропосфера.
2. Тропопауза.
3. Стратосфера.
4. Мезосфера и т.д.

Температурные колебания в разных слоях

Тропосфера отвечает за большинство погодных явлений , ведь она - самый низкий слой атмосферы, где летают самолеты и образуются облака. Находясь в ней, воздух стабильно замерзает, приблизительно каждые сто метров. Но, достигая тропопаузы, температурные колебания прекращаются и останавливаются в районе -60-70 градусов по Цельсию .

Самое удивительное, что в стратосфере она снижается практически до нуля, поскольку поддается нагреву от ультрафиолетового излучения . В мезосфере тенденция снова идет на снижение, а переход в термосферу сулит рекордный минимум - -225 по Цельсию . Далее происходит снова нагревание воздуха, однако из-за значительной потери в плотности, на этих уровнях атмосферы температура ощущается совсем иначе. По крайней мере, полетам орбитальных искусственных спутников ничто не угрожает.