Kodu » Söök ja jook » Tund on "õhutemperatuuri muutmine kõrgusega." Õhutemperatuuri muutus kõrgusega Kuidas muutub õhutemperatuur?

Tund on "õhutemperatuuri muutmine kõrgusega." Õhutemperatuuri muutus kõrgusega Kuidas muutub õhutemperatuur?

Sinine planeet ...

See teema pidi saidil ilmuma üks esimesi. Kopterid on tõepoolest atmosfäärilennukid. Maa atmosfäär - nende, niiöelda elupaik :-). A õhu füüsikalised omadused määrake lihtsalt selle elupaiga kvaliteet :-). See tähendab, et see on üks põhitõdesid. Ja sihtasutus kirjutatakse alati kõigepealt. Kuid taipasin seda alles nüüd. Siiski on parem, nagu teate, hilja kui mitte kunagi ... Puudutagem seda küsimust, kuid ilma džunglisse ronimata ja tarbetute raskustega :-).

Nii ... Maa atmosfäär. See on meie sinise planeedi gaasikoor. Seda nime teavad kõik. Miks sinine? Just seetõttu, et päikesevalguse (sinise ja violetse) komponent (spekter) on hajutatud kõige enam atmosfääri, maalides seda seeläbi sinakaks-sinakaks, mõnikord ka lillaga (päikesepaistelisel päeval muidugi :-)). .

Maa atmosfääri koostis.

Atmosfääri koostis on üsna lai. Ma ei loetle kõiki teksti komponente, selle kohta on hea illustratsioon. Kõigi nende gaaside koostis on peaaegu püsiv, välja arvatud süsinikdioksiid (CO 2). Lisaks sisaldab atmosfäär tingimata vett aurude, hõljuvate tilkade või jääkristallide kujul. Vee kogus on erinev ja sõltub temperatuurist ning vähemal määral õhurõhust. Lisaks sisaldab Maa atmosfäär (eriti praegune) teatud kogust, ma ütleksin, et “igasugu vastikust” :-). Need on SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, lisaks on elavhõbeda aurud Hg. Tõsi, kõik see on olemas väikestes kogustes, jumal tänatud :-).

Maa atmosfäär tsoonide pinna kohal on tavaks jagada mitmeks järjestikuseks tsooniks.

Esimene, maale lähim on troposfäär. See on madalaim ja niiöelda peamine kiht teistsuguse elu jaoks. See sisaldab 80% kogu atmosfääriõhu massist (ehkki mahult moodustab see vaid umbes 1% kogu atmosfäärist) ja umbes 90% kogu atmosfääriveest. Valdav osa tuultest, pilvedest, vihmast ja lumest 🙂 - sealt. Troposfäär ulatub troopilistel laiuskraadidel umbes 18 km kõrgusele ja polaarses kuni 10 km kõrgusele. Õhutemperatuur langeb selle tõusuga umbes 0,65º kõrgusele iga 100 m kohta.

Atmosfääritsoonid.

Teine tsoon - stratosfäär. Pean ütlema, et troposfääri ja stratosfääri vahel on veel üks kitsas tsoon - tropopaus. See peatab temperatuuri languse koos kõrgusega. Tropopausi keskmine paksus on 1,5–2 km, kuid selle häguse ja troposfääri piirid kattuvad sageli stratosfääriga.

Stratosfääri keskmine kõrgus on seega 12–50 km. Temperatuur selles kuni 25 km püsib muutumatuna (umbes -57 ° C), seejärel tõuseb see temperatuurini umbes 0 ° C kuskil kuni 40 km ja püsib siis muutumatuna kuni 50 km. Stratosfäär on suhteliselt rahulik osa maakera atmosfäärist. Ebasoodsad ilmastikutingimused praktiliselt puuduvad. Kuulus osoonikiht asub stratosfääris 15-20 km kuni 55-60 km kõrgusel.

Sellele järgneb stratopausi väike piirkiht, milles temperatuur püsib umbes 0 ° C, ja seejärel mesosfääri järgmine tsoon. See ulatub 80–90 km kõrgusele ja selles langeb temperatuur umbes 80 ° C-ni. Mesosfääris muutuvad tavaliselt nähtavaks väikesed meteoorid, mis hakkavad selles hõõguma ja seal põlema.

Järgmine kitsas vahe on mesopaus ja sellest väljaspool termosfääri tsoon. Selle kõrgus on kuni 700–800 km. Siin hakkab temperatuur taas tõusma ja suurusjärgus 300 km võib see küündida väärtuseni 1200 ° C. Lisaks jääb see samaks. Ionosfäär asub termosfääri sees umbes 400 km kõrgusele. Siin on õhk päikesekiirguse mõjul tugevalt ioniseeritud ja sellel on suur elektrijuhtivus.

Järgmine ja üldiselt viimane tsoon on eksosfäär. See on niinimetatud hajuvöönd. Siin leidub enamasti väga harva vesinikku ja heeliumi (valdavalt vesinikku). Suurusel 3000 km kõrgusel muutub eksosfäär kosmoselähedaks vaakumiks.

See on umbes selline. Miks? Sest need kihid on üsna meelevaldsed. Võimalikud on erinevad kõrguse, gaaside koostise, vee, temperatuuri, ionisatsiooni jms muutused. Lisaks on veel palju termineid, mis määravad maa atmosfääri struktuuri ja seisundi.

Näiteks homosfäär ja heterosfäär. Esimeses on atmosfäärigaasid hästi segunenud ja nende koostis on üsna homogeenne. Teine asub esimese kohal ja sellist segamist seal praktiliselt pole. Selles olevad gaasid eraldatakse raskusjõu abil. Nende kihtide vaheline piir asub 120 km kõrgusel ja seda nimetatakse turbopausiks.

Tõenäoliselt lõpetame tingimused, kuid lisan kindlasti, et tavaliselt eeldatakse, et atmosfääri piir asub 100 km kõrgusel merepinnast. Seda piiri nimetatakse taskujooneks.

Lisan atmosfääri struktuuri illustreerimiseks veel kaks pilti. Esimene on siiski saksa keeles, kuid on täielik ja piisavalt arusaadav :-). Seda saab laiendada ja hästi kaaluda. Teine näitab õhutemperatuuri muutust kõrgusega.

Maa atmosfääri struktuur.

Õhutemperatuuri muutus koos kõrgusega.

Kaasaegsed mehitatud tiirlevad kosmoseaparaadid lendavad umbes 300–400 km kõrgusel. See pole aga enam lennundus, kuigi piirkond on muidugi teatud mõttes tihedalt seotud ja räägime sellest kindlasti :-).

Lennundustsoon on troposfäär. Kaasaegsed atmosfäärilennukid võivad lennata stratosfääri madalamates kihtides. Näiteks on MIG-25RB praktiline lagi 23 000 m.

Lend stratosfääris.

Ja täpselt nii õhu füüsikalised omadused troposfäär määrab ära, milline saab olema lend, kui tõhus on lennuki juhtimissüsteem, kuidas atmosfääri turbulents seda mõjutab, kuidas mootorid töötavad.

Esimene peamine vara on õhutemperatuur. Gaasidünaamika korral saab seda määrata Celsiuse või Kelvini skaala järgi.

Temperatuur t 1 etteantud kõrgusel N Celsiuse skaalal määratakse:

t 1 \u003d t - 6,5N kus t- õhutemperatuur maapinna lähedal.

Kelvini temperatuuri nimetatakse absoluutne temperatuur, on selle skaala null absoluutne null. Absoluutse nulli korral molekulide termiline liikumine lakkab. Absoluutne null Kelvini skaalal vastab -273º Celsiuse skaalal.

Vastavalt temperatuur T peal Nmääratakse Kelvini skaalal:

T \u003d 273K + t - 6,5H

Õhurõhk. Atmosfäärirõhku mõõdetakse paskalites (N / m 2), vanas atmosfääri mõõtmissüsteemis (atm.). Samuti on olemas selline asi nagu õhurõhk. See on rõhk, mida mõõdetakse elavhõbeda millimeetrites elavhõbeda baromeetri abil. Baromeetriline rõhk (rõhk merepinnal) on 760 mm RT. Art. nimetatakse standardiks. Füüsikas 1 atm. lihtsalt võrdub 760 mm Hg

Õhutihedus. Aerodünaamikas kasutavad nad sageli õhu massitiheduse mõistet. See on õhu mass ruumalas 1 m 3. Õhu tihedus muutub koos kõrgusega, õhk muutub harvemaks.

Õhuniiskus. Näitab õhus oleva vee kogust. On olemas mõiste " suhteline õhuniiskus". See on veeauru massi ja maksimaalse võimaliku suhte suhe antud temperatuuril. Mõiste 0%, see tähendab siis, kui õhk on täiesti kuiv, võib eksisteerida ainult laboris üldiselt. Teisest küljest on 100% niiskus üsna reaalne. See tähendab, et õhk on absorbeerinud kogu vett, mida see võib absorbeerida. Midagi absoluutselt “täieliku käsna” moodi. Kõrge suhteline õhuniiskus vähendab õhutihedust ja madal vastavalt suureneb.

Tulenevalt asjaolust, et lennukite lennud toimuvad erinevates atmosfääritingimustes, võivad nende lennu- ja aerodünaamilised parameetrid ühes lennurežiimis olla erinevad. Seetõttu tuleb nende parameetrite õigeks hindamiseks Rahvusvaheline standardne atmosfäär (ISA). See näitab õhukonditsioneeri muutust koos kõrgusega.

Peamised parameetrid on õhu olek õhuniiskuse korral:

rõhk P \u003d 760 mm RT. Art. (101,3 kPA);

temperatuur t \u003d + 15 ° C (288 K);

massitihedus ρ \u003d 1,225 kg / m 3;

ISA puhul (nagu eespool mainitud :-)) on lubatud, et temperatuur langeb troposfääris 0,65º võrra iga 100 meetri kõrguse kohta.

Standardne atmosfäär (näide kuni 10 000 m).

ISA tabeleid kasutatakse nii instrumentide gradueerimiseks kui ka navigatsiooni- ja tehniliste arvutuste tegemiseks.

Õhu füüsikalised omadused Samuti on hõlmatud sellised mõisted nagu inertsus, viskoossus ja kokkusurutavus.

Inertsus on õhu omadus, mis iseloomustab selle võimet seista vastu puhkeoleku muutustele või ühtlasele sirgjoonelisele liikumisele . Inertsuse mõõt on õhu massitihedus. Mida kõrgem see on, seda suurem on keskkonna inerts ja takistusjõud, kui lennuk selles liigub.

Viskoossus Määrab õhu hõõrdetakistuse õhusõiduki liikumise ajal.

Kokkusurutavus määrab õhutiheduse muutuse rõhuga. Õhusõiduki madalatel kiirustel (kuni 450 km / h) ei muutu rõhk õhuvoolu ümber liikudes, kuid suurtel kiirustel hakkab ilmnema kokkusurutavus. Eriti mõjutab selle mõju ülehelikiirusele. See on eraldi aerodünaamika valdkond ja eraldi artikli teema :-).

Noh, seni tundub kõik olevat ... On aeg see pisut tüütu loend lõpetada, kuid ilma selleta ei saa te siiski hakkama :-). Maa atmosfäär, selle parameetrid, õhu füüsikalised omadused on lennuki jaoks sama olulised kui seadme enda parameetrid ja neid oli võimatu mainimata jätta.

Tere, kuni järgmiste kohtumisteni ja huvitavamate teemadeni 🙂 ...

P.S. Magustoiduks soovitan vaadata videot, mis tehti MIG-25PU kokpiti kokpitist selle stratosfääri lendamise ajal. Filmiti ilmselt turisti, kellel on selliste lendude jaoks raha :-). Lastud enamasti läbi esiklaasi. Pöörake tähelepanu taeva värvile ...

Avatud tund

looduslugu ajal 5

parandusklass

Õhutemperatuuri muutus kõrgustest

On arenenud

õpetaja Shuvalova O.T.

Õppetunni eesmärk:

Koguge teadmisi õhutemperatuuri mõõtmise kohta kõrgusega, tutvustage pilvede moodustumise protsessi, sademete liike.

Õppetund

1. Organisatsiooni hetk

Õpiku, töövihiku, päeviku, pliiatsi olemasolu.

2. Õpilaste teadmiste kontrollimine

Uurime teemat: õhk

Enne kui hakkame uut materjali uurima, tuletagem meelde materjali, mida me teame õhust?

Frontaalne uuring

Õhu koostis

Kust tulevad need gaasid õhus, lämmastik, hapnik, süsinikdioksiid, lisandid.

Õhuomadused: võtab ruumi, kokkusurutavuse, elastsuse.

Õhumass?

Atmosfäärirõhk, muutes seda kõrgusega.

Kütteõhk.

3. Uue materjali õppimine

Me teame, et kuumutatud õhk tõuseb. Ja mis saab kuumutatud õhuga edasi, me teame?

Kas sa arvad, et õhutemperatuur väheneb koos kõrgusega?

Tunni teema: õhutemperatuuri muutus koos kõrgusega.

Tunni eesmärk: välja selgitada, kuidas õhutemperatuur muutub koos kõrgusega ja millised on nende muutuste tulemused.

Katkend Rootsi kirjaniku raamatust "Nielsi imeline teekond looduslike hanedega" ühe silmaga trollist, kes otsustas "ehitan maja päikesele lähemale - las see soojendab mind". Ja troll sai tööle pandud. Ta kogus kive kõikjale ja kuhjas üksteise peale. Peagi tõusis nende kivide mägi peaaegu pilvedeni.

Aitab nüüd! - ütles troll. Nüüd ehitan endale selle mäe otsa endale maja. Ma elan ise päikese lähedal. Juba päikese lähedal ma ei külmeta! Ja troll läks mäest üles. Mida just? Mida kõrgemale läheb, seda külmemaks läheb. Sain tippu.

"Noh, tema arvab," see on siit vaid kiviviske kaugusel! " Ja ise külmast ei lange hammas hambale. See troll oli kangekaelne: kui ta juba pähe satub, siis ei peksa te teda välja. Otsustasin maja mäele ehitada ja ehitasin selle üles. Päike näib lähedal olevat, kuid külm teeb teed ikkagi luudeni. Nii et see loll troll ja külmutas.

Selgitage, miks kangekaelne troll külmutas.

Järeldus: mida lähemal õhk on maapinnale, seda soojem on see ja kõrgusega muutub ta külmemaks.

1500 meetri kõrgusele tõustes tõuseb õhutemperatuur 8 kraadi. Seetõttu on üle parda 1000 m kõrgusel õhutemperatuur 25 kraadi ja samal ajal näitab termomeeter maapinna lähedal 27 kraadi.

Mis siin viga on?

Alumised õhukihid soojenevad, laienevad, vähendavad nende tihedust ja tõusevad üle soojuse atmosfääri ülemistesse kihtidesse. See tähendab, et maapinnalt tulev kuumus on halvasti konserveeritud. Sellepärast ei lähegi soojemaks, vaid üle parda külmemaks, seetõttu külmetas kangekaelne troll.

Esitlus: madalad ja kõrged mäed.

Milliseid erinevusi sa näed?

Miks on kõrgete mägede tipud lumega kaetud, kuid mägede jalamil pole lund? Liustike ja igaveste lumede ilmumine mägede tippudel on seotud õhutemperatuuri muutumisega kõrgusega, kliima muutub karmimaks ja taimede maailm muutub vastavalt. Kõige ülaosas, kõrgete tippude lähedal, külma, lume ja jää kuningriik. Mäetippe ja troopikas on kaetud igavese lumega. Mägedes paiknevate igaveste lundide piire nimetatakse lumejooneks.

Laua demonstratsioon: mäed.

Vaadake kaarti erinevate mägede kujutisega. Kas lumerada on kõikjal ühesugune? Mis on selle põhjus? Lumejoone kõrgus on erinev. Põhjapoolsetes piirkondades on see madalam ja lõunaosas kõrgem. Seda joont ei tõmmata mäele. Mida me saame määratleda mõiste "lumeliin".

Lumeliin on joon, mille kohal lumi ei sula isegi suvel. Lumejoone alt möödub hõreda taimestikuga vöönd, siis mäe jalamile lähenedes toimub taimestiku koostise regulaarne muutus.

Mida me taevas iga päev näeme?

Miks tekivad taevas pilved?

Kuumenev õhk, mis tõuseb, viib atmosfääri kõrgemasse kihti veeauru, mis pole silmaga nähtav. Maa pinnalt eemale liikudes õhutemperatuur langeb, veeaur jahtub selles ja moodustuvad pisikesed veepiisad. Nende kogunemine viib pilvede moodustumiseni.

RIIVIDE LIIGID:

Tsirrus

Kihiline

Kummel

Pilvedega kaardi esitamine.

Tsirrupilved on kõrgeimad ja õhukesemad. Nad hõljuvad väga kõrgel maapinnast, kus on alati külm. Need on ilusad ja külmad pilved. Nende kaudu paistab sinine taevas. Nad näevad välja nagu vapustavate lindude pikad suled. Seetõttu nimetatakse neid tsirkuseks.

Kihilised pilved on tahked, kahvatuhallid. Need katavad taeva ühtlase halli tekiga. Sellised pilved toovad kaasa halva ilma: lumi, mitu päeva on tihedat vihma.

Vihmased kummipilved - suured ja tumedad, need tormavad üksteise järel nagu võistlus. Mõnikord kannab tuul neid nii madalale, et pilved näivad puudutavat katuseid.

Haruldased kumerpilved on kõige ilusamad. Need meenutavad mägesid pimestavate valgete tippudega. Ja neid on huvitav vaadata. Üle taeva jooksevad naljakad tuhapilved, mis muutuvad pidevalt. Nad on kas nagu loomad, siis inimesed või mingid muinasjutulised olendid.

Erinevat tüüpi pilvedega kaardi demonstreerimine.

Määrake, millised pilved on pildil?

Teatud atmosfääritingimustes langeb sademeid pilvedest.

Milliseid sademeid sa tead?

Vihm, lumi, rahe, kaste ja muud.

Pilved moodustavad väikseimad veepiisad, mis üksteisega sulanduvad, suurenevad järk-järgult, muutuvad raskeks ja kukuvad maapinnale. Suvel sajab vihma, talvel lund.

Millest lumi koosneb?

Lumi koosneb erineva kujuga jääkristallidest - lumehelvestest, peamiselt kuueharulistest tähtedest, mis kukuvad pilvedest õhutemperatuuril alla nulli.

Sageli langeb sooja hooaja jooksul sademete ajal rahe - sademed jäätükkide kujul, enamasti ebakorrapärase kujuga.

Kuidas atmosfääris rahe moodustub?

Suurele kõrgusele langevad veetilgad külmuvad, nende peal kasvavad jääkristallid. Kukkumisel põrkuvad nad kokku jahtunud vee tilkadega ja nende suurus suureneb. Rahe on võimeline tekitama suurt kahju. Ta koputab põllukultuure, paljastab metsi, lüüakse lehestikku, hävitab linde.

4. See õppetund.

Mida uut on õhutunnis?

1. Õhutemperatuuri langus koos kõrgusega.

2. Lumejoon.

3. Sademete liigid.

5. Kodutöö.

Õppige märkmeid märkmikust. Pilvede vaatlus nende visandiga märkmikus.

6. Läbitu kindlustamine.

Iseseisev töö tekstiga. Täitke teksti lüngad, kasutades viiteid sõnadega.

inversioon

õhutemperatuuri tõus kõrgusega tavapärase languse asemel

Alternatiivsed kirjeldused

Ergastatud olek, milles osakeste arv on kõrgema energiaga. tase ületab madalamal tasemel olevate osakeste arvu (füüsika)

Maa magnetvälja vastupidist suunda täheldatakse ajavahemike järel 500 tuhat aastat kuni 50 miljonit aastat

Muutke elementide normaalset positsiooni, nende paigutust vastupidises järjekorras

Keeleline termin lause tavalise sõnajärjestuse muutmiseks

Vastupidine järjekord, vastupidine

Loogiline toiming "ei"

Kromosoomi üksikute sektsioonide pöörlemisega seotud kromosomaalne ümberkorraldus 180

Eukleidese tasandi või ruumi konformaalne muundamine

Ümberkorraldamine matemaatikas

Dramaatiline tehnika, mis demonstreerib konflikti tulemust näidendi alguses

Metroloogias parameetri ebanormaalne muutus

Aine seisund, milles selle koostisosade kõrgemad energiatasemed on osakeste poolt rohkem asustatud kui madalamad

Orgaanilises keemias sahhariidi lagundamise protsess

Lause sõnade ümberkorraldamine

Ümberkorraldus ekspressiivsuse suurendamiseks

Valge jälje lennukist

Ümberkorraldamine

Elemendi tagasikäik

Kõne väljendusrikkuse suurendamiseks muutke lauses tavalist sõnade järjekorda

Esimestes sektsioonides tutvusime üldiselt atmosfääri vertikaalse struktuuri ja temperatuurimuutustega kõrguse osas.

Siin käsitleme mõnda huvitavat temperatuuri režiimi tunnust troposfääris ja ümbritsevates sfäärides.

Temperatuur ja niiskus troposfääris.Troposfäär on kõige huvitavam kera, kuna siin moodustuvad kivimi moodustumise protsessid. Nagu I peatükis juba mainitud, väheneb troposfääris õhutemperatuur kõrgusega keskmiselt 6 °, kui see tõuseb kilomeetri kohta, või 0,6 ° 100 kohta mSeda vertikaalse temperatuurigradiendi väärtust täheldatakse kõige sagedamini ja seda määratletakse paljude mõõtmiste keskmisena. Tegelikult on vertikaalse temperatuurigradiendi muutused Maa parasvöötme laiuskraadidel. See sõltub aastaaegadest, kellaajast, atmosfääriprotsesside olemusest ja troposfääri madalamates kihtides - peamiselt aluspinna temperatuurist.

Soojal aastaajal, kui maapinnaga külgnev õhukiht on piisavalt kuumutatud, on iseloomulik temperatuuri langus koos kõrgusega. Pinnaõhu kihi tugeval kuumutamisel ületab vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus isegi 1 ° iga 100 kohta mtõusu.

Talvel täheldatakse maapinna ja õhu pinnakihi tugevat jahtumist, selle asemel, et madaldada, temperatuuri tõus koos kõrgusega, s.o toimub temperatuuri ümberpööramine. Kõige tugevamaid ja võimsamaid inversioone täheldatakse Siberis, eriti Jakutias talvel, kus valitseb selge ja rahulik ilm, mis aitab kaasa pinna õhukihi kiirgusele ja sellele järgnevale jahutamisele. Väga sageli ulatub temperatuuri inversioon siin 2-3-ni kmning õhutemperatuuri erinevus maapinna ja inversiooni ülemise piiri vahel on sageli 20-25 °. Inversioonid on iseloomulikud ka Antarktika keskpiirkondadele. Talvel külastavad nad Euroopat, eriti selle idaosas, Kanadas ja muudes piirkondades. Ilmastikuolud ja vertikaalsuunas liikuvate õhu liikumiste tüübid sõltuvad suuresti temperatuurimuutuse tugevusest koos kõrgusega (vertikaalne temperatuurigradient).

Jätkusuutlik ja ebastabiilne õhkkond.Troposfääri õhku kuumutatakse aluspinnalt. Õhutemperatuur varieerub sõltuvalt kõrgusest ja sõltuvalt õhurõhust. Kui see juhtub ilma keskkonnaga soojusvahetuseta, nimetatakse seda protsessi adiabaatiliseks. Tõusev õhk annab sisemise energia tõttu tööd, mis kulub välise takistuse ületamiseks. Seetõttu tõuseb õhk jahtudes ja langetades soojeneb.

Adiabaatilised temperatuurimuutused toimuvad üle kuiv adiabaatilineja märjad adiabaatilised seadused.

Vastavalt sellele eristatakse ka temperatuuri muutumise vertikaalseid gradiente kõrgusega. Kuiv adiabaatiline gradienton kuiva või märja küllastumata õhu temperatuuri muutus iga 100 kg kohta; mselle tõstmine ja langetamine 1 võrra °, aga märg adiabaatiline gradienton niiske küllastunud õhu temperatuuri langus iga 100 kohta mtõus alla 1 °.

Kuiva või küllastumata õhu tõstmisel või langetamisel muutub selle temperatuur vastavalt kuiva adiabaatilise seadusele, st see langeb või tõuseb vastavalt 1 ° iga 100 kohta mSee väärtus ei muutu enne, kui õhk tõuseb saavutades küllastumise oleku, s.o. kondensatsiooni taseveeaur. Sellest tasemest kõrgemal hakkab kondenseerumise tõttu eralduma varjatud aurustumissoojus, mida kasutatakse õhu soojendamiseks. See lisaküte vähendab tõstmisel jahutusõhu hulka. Edasine küllastunud õhu tõus tõuseb juba vastavalt niiskele adiabaatisele seadusele ja selle temperatuur ei lange 1 ° kuni 100 ° C-ni maga vähem. Kuna õhu niiskusesisaldus sõltub selle temperatuurist, siis mida kõrgem on õhutemperatuur, seda rohkem kondenseerumisel eraldub soojust ja mida madalam temperatuur, seda vähem soojust. Seetõttu on niiske adiabaatiline gradient soojas õhus vähem kui külmas. Näiteks maakera tõusva küllastunud õhu temperatuuril + 20 ° on madalaim troposfääri niiske adiabaatiline gradient 0,33–0,43 ° 100 m kohta ja temperatuuril –20 ° selle väärtus vahemikus 0,78–0,87 °. 100 juures m

Märg adiabaatiline gradient sõltub ka õhurõhust: mida madalam on õhurõhk, seda madalam on märg adiabaatiline gradient samal algtemperatuuril. See juhtub seetõttu, et madala rõhu korral on ka õhutihedus madalam, seetõttu kasutatakse kondenseerunud soojust väiksema õhumassi soojendamiseks.

Tabelis 15 on toodud märja adiabaatilise gradiendi keskmised väärtused erinevatel temperatuuridel ja väärtustel

rõhk 1000, 750 ja 500 mbmis vastab umbkaudu maapinnale ja kõrgustele 2,5–5,5 km

Soojal aastaajal on vertikaalne temperatuurigradient keskmiselt 0,6–0,7 ° 100 kohta mtõusu.

Teades temperatuuri maapinnast, on võimalik arvutada ligikaudsed temperatuuriväärtused erinevatel kõrgustel. Kui näiteks maapinnal on õhutemperatuur 28 °, siis eeldades, et vertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,7 ° 100 kohta mvõi 7 ° kilomeetri kohta, saame selle 4 kõrgusel kmtemperatuur on 0 °. Temperatuuri gradient talvel keskmaa laiuskraadidel ületab harva 0,4–0,5 ° 100 kohta m:Sageli on juhtumeid, kui eraldi õhukihtides temperatuur peaaegu ei muutu kõrgusega, st toimub isotermia.

Õhutemperatuuri vertikaalse gradiendi suuruse järgi saab hinnata atmosfääri tasakaalu olemust - stabiilne või ebastabiilne.

Kell püsiv tasakaalõhumassi atmosfäär ei näita kalduvust vertikaalsetele liikumistele. Sel juhul, kui liigutate teatud koguse õhku üles, naaseb see algasendisse.

Stabiilne tasakaal tekib siis, kui küllastumata õhu vertikaalne temperatuurigradient on väiksem kui kuiv adiabaatiline gradient ja küllastunud õhu vertikaalne temperatuurigradient on väiksem kui märjal adiabaatilisel. Kui sellisel juhul tõstetakse välismõjude abil väike kogus küllastumata õhku teatud kõrgusele, siis niipea kui väline jõud lakkab, naaseb see õhu maht oma eelmisse asendisse. See juhtub seetõttu, et suurenenud õhuhulk, mis kulutas selle laienemiseks sisemise energia, jahutati 1 ° iga 100 kohta m(vastavalt kuivadele adiabaatilistele seadustele). Kuid kuna ümbritseva õhu temperatuuri vertikaalne gradient oli väiksem kui kuiv adiabaatiline, selgus, et etteantud kõrguse õhukoguse temperatuur oli madalam kui ümbritseva õhu temperatuur. Võrreldes ümbritseva õhu tihedusega, peaks see olema madalam, kuni jõuab algsesse olekusse. Me näitame seda näitega.

Oletame, et maapinnal on õhutemperatuur 20 ° ja vertikaalse temperatuuri gradient vaadeldavas kihis on 0,7 ° 100 kohta mSelle gradiendi korral on õhutemperatuur 2 kraadi kõrgusel Kmon võrdne 6 ° (joonis 19, a).Välise jõu mõjul maapinnast sellesse kõrgusesse tõusnud küllastumata või kuiva õhu maht, mis jahutatakse kuiva adiabaatilise seaduse järgi, s.o 1 ° 100 m kohta, jahtub 20 ° ja võtab temperatuuri 0 °. See õhu maht on ümbritsevast õhust 6 ° külmem ja seetõttu suurema tiheduse tõttu raskem. Seetõttu ta alustab

valamu, üritades jõuda algsele tasemele, st maa pinnale.

Sarnane tulemus saadakse küllastunud õhu tõusu korral, kui ümbritseva õhu temperatuuri vertikaalne gradient on madalam kui niiske diabeetiline. Seetõttu ei toimu atmosfääri ühtlases olekus homogeense õhumassi korral kiireid kumulatsiooni ja cumulonimbus pilvede moodustumist.

Atmosfääri kõige stabiilsemat seisundit täheldatakse vertikaalse temperatuurigradiendi väikeste väärtuste korral ja eriti inversioonide korral, kuna sel juhul asub soojem ja kergem õhk madalama külma ja seega raske õhu kohal.

Kell ebastabiilne õhkkondmaa pinnalt tõstetud õhu maht ei naase algsesse asendisse, vaid hoiab liikumist ülespoole tasemeni, kus tõusva ja ümbritseva õhu temperatuurid on ühtlustunud. Atmosfääri ebastabiilset olekut iseloomustavad suured vertikaalsed temperatuurigradiendid, mis on põhjustatud alumiste õhukihtide kuumutamisest. Sel juhul tormavad altpoolt soojenenud õhumassid kergematena õhku.

Oletame näiteks, et alumiste kihtide küllastumata õhk ulatub 2-ni km kihistunud ebastabiilne, st selle temperatuur

kõrgusega väheneb 1,2 ° iga 100 kohta mja õhu kohal küllastumisel on stabiilne kihistumine, st selle temperatuur langeb 0,6 ° iga 100 kohta mtõus (joonis 19, b). Sellises keskkonnas tõuseb kuiva adiabaatiliste seaduste kohaselt kuiva küllastumata õhu maht, st see jahtub 1 ° 100 kohta m Siis, kui selle temperatuur maapinna lähedal on 20 °, siis kõrgusel 1 kmsee muutub 10 °, samal ajal kui ümbritsev temperatuur on 8 °. Olles 2 ° soojem ja seetõttu kergem, kiirustub see maht kõrgemale. 2. kõrgusel kmjuba 4 ° korral on see keskkonnast soojem, kuna selle temperatuur tõuseb 0 ° -ni ja ümbritseva õhu temperatuur on -4 °. Olles jälle kergem, tõuseb kõnealune õhukogus jätkuvalt 3 kõrgusele kmkus selle temperatuur võrdub ümbritseva õhu temperatuuriga (-10 °). Pärast seda lõpetatakse eraldatud õhumahu tasuta tõstmine.

Atmosfääri seisundi määramiseks kasutatakse aeroloogilised diagrammid.Need on ristkülikukujuliste koordinaattelgedega skeemid, millel on kujutatud õhuseisundi omadused.

Ülemise õhu diagrammidel on perekonnad joonistatud kuivja märjad adiabaadidst kõverad, mis tähistavad graafiliselt õhu oleku muutumist kuivade adiabaatiliste ja niiskete adiabaatiliste protsesside ajal.

Joonis 20 näitab sellist diagrammi. Siin näidatakse isobaare vertikaalselt, isoterme (võrdse õhurõhu horisontaalsed jooned) horisontaalselt, kaldus püsivad jooned on kuivad adiabaadid, kaldus katkendjoon on märjad adiabaadid ja punktiirjooned spetsiifiline õhuniiskus. Allpool toodud diagramm näitab õhutemperatuuri kõveraid kahe punkti kõrgusega samal vaatlusperioodil - 15 tundi 3. mail 1965. Vasakul on temperatuurikõver vastavalt Leningradis vabanenud raadiosonde, paremal - Taškendis. Vasakpoolsest kõrgusekõvera kujust selgub, et Leningradis on õhk stabiilne. Sel juhul isobarilisele pinnale 500 mbvertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,55 ° 100 kohta mKahes väikeses kihis (pindadel 900 ja 700 mm) mb)registreeritud isoterm. See näitab, et Leningradi kohal kõrgusel 1,5–4,5 kmseal on atmosfääri rinne, mis eraldab madalama poolteise kilomeetri alumised õhumassid ülalpool paiknevast termilisest õhust. Kondensatsioonitaseme kõrgus, mis on määratud temperatuurikõvera positsiooniga niiske adiabaadi suhtes, on umbes 1 km(900 mb).

Taškendis oli õhus ebastabiilne kihistumine. Kuni 4. kõrguseni kmvertikaalne temperatuurigradient oli lähedane adiabaatilisele, s.o iga 100 kohta mtõusev temperatuur langes 1 ° võrra ja kõrgemale, 12-ni km- rohkem adiabaatilisi. Õhu kuivuse tõttu pilvi ei tekkinud.

Leningradi kohal toimus stratosfääri üleminek 9 kõrgusel km(300 mb)ja üle Taškent on palju kõrgem - umbes 12 km(200 mb).

Stabiilse atmosfääri ja piisava õhuniiskuse korral võivad moodustuda kihilised pilved ja udud ning ebastabiilse oleku ja kõrge õhuniiskusesisaldusega termiline konvektsioonmis viib kumu- ja kummipilvede moodustumiseni. Ebastabiilsuse seisund on seotud hoovihma, äikese, rahe, väikeste pööriste, tuulehoo jne tekkimisega.

n. Lennuki niinimetatud "loksumine", see tähendab lennuki viskamine lennu ajal, on põhjustatud ka atmosfääri ebastabiilsest olekust.

Suvel on atmosfääri ebastabiilsus pärastlõunal tavaline, kui maapinna lähedal õhukihid soojenevad. Seetõttu on paduvihma, lörtsi ja muid sarnaseid ohtlikke ilmastikunähtusi sagedamini pärastlõunal, kui ebastabiilsuse purunemise tõttu tekivad tugevad vertikaalsed voolud - tõusevja laskudesõhu liikumine. Sel põhjusel pärastlõunal lendavad lennukid kõrgusel 2–5 kmmaapinna kohal puutuvad nad rohkem kokku põrutamisega kui öise lennu ajal, kui selle stabiilsus suureneb õhu pinnakihi jahtumise tõttu.

Samuti väheneb õhuniiskus koos kõrgusega. Ligi pool kogu niiskusest on koondunud atmosfääri esimesse poolteist kilomeetrit ja esimese viie kilomeetri jooksul on peaaegu 9/10 kogu veeaurust.

Temperatuuri muutuste igapäevase olemuse illustreerimiseks koos kõrgusega troposfääris ja madalamas stratosfääris erinevates Maa piirkondades on joonisel 21 toodud kolm kihistumiskõverat 22-25-ni kmNeed kõverad joonistati raadiosondide vaatlustest kell 15:00: kaks jaanuaris - Olekminskis (Jakuutias) ja Leningradis ning kolmas juulis - Takhta-Bazaris (Kesk-Aasia). Esimest kõverat (Olekminsk) iseloomustab pinna ümberpööramine, mida iseloomustab temperatuuri tõus maapinnal -48 ° C kuni -25 ° umbes 1 kmSel ajal oli tropopaus Olekminski kohal 9 kõrgusel km(temperatuur -62 °). Stratosfääris täheldati temperatuuri tõusu kõrgusega, mille väärtus on tasemel 22 km läheneb -50 °. Teine kõver, mis tähistab temperatuuri muutust kõrgusega Leningradis, näitab väikese pinna inversiooni olemasolu, seejärel suure kihi isotermiat ja temperatuuri langust stratosfääris. Tasemel 25 kmtemperatuur on -75 °. Kolmas kõver (Takhta-Bazar) erineb väga põhjapoolsest punktist - Olekminskiga. Temperatuur maapinnal on üle 30 °. Tropopause asub 16 kõrgusel kmja üle 18 km tüüpiline temperatuuri tõus koos kõrgusega toimub lõunasuvel.

Eelmine peatükk ::: Sisukorra juurde ::: Järgmine peatükk

Maa pinnale langevad päikesekiired kuumutavad seda. Õhu kuumutamine toimub alt ülespoole, s.o maapinnast.

Soojuse ülekandmine madalamatest õhukihtidest ülemisse toimub peamiselt sooja soojendatud õhu tõusmise ja külma langemise tõttu. Seda õhukütte protsessi nimetatakse konvektsioon.

Muudel juhtudel toimub kuumuse ülekandumine dünaamika tõttu turbulents. Nn juhuslikud keerised, mis tekivad õhus selle hõõrdumise tõttu maapinnal horisontaalse liikumise ajal või erinevate õhukihtide üksteise suhtes hõõrde ajal.

Konvektsiooni nimetatakse mõnikord termiliseks turbulentsiks. Konvektsiooni ja turbulentsi ühendab mõnikord üldnimi - vahetus.

Madalama atmosfääri jahutamine toimub teisiti kui kuumutamine. Maa pind kaotab pidevalt silmale nähtamatute soojuskiirte kiirguse kaudu ümbritsevasse atmosfääri soojust. Jahutus muutub eriti tugevaks pärast päikeseloojangut (öösel). Soojusjuhtivuse tõttu jahutatakse järk-järgult ka maapinnaga külgnevad õhumassid, viies seejärel selle jahutuse üle peal asuvatesse õhukihtidesse; samal ajal kui kõige madalamad kihid jahutatakse kõige intensiivsemalt.

Sõltuvalt päikeseküttest muutub aasta ja päeva jooksul õhude alumiste kihtide temperatuur, ulatudes maksimaalselt umbes 13-14 tunnini. Õhutemperatuuri päevased erinevused sama päeva eri päevadel on ebastabiilsed; selle väärtus sõltub peamiselt ilmastikuoludest. Seega on õhu alumiste kihtide temperatuuri muutused seotud maa (aluspinna) temperatuuri muutustega.

Õhutemperatuuri muutused ilmnevad ka selle vertikaalsetest liikumistest.

On teada, et õhk laieneb laienemise ajal ja kuumutamisel soojeneb see. Ülespoole liikumise ajal atmosfääris madalama rõhu alla jääv õhk laieneb ja jahtub ning vastupidi, allapoole liikumise ajal õhk soojeneb, surudes kokku. Õhutemperatuuri muutused selle vertikaalsete liikumiste ajal määravad suuresti pilvede moodustumise ja hävimise.

Õhutemperatuur langeb tavaliselt kõrgusega. Keskmise temperatuuri muutus kõrgusega Euroopa kohal suvel ja talvel on toodud tabelis "Keskmine õhutemperatuur Euroopa kohal".

Temperatuuri langust koos kõrgusega iseloomustab vertikaalne temperatuurigradient. Seda nimetatakse temperatuuri muutuseks iga 100 m kõrguse kohta. Tehniliste ja aeronavigatsiooniliste arvutuste jaoks võetakse vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus 0,6. Tuleb arvestada, et see väärtus on muutuv. Võib juhtuda, et ühegi õhukihi korral ei muutu temperatuur kõrgusega.

Selliseid kihte nimetatakse isotermia kihid.

Üsna sageli on atmosfääris nähtus, kui teatud kihis tõuseb temperatuur isegi kõrgusega. Selliseid atmosfääri kihte nimetatakse inversioonikihid. Inversioonid tulenevad mitmesugustest põhjustest. Üks neist on aluspinna jahutamine kiirgusega öösel või talvel selge taevaga. Mõnikord jahtuvad rahuliku või kerge tuule korral ka õhu pinna-elevandid ja muutuvad külmemaks kui peal olevad kihid. Seetõttu on õhk kõrgusel soojem kui allpool. Selliseid inversioone nimetatakse kiirgus. Tugevaid radiatsiooni inversioone täheldatakse tavaliselt lumekatte kohal ja eriti mägikondades ning ka rahuliku ilmaga. Inversioonikihid ulatuvad kümnete või sadade meetriteni.

Inversioonid tekivad ka sooja õhu liikumise (advektsiooni) tagajärjel külmale aluspinnale. Need on nn omadussõnad. Nende ümberpööramiste kõrgus on mitusada meetrit.

Lisaks nendele inversioonidele täheldatakse ka frontaalseid inversioone ja kokkusurumise inversioone. Frontaalsed inversioonid tekivad siis, kui soe õhk voolab külmematesse. Kompressioonipöördused tekivad õhu langetamisel atmosfääri ülemisest osast. Sellisel juhul kuumutatakse langevat õhku mõnikord nii tugevalt, et selle aluskihid on külmemad.

Temperatuuri inversioone täheldatakse troposfääri erinevatel kõrgustel, enamasti umbes 1 km kõrgusel. Inversioonikihi paksus võib ulatuda mitmetest kümnetest kuni mitmesaja meetrini. Temperatuuri erinevus ümberpööramise ajal võib ulatuda 15-20 ° -ni.

Inversioonide kihid mängivad ilmastikuolude korral suurt rolli. Kuna pöördkihis on õhk soojem kui aluskihis, ei saa alumiste kihtide õhk tõusta. Seetõttu pärsivad ümberpööratud kihid vertikaalseid liikumisi selle all olevas õhukihis. Inversioonikihi all lennates täheldatakse tavaliselt konarusi. Inversioonikihi kohal toimub tavaliselt õhusõiduki lend. Inversioonide kihtide all tekivad nn lainelised pilved.

Õhutemperatuur mõjutab piloteerimise tehnikat ja materjali tööd. Maapinna lähedal temperatuuril alla -20 ° õli külmub, seetõttu tuleb see valada kuumutatud olekusse. Madala temperatuuriga lennu ajal jahutatakse vett mootori jahutussüsteemis intensiivselt. Kõrgendatud temperatuuril (üle + 30 °) võib mootor üle kuumeneda. Õhutemperatuur mõjutab ka lennuki meeskonna töötulemusi. Madalatel temperatuuridel, ulatudes stratosfääris kuni -56 ° -ni, on meeskonna jaoks vaja spetsiaalset vormiriietust.

Õhutemperatuur on ilmaennustamisel väga oluline.

Õhutemperatuuri mõõtmiseks lennukis lennuki ajal kasutatakse lennuki külge kinnitatud elektrilisi termomeetreid. Õhutemperatuuri mõõtmisel tuleb arvestada, et tänapäevaste lennukite suure kiiruse tõttu annavad termomeetrid vigu. Lennuki suured kiirused põhjustavad termomeetri enda temperatuuri tõusu, mis on tingitud selle paagi hõõrdumisest õhku ja kuumutamise mõjust õhu kokkusurumise tõttu. Kuumutamine hõõrdumisest õhusõiduki lennukiiruse suurenemisega suureneb ja seda väljendatakse järgmiste väärtustega:

Kiirus km / h .............. 100 200 Z00 400 500 600

Hõõrdküte ....... 0 °, 34 1 °, 37 3 ° .1 5 °, 5 8 °, 6 12 °, b

Kokkupressimisest tulenev kuumus väljendatakse järgmistes kogustes:

Kiirus km / h .............. 100 200 300 400 500 600

Kompressiooniküte ........ 0 °, 39 1 °, 55 3 °, 5 5 °, 2 9 °, 7 14 °, 0

Pilvedes lennu ajal lennukile paigaldatud termomeetri näitude moonutused on 30% väiksemad kui ülaltoodud väärtused, mis on tingitud asjaolust, et osa hõõrdumisest ja kokkusurumisest tekkivast soojusest kulub õhus tilkadena kondenseerunud vee aurustamiseks.

Õhutemperatuur Mõõtühikud, temperatuuri muutus koos kõrgusega. Inversioon, isotermia, inversioonide tüübid, adiabaatiline protsess.

ÕhutemperatuurKas selle termilist olekut iseloomustab kogus. Seda väljendatakse kas Celsiuse kraadides (ºС Celsiuse kraadides skaala järgi või Kelvinites (K)) absoluutskaalal. Üleminek temperatuurilt Kelvinites temperatuurile Celsiuse kraadides toimub vastavalt järgmisele valemile:

t \u003d T-273º

Madalamat atmosfääri (troposfääri) iseloomustab temperatuuri langus kõrgusega 0,65 ° C 100 m kohta.

Sellist temperatuurimuutust kõrgusega 100m nimetatakse vertikaalseks gradiendiks. Teades temperatuuri maapinnal ja kasutades vertikaalse gradiendi väärtust, saate arvutada ligikaudse temperatuuri mis tahes kõrgusel (näiteks temperatuuril maapinnal + 20ºС 5000 m kõrgusel) on temperatuur võrdne:

20 ° (0,65 * 50) \u003d - 12, 5.

Vertikaalne gradient γ ei ole konstantne ja sõltub õhumassi tüübist, kellaajast ja aastaajast, aluspinna olemusest ja muudest põhjustest. Temperatuuri languse korral kõrgusega loetakse γ positive positiivseks, kui temperatuur ei muutu kõrgusega, nimetatakse γ \u003d 0  kihte isotermiline. The Atmosfääri kihid, kus temperatuur tõuseb kõrgusega (γ)< 0), называются inversioon. Sõltuvalt vertikaalse temperatuurigradiendi suurusest võib atmosfääri seisund olla stabiilne, ebastabiilne või ükskõikne kuiva (mitte küllastunud) või küllastunud õhu suhtes.

Õhutemperatuuri alandamine, kui see tõuseb adiabaatiliselt, st ilma õhu osakeste soojusvahetuseta keskkonnaga. Kui õhuosake tõuseb, toimub selle mahu suurenemine, samal ajal kui osakese sisemine energia väheneb.

Kui osake langeb, surub see kokku ja suureneb selle sisemine energia. Sellest järeldub, et õhumahu ülespoole liikumisel selle temperatuur väheneb ja allapoole liikumise korral see tõuseb. Need protsessid mängivad olulist rolli pilvede moodustumisel ja kujunemisel.

Horisontaalne gradient on temperatuur, mida väljendatakse kraadides 100 km kaugusel. Külmast sooja ja soojalt külmale liikudes võib see ületada 10º 100 km kohta.

Inversioonide tüübid.

Inversioonid on peatavad kihid, need suruvad õhku vertikaalseid liikumisi, nende all on kogunenud veeaur või muud tahked osakesed, mis halvendavad nähtavust, udu ja mitmesuguste pilvede vormid. Inversioonikihid on ka horisontaalse õhu liikumise pidurikihid. Paljudel juhtudel on need kihid tuule purunemise pinnad. Pöördeid troposfääris võib täheldada maapinnal ja suurtel kõrgustel. Võimas ümberpööramise kiht on tropopaus.

Sõltuvalt põhjustest eristatakse järgmist tüüpi inversioone:

1. Kiirgus - pinna õhukihi jahutamise tulemus, tavaliselt öösel.

2. Advektiiv - sooja õhu viimisel külma aluspinnale.

3. Kokkusurumine või langetamine - moodustuvad istuvate antitsüklonite keskosades.

1. Õhutemperatuur, selle muutus kõrgusega. Inversioonikiht. Isotermia kiht. Mõju lennunduse tööle.

2. Äike. Esinemise põhjus. Äikesepilvede arenguetapid ja struktuur. Nende moodustumise sünoptilised ja ilmastikuolud.

3. Meteoroloogiateenuste omadused lennutegevuses.

1. Õhutemperatuur – kuumutamise aste või õhu termilise oleku iseloomustus. See on võrdeline õhumolekulide liikumisenergiaga, mõõdetuna kraadides Celsiuse skaalal (0 C) või Kelvini (0 K) absoluutskaalal. (Fahrenheiti skaalat (0 F) kasutatakse Inglismaal ja USA-s.)

t 0 C \u003d (t 0 F -32) x5 / 9

Temperatuuri mõõtmiseks kasutatakse termomeetreid, mis jagunevad:

vastavalt toimimispõhimõttele: vedel (elavhõbe ja alkohol), metall (takistustermomeetrid, bimetallplaadid ja spiraalid), pooljuhid (termistorid):

kokkuleppel: kiireloomuliseks, maksimaalseks ja minimaalseks.

Meteoroloogilistes kohtades paigaldatakse termomeetrid meteoroloogiakabiinidesse maapinnast 2 m kõrgusel. Meteoroloogiakabiin peaks olema hästi ventileeritud ja kaitsma sinna paigaldatud seadmeid päikesevalguse eest.

Päevane temperatuuri kõikumine. Pinnakihis temperatuur päeva jooksul muutub. Minimaalset temperatuuri peetakse tavaliselt päikesetõusu ajal: juulis umbes 3 tundi, jaanuaris umbes 7 tundi kohaliku päikese aja järgi. Maksimaalset temperatuuri täheldatakse umbes 14-15 tundi.

Temperatuuri kõikumise amplituud võib varieeruda mitmest kraadist kümneteni. See sõltub aastaajast, koha laiusest, kõrgusest merepinnast, topograafiast, aluspinna olemusest, pilvede olemasolust ja turbulentsi arengust. Suurim amplituud ilmneb madalatel laiuskraadidel liiva- või kivise pinnasega basseinides pilvitu päevadel. Merede ja ookeanide kohal on temperatuuride ööpäevane kõikumine ebaoluline.

Temperatuuri aastane erinevus. Aasta jooksul täheldatakse mandrite kohal olevas pinnakihis maksimaalset õhutemperatuuri suve keskel, ookeanide kohal - suve lõpus minimaalne temperatuur - talve keskel või lõpus.

Aastase kursuse amplituud sõltub koha laiusest, mere lähedusest ja kõrgusest merepinnast. Minimaalset temperatuuri peetakse ekvatoriaaltsoonis, maksimaalset - terava mandrikliimaga piirkondades.

Ka looduses täheldatud mitteperioodilised temperatuurimuutused. Neid seostatakse meteoroloogilise olukorra muutumisega (tsüklonite ja antitsüklonite läbimine, atmosfääri rinded, sooja või külma õhumassi sissetung).

Temperatuuri muutus koos kõrgusega.

Kuna atmosfääri alumist osa kuumutatakse peamiselt maapinnast, siis troposfääris õhutemperatuur tavaliselt väheneb.

Temperatuuri jaotuse kohta, mille kõrgus ületab punkti, saate selge graafiku temperatuuri ja kõrguse vahel, mida nimetatakse kihistumiskõver. (Vt lisa joonis 5, joonis 5a.)

Teatud meteoroloogilise elemendi (nt temperatuur, rõhk, tuul) ruumilise variatsiooni kvantifitseerimiseks on mõiste gradient - ilmastiku elemendi väärtuse muutus vahemaaühiku kohta.

Meteoroloogias kasutatakse vertikaalseid ja horisontaalseid temperatuurigradiente.

Vertikaalne temperatuurigradientγ - temperatuuri muutus 100 m kõrguse kohta. Temperatuuri langemisel kõrgusega γ\u003e 0 (normaalne temperatuurijaotus); temperatuuri tõusuga koos kõrgusega ( inversioon) - γ < 0; ja kui õhutemperatuur ei muutu kõrgusega ( isotermia), siis y \u003d 0.

Inversioonid viivitavad kihid, need summutavad õhu vertikaalset liikumist; Nende all tekivad veeauru või nähtavust halvendavate lisandite kogunemised, tekivad udud ja mitmesugused pilved. Inversioonikihid on horisontaalse õhu liikumise pärssivad kihid.

Paljudel juhtudel on need kihid tuule murdumise pinnad (inversiooni kohal ja all), tuule suuna kiirus muutub järsult.

Sõltuvalt põhjustest eristatakse järgmist tüüpi inversioone:

Kiirguse inversioon - ümberpööramine, mis toimub maapinna lähedal suure soojushulga poolt põhjustatud kiirguse (kiirguse) tõttu. See protsess toimub selge taeva korral soojal poolaastal öösel ja kogu päeva jooksul külmas. Soojal aastaajal ei ületa nende vertikaalne paksus mitukümmend meetrit. Päikese tõustes sellised inversioonid tavaliselt varisevad. Talvel on neil ümberpööramistel suur vertikaalne jõud (mõnikord 1-1,5 km) ja neid hoitakse mitu päeva ja isegi nädalaid.

Omadussõna inversioon See moodustub sooja õhu liikumisel (advektsioon) mööda külma aluspinda. Alumised kihid jahutatakse ja see jahutus viiakse turbulentse segamisega kõrgematesse kihtidesse. Turbulentsi järsu languse kihis täheldatakse teatud temperatuuri tõusu (inversioon). Advektiivne ümberpööramine toimub maapinnast mitmesaja meetri kõrgusel. Vertikaalne jõud on mitukümmend meetrit. Kõige sagedamini aasta külmal poolel.

Tihenduse või vajumise ümberpööramine see moodustub kõrgrõhualas (antitsüklon) õhu ülemiste kihtide alandamise (settimise) ja selle kihi adiabaatilise kuumutamise tagajärjel 10 ° C iga 100 m kohta. Langev kuumutatud õhk ei ulatu maapinnale iseenesest, vaid levib teatud kõrgusel, moodustades kõrgendatud temperatuuriga kihi (inversioon). Sellel ümberpööramisel on suur horisontaalne ulatus. Vertikaalne läbilaskevõime on mitusada metroo. Kõige sagedamini moodustuvad need pöörded 1-3 km kõrgusel.

Frontaalne inversioon See on ühendatud esiosadega, mis on külma ja sooja õhumassi vahelised üleminekukihid. Nendes sektsioonides asub külm õhk alati allpool terava kiilu kujul ja soe õhk on kõrgem kui külm. Nende vahelist siirdekihti nimetatakse frontaaltsooniks ja see on mitmesaja meetri paksune inversioonikiht.

Pinnakihis täheldatud ümberpööramine raskendab ilmastikuolusid, tekitades raskusi õhusõiduki õhkutõusmisel ja maandumisel, samuti madalatel kõrgustel lendudel.

Inversioonide ajal moodustub udu, udu, halveneb horisontaalne nähtavus ja madal pilvekate, mis takistab lennukite visuaalset starti ja maandumist.

Kõrgustel (suurtel kõrgustel - tropopausi kiht) täheldatud pöördeid seostatakse paljude pilvevormidega, mille paksus ulatub mõnikord mitme kilomeetrini. Laineid võib ilmneda inversioonide pinnale (nagu meri, kuid rootorid), kuid palju suurema amplituudiga. Sellistest lainetest ja rootoritest lennates ning nende ristumiskohas kogeb õhusõiduk loksumist

Esimestes sektsioonides tutvusime üldiselt atmosfääri vertikaalse struktuuri ja temperatuurimuutustega kõrguse osas.

Siin käsitleme mõnda huvitavat temperatuuri režiimi tunnust troposfääris ja ümbritsevates sfäärides.

Temperatuur ja niiskus troposfääris. Troposfäär on kõige huvitavam kera, kuna siin moodustuvad kivimi moodustumise protsessid. Troposfääris, nagu peatükis juba märgitud Mina, langeb õhutemperatuur kõrguse tõusuga keskmiselt 6 ° kilomeetri kohta või 0,6 ° 100 kohta mSeda vertikaalse temperatuurigradiendi väärtust täheldatakse kõige sagedamini ja seda määratletakse paljude mõõtmiste keskmisena. Tegelikult on vertikaalse temperatuurigradiendi muutused Maa parasvöötme laiuskraadidel. See sõltub aastaaegadest, kellaajast, atmosfääriprotsesside olemusest ja troposfääri madalamates kihtides - peamiselt aluspinna temperatuurist.

Jätkusuutlik ja ebastabiilne õhkkond. Troposfääri õhku kuumutatakse aluspinnalt. Õhutemperatuur varieerub sõltuvalt kõrgusest ja sõltuvalt õhurõhust. Kui see juhtub ilma keskkonnaga soojusvahetuseta, nimetatakse seda protsessi adiabaatiliseks. Tõusev õhk annab sisemise energia tõttu tööd, mis kulub välise takistuse ületamiseks. Seetõttu tõuseb õhk jahtudes ja langetades soojeneb.

Adiabaatilised temperatuurimuutused toimuvad üle kuiv adiabaatilineja märjad adiabaatilised seadused.Vastavalt sellele eristatakse ka temperatuuri muutumise vertikaalseid gradiente kõrgusega. Kuiv adiabaatiline gradienton kuiva või märja küllastumata õhu temperatuuri muutus iga 100 kg kohta; mselle tõstmine ja langetamine 1 võrra °, aga märg adiabaatiline gradienton niiske küllastunud õhu temperatuuri langus iga 100 kohta mtõus alla 1 °.

Tabelis 15 on toodud märja adiabaatilise gradiendi keskmised väärtused erinevatel temperatuuridel ja väärtustel

rõhk 1000, 750 ja 500 mbmis vastab umbkaudu maapinnale ja kõrgustele 2,5–5,5km

Soojal aastaajal on vertikaalne temperatuurigradient keskmiselt 0,6–0,7 ° 100 kohta mtõusu. Teades temperatuuri maapinnast, on võimalik arvutada ligikaudsed temperatuuriväärtused erinevatel kõrgustel. Kui näiteks maapinnal on õhutemperatuur 28 °, siis eeldades, et vertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,7 ° 100 kohta mvõi 7 ° kilomeetri kohta, saame selle 4 kõrgusel kmtemperatuur on 0 °. Temperatuuri gradient talvel keskmaa laiuskraadidel ületab harva 0,4–0,5 ° 100 kohta m:Sageli on juhtumeid, kui eraldi õhukihtides temperatuur peaaegu ei muutu kõrgusega, st toimub isotermia.

Õhutemperatuuri vertikaalse gradiendi suuruse järgi saab hinnata atmosfääri tasakaalu olemust - stabiilne või ebastabiilne.

Kell püsiv tasakaalõhumassi atmosfäär ei näita kalduvust vertikaalsetele liikumistele. Sel juhul, kui liigutate teatud koguse õhku üles, naaseb see algasendisse.

valamu, üritades jõuda algsele tasemele, st maa pinnale.

Oletame näiteks, et alumiste kihtide küllastumata õhk ulatub 2-ni km kihistunud ebastabiilne, st selle temperatuur

Atmosfääri seisundi määramiseks kasutatakse aeroloogilised diagrammid.Need on ristkülikukujuliste koordinaattelgedega skeemid, millel on kujutatud õhuseisundi omadused. Ülemise õhu diagrammidel on perekonnad joonistatud kuivja märjad adiabaadidst kõverad, mis tähistavad graafiliselt õhu oleku muutumist kuivade adiabaatiliste ja niiskete adiabaatiliste protsesside ajal.

Joonis 20 näitab sellist diagrammi. Siin näidatakse isobaare vertikaalselt, isoterme (võrdse õhurõhu horisontaalsed jooned) horisontaalselt, kaldus püsivad jooned on kuivad adiabaadid, kaldus katkendjoon on märjad adiabaadid ja punktiirjooned spetsiifiline õhuniiskus. Alloleval diagrammil on õhutemperatuuri kõverad kahe punkti kõrgusega samal vaatlusajal - 15 tundi 3. mail 1965. Vasakul on temperatuurikõver vastavalt Leningradis vabanenud raadiosonde, paremal - Taškendis. Vasakpoolsest kõrgusekõvera kujust selgub, et Leningradis on õhk stabiilne. Sel juhul isobarilisele pinnale 500 mbvertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,55 ° 100 kohta mKahes väikeses kihis (pindadel 900 ja 700 mm) mb)registreeritud isoterm. See näitab, et Leningradi kohal kõrgusel 1,5–4,5 kmseal on atmosfääri rinne, mis eraldab madalama poolteise kilomeetri alumised õhumassid ülalpool paiknevast termilisest õhust. Kondensatsioonitaseme kõrgus, mis on määratud temperatuurikõvera positsiooniga niiske adiabaadi suhtes, on umbes 1 km(900 mb).

Leningradi kohal toimus stratosfääri üleminek 9 kõrgusel km(300 mb)ja üle Taškent on palju kõrgem - umbes 12 km(200 mb).

Stabiilse atmosfääri ja piisava õhuniiskuse korral võivad moodustuda kihilised pilved ja udud ning ebastabiilse oleku ja kõrge õhuniiskusesisaldusega termiline konvektsioonmis viib kumu- ja kummipilvede moodustumiseni. Duššide, äikese, rahe, väikeste keeriste, tuulehoo jne moodustumist seostatakse ebastabiilsuse seisundiga.Õhusõiduki nn “loksumist”, see tähendab lennuki viskeid lennu ajal, põhjustab ka atmosfääri ebastabiilne seisund.

Samuti väheneb õhuniiskus koos kõrgusega. Ligi pool kogu niiskusest on koondunud atmosfääri esimesse poolteist kilomeetrit ja esimese viie kilomeetri jooksul on peaaegu 9/10 kogu veeaurust.

- Allikas—

Poghosyan, H.P. Maa atmosfäär / H.P. Poghosyan [ja dr.]. - M .: Haridus, 1970.- 318 lk.

Postituse vaatamised: 6 604

inversioon

Õhutemperatuur Mõõtühikud, temperatuuri muutus koos kõrgusega. Inversioon, isotermia, inversioonide tüübid, adiabaatiline protsess.

Seotud artiklid