В първите раздели, в които се срещнахме общ контурс вертикалната структура на атмосферата и с промените на температурата с надморската височина.

Тук ще разгледаме някои интересни функциитемпературен режим в тропосферата и в надлежащите сфери.

Температура и влажност в тропосферата. Тропосферата е най-интересната област, тъй като тук се образуват скалообразуващи процеси. В тропосферата, както вече беше посочено в главата аз, температурата на въздуха се понижава с надморската височина средно с 6° за всеки километър издигане или с 0,6° на 100 м.Тази стойност на вертикалния температурен градиент се наблюдава най-често и се определя като средна от много измервания. Всъщност вертикалният температурен градиент в умерени шириниЗемята е променлива. Зависи от сезоните на годината, времето на деня, характера атмосферни процеси, а в долните слоеве на тропосферата - главно от температурата на подстилащата повърхност.

IN топло времегодини, когато слоят въздух в близост до повърхността на земята е достатъчно загрят, температурата намалява с височина. Когато повърхностният слой въздух е силно нагрят, величината на вертикалния температурен градиент надхвърля дори 1° на всеки 100 мповдигане.

През зимата при силно охлаждане на земната повърхност и приземния слой въздух вместо понижаване се наблюдава повишаване на температурата с височина, т.е. възниква температурна инверсия. Най-силните и най-мощни инверсии се наблюдават в Сибир, особено в Якутия през зимата, където преобладава ясно и тихо време, което насърчава радиацията и последващото охлаждане на повърхностния слой въздух. Много често температурната инверсия тук се простира на височина 2-3 км,и разликата между температурата на въздуха на земната повърхност и горна границаобръщането често е 20-25°. Инверсиите също са характерни за централни райониАнтарктика. През зимата се срещат в Европа, особено в източната й част, Канада и други райони. Големината на изменението на температурата с височина (вертикален температурен градиент) до голяма степен определя климатичните условия и видовете движения на въздуха във вертикална посока.

Стабилна и нестабилна атмосфера. Въздухът в тропосферата се нагрява от подлежащата повърхност. Температурата на въздуха варира в зависимост от надморската височина атмосферно налягане. Когато това се случи без топлообмен с среда, тогава такъв процес се нарича адиабатен. Издигащият се въздух произвежда работа поради вътрешна енергия, която се изразходва за преодоляване на външно съпротивление. Следователно, когато въздухът се издига, той се охлажда, а когато се спуска, се нагрява.

Адиабатните промени на температурата възникват според сух адиабатИ влажни адиабатни закони.Съответно се разграничават и вертикални градиенти на промените на температурата с височина. Сух адиабатен градиент- е промяната в температурата на сух или влажен ненаситен въздух за всеки 100 мповдигане и спускане с 1 °, А влажен адиабатен градиент- това е намаляване на температурата на влажния наситен въздух на всеки 100 мнадморска височина по-малка от 1°.

Когато сух или ненаситен въздух се покачва или понижава, температурата му се променя според сухоадиабатичния закон, т.е. пада или се повишава съответно с 1° на всеки 100 м.Тази стойност не се променя, докато въздухът, когато се издига, достигне състояние на насищане, т.е. ниво на кондензацияводна пара. Над това ниво, поради кондензация, започва да се отделя латентна топлина на изпарение, която се използва за загряване на въздуха. Тази допълнителна топлина намалява количеството охлаждане, което въздухът получава, докато се издига. По-нататъшното издигане на наситения въздух става по влажно-адиабатния закон и температурата му намалява с не повече от 1° на 100 м,но по-малко. Тъй като съдържанието на влага във въздуха зависи от неговата температура, колкото по-висока е температурата на въздуха, толкова повече топлина се отделя по време на кондензация и колкото по-ниска е температурата, толкова по-малко топлина. Следователно адиабатичният градиент на влага в топлия въздух е по-малък, отколкото в студения въздух. Например, при температура на повърхността на земята на издигащия се наситен въздух +20 °, влажният адиабатен градиент в долната тропосфера е 0,33-0,43 ° на 100 m, а при температура от минус 20 ° неговите стойности варират от 0,78° до 0,87° на 100м.

Влажният адиабатен градиент също зависи от налягането на въздуха: колкото по-ниско е налягането на въздуха, толкова по-нисък е влажният адиабатен градиент при същата начална температура. Това се случва, защото при ниско налягане плътността на въздуха също е по-малка, следователно освободената топлина от кондензация отива за загряване на по-малка маса въздух.

Таблица 15 показва осреднените стойности на влагоадиабатния градиент при различни температури и стойности

налягане 1000, 750 и 500 mb,което приблизително съответства на повърхността на земята и височини от 2,5-5,5км.

През топлия сезон вертикалният температурен градиент е средно 0,6-0,7° на 100 мповдигане. Познавайки температурата на земната повърхност, е възможно да се изчислят приблизителните температурни стойности на различни височини. Ако, например, температурата на въздуха на повърхността на земята е 28°, тогава, ако приемем, че вертикалният температурен градиент е средно 0,7° на 100 мили 7° на километър, получаваме това при надморска височина 4 кмтемпературата е 0°. Температурният градиент през зимата в средните географски ширини над сушата рядко надвишава 0,4-0,5° на 100 м:Често има случаи, когато в определени слоеве въздух температурата почти не се променя с височина, т.е. възниква изотермия.

По величината на вертикалния градиент на температурата на въздуха може да се прецени естеството на равновесието на атмосферата - стабилно или нестабилно.

При стабилно равновесиеатмосфера, въздушните маси не са склонни да се движат вертикално. В този случай, ако определен обем въздух се измести нагоре, той ще се върне в първоначалното си положение.

Стабилно равновесие възниква, когато вертикалният температурен градиент на ненаситения въздух е по-малък от сухия адиабатен градиент, а вертикалният температурен градиент на наситения въздух е по-малък от влажния адиабатен. Ако при това условие малък обем ненаситен въздух се повдигне до определена височина чрез външно въздействие, тогава веднага щом действието престане външна сила, този обем въздух ще се върне към предишна позиция. Това се случва, защото повдигнатият обем въздух, изразходвал вътрешна енергия за своето разширяване, се охлажда с 1° на всеки 100 м(според сухоадиабатния закон). Но тъй като вертикалният температурен градиент на околния въздух беше по-малък от сухоадиабатния, се оказа, че повдигнатият обем въздух на дадена надморска височина има по-ниска температура от околния въздух. Имайки по-висока плътност в сравнение с плътността на околния въздух, той трябва да потъне, докато достигне първоначалното си състояние. Нека покажем това с пример.

Да приемем, че температурата на въздуха на земната повърхност е 20°, а вертикалният температурен градиент в разглеждания слой е 0,7° на 100 м.С тази стойност на градиента температурата на въздуха на надморска височина от 2 кмще бъде равен на 6° (фиг. 19, А).Под въздействието на външна сила, обем от ненаситен или сух въздух, повдигнат от повърхността на земята до тази височина, охлаждайки се според сухоадиабатния закон, т.е. с 1° на 100 m, ще се охлади с 20° и ще поеме температура равна на 0°. Този обем въздух ще бъде с 6° по-студен от околния въздух и следователно по-тежък поради по-висока плътност. Така че той ще започне

слизат, опитвайки се да достигнат първоначалното ниво, т.е. повърхността на земята.

Подобен резултат ще се получи и при издигащ се наситен въздух, ако вертикалният градиент на температурата на околната среда е по-малък от влажния адиабатен. Следователно, когато стабилно състояниеатмосфера в хомогенна въздушна маса не се получава бързо образуване на купести и купесто-дъждовни облаци.

Най-стабилното състояние на атмосферата се наблюдава при малки стойности на вертикалния температурен градиент и особено по време на инверсии, тъй като в този случай по-топъл и по-лек въздух се намира над долния студен и следователно тежък въздух.

При нестабилно атмосферно равновесиеОбемът въздух, издигнат от повърхността на земята, не се връща в първоначалното си положение, а поддържа движението си нагоре до ниво, при което температурите на издигащия се и околния въздух се изравняват. Нестабилното състояние на атмосферата се характеризира с големи вертикални температурни градиенти, които се дължат на нагряване на долните слоеве на въздуха. В същото време нагрятите въздушни маси отдолу, като по-леки, се втурват нагоре.

Да предположим например, че ненаситеният въздух в долните слоеве до височина 2 кмстратифициран нестабилно, т.е. неговата температура

намалява с надморската височина с 1,2° на всеки 100 м,и над въздуха, като се насити, има стабилна стратификация, т.е. температурата му пада с 0,6° на всеки 100 миздигания (фиг. 19, b). Веднъж попаднал в такава среда, обемът на сухия ненаситен въздух ще се повиши според сухоадиабатния закон, т.е. охлажда се с 1° на 100 м.Тогава, ако температурата му на повърхността на земята е 20°, то на надморска височина 1 кмтя ще стане равна на 10°, докато температурата на околната среда е 8°. Тъй като е с 2° по-топъл и следователно по-лек, този обем ще се увеличи. На надморска височина 2 кмще бъде по-топъл от околната среда с 4°, тъй като температурата му ще достигне 0°, а температурата на околния въздух е -4°. Като отново е по-лек, въпросният обем въздух ще продължи да се покачва до височина 3 км,къде ще стане температурата му еднаква температурасреда (-10°). След това свободното издигане на определения обем въздух ще спре.

За определяне на състоянието на атмосферата се използват аерологични диаграми.Това са диаграми с правоъгълни координатни оси, по които се нанасят характеристиките на състоянието на въздуха. Семействата са показани на аерологични диаграми сухаИ мокри адиабати,т.е. криви, представящи графично промяната в състоянието на въздуха по време на сухоадиабатни и мокроадиабатни процеси.

Фигура 20 показва такава диаграма. Тук изобарите са изобразени вертикално, изотермите (линии на равно налягане на въздуха) хоризонтално, наклонени плътни линии - сухи адиабати, наклонени прекъснати линии - мокри адиабати, пунктирани линии специфична влажност. На диаграмата по-долу са показани криви на изменение на температурата на въздуха с височина в две точки за един и същ период на наблюдение - 15 часа на 3 май 1965 г. Вляво е температурната крива по данни от радиозондата, публикувана в Ленинград, вдясно - в Ташкент. От формата на лявата крива на изменение на температурата с височина следва, че в Ленинград въздухът е стабилен. Освен това до изобарната повърхност 500 мбвертикалният температурен градиент е средно 0,55° на 100 м.На два малки слоя (на повърхности 900 и 700 мб)регистрирана изотермия. Това показва, че над Ленинград на височини 1,5-4,5 кмразположен атмосферен фронт, разделяйки студените въздушни маси в долния километър и половина от топлия въздух, разположен отгоре. Височината на нивото на кондензация, определена от положението на температурната крива спрямо мокрия адиабат, е около 1 км(900 мб).

В Ташкент въздухът имаше нестабилна стратификация. До височина 4 кмвертикалният температурен градиент беше близък до адиабатичен, т.е. за всеки 100 мС повишаването на температурата температурата се понижи с 1°, а над това до 12 км- по-адиабатен. Заради сухия въздух не се образуваха облаци.

Над Ленинград преходът към стратосферата се случи на височина 9 градуса км(300 mb),а над Ташкент е много по-високо - около 12 км(200 MB).

При стабилно състояние на атмосферата и достатъчна влажност могат да се образуват слоести облаци и мъгли, а при нестабилно състояние и висока влажност на атмосферата, топлинна конвекция,което води до образуването на купести и купесто-дъждовни облаци. Състоянието на нестабилност е свързано с образуването на дъждове, гръмотевични бури, градушки, малки водовъртежи, шквалове и т.н. Така наречената „неравност“ на самолета, т.е. самолетът подскача по време на полет, също се причинява от нестабилното състояние на атмосфера.

През лятото атмосферната нестабилност е често срещана следобед, когато слоевете въздух близо до земната повърхност се нагряват. Следователно проливни дъждове, бури и подобни опасни метеорологични явления се наблюдават по-често в следобедните часове, когато възникват силни вертикални течения поради прекъсване на нестабилността - възходящИ низходящдвижение на въздуха. Поради тази причина самолетите летят през деня на височина 2-5 кмнад повърхността на земята, те са по-податливи на „неравности“, отколкото по време на нощен полет, когато поради охлаждането на повърхностния слой въздух неговата стабилност се увеличава.

Влажността на въздуха също намалява с надморската височина. Почти половината от цялата влажност е концентрирана в първите един и половина километра от атмосферата, а първите пет километра съдържат почти 9/10 от цялата водна пара.

За да илюстрира ежедневно наблюдавания характер на температурните промени с височина в тропосферата и долната стратосфера в различни региони на Земята, Фигура 21 показва три стратификационни криви до височина 22-25 км.Тези криви са построени въз основа на радиозондови наблюдения в 15 часа: две през януари - Олекминск (Якутия) и Ленинград, а третата през юли - Тахта-Базар (Централна Азия). Първата крива (Олекминск) се характеризира с наличието на повърхностна инверсия, характеризираща се с повишаване на температурата от -48 ° на земната повърхност до -25 ° на надморска височина от около 1 км.По това време тропопаузата над Олекминск беше на надморска височина 9 градуса км(температура -62°). В стратосферата се наблюдава повишаване на температурата с надморска височина, чиято стойност е 22 кмнаближаваше -50°. Втората крива, представляваща промяната на температурата с височина в Ленинград, показва наличието на малка повърхностна инверсия, след това изотерма в голям слой и намаляване на температурата в стратосферата. На ниво 25 кмтемпературата е -75°. Третата крива (Тахта-Базар) е много различна от северната точка - Олекминск. Температурата на земната повърхност е над 30°. Тропопаузата се намира на 16 н.в км,и над 18 кмНаблюдава се обичайното повишаване на температурата с височината за южното лято.

- Източник-

Погосян, Х.П. Атмосферата на Земята / H.P. Погосян [и други]. – М.: Образование, 1970.- 318 с.

Преглеждания на публикация: 7 029

Слънчевите лъчи, преминавайки през прозрачни вещества, ги нагряват много слабо. Това се обяснява с факта, че пряката слънчева светлина практически не нагрява атмосферния въздух, но силно нагрява земната повърхност, която е способна да предава топлинна енергиясъседни слоеве въздух. Тъй като въздухът се нагрява, той става по-лек и се издига по-високо. В горните слоеве топлият въздух се смесва със студения, като му отдава част от топлинната енергия.

Колкото по-високо се издига нагрятият въздух, толкова повече се охлажда. Температурата на въздуха на надморска височина 10 km е постоянна и е -40-45 °C.

Характерна особеност на земната атмосфера е намаляването на температурата на въздуха с височина. Понякога има повишаване на температурата с увеличаване на надморската височина. Името на това явление е температурна инверсия(пренареждане на температурите).

Промяна на температурата

Появата на инверсии може да бъде причинена от охлаждане на земната повърхност и прилежащия слой въздух за кратък период от време. Това е възможно и когато плътният студен въздух се движи от планинските склонове към долините. През деня температурата на въздуха непрекъснато се променя. През деня земната повърхност се нагрява и загрява долния слой въздух. През нощта, заедно с охлаждането на земята, въздухът се охлажда. Най-хладно е призори, а най-топло следобед.

IN екваториален поясНяма дневни температурни колебания. Нощните и дневните температури имат еднакви стойности. Денонощните амплитуди по бреговете на морета, океани и над повърхността им са незначителни. Но в пустинната зона разликата между нощните и дневните температури може да достигне 50-60 °C.

В умерения пояс максимално количествоСлънчевата радиация на Земята възниква в дните на лятното слънцестоене. Но най-горещият месец е юли в северното полукълбо и януари в южното. Това се обяснява с факта, че въпреки факта, че слънчева радиацияпо-малко интензивни през тези месеци, огромно количествотоплинната енергия се отделя от силно нагрятата земна повърхност.

Годишният температурен диапазон се определя от географската ширина на дадена област. Например на екватора тя е постоянна и възлиза на 22-23 °C. Най-високата годишни амплитудинаблюдавани в районите на средните ширини и във вътрешността на континентите.

Всяка област също се характеризира с абсолютни и средни температури. Абсолютни температуриопределя се чрез дългосрочни наблюдения в метеорологични станции. Най-горещата зона на Земята е Либийската пустиня (+58 °C), а най-студената е станцията Восток в Антарктида (-89,2 °C).

Средните температури се установяват чрез изчисляване на средните аритметични стойности на няколко термометъра. Така се определят среднодневните, средномесечните и средногодишните температури.

За да разберете как се разпределя топлината на Земята, стойностите на температурата се нанасят на карта и точките се свързват същите стойности. Получените линии се наричат изотерми. Този метод ни позволява да идентифицираме определени модели в разпределението на температурата. И така, повечето високи температурисе записват не на екватора, а в тропическите и субтропични пустини. Температурите се понижават от тропиците към полюсите в двете полукълба. Като се има предвид фактът, че в южното полукълбо водните тела заемат по-голяма площ от сушата, температурните амплитуди между най-горещите и най-студените месеци там са по-слабо изразени, отколкото в северното полукълбо.

Въз основа на разположението на изотермите се разграничават седем топлинни зони: 1 гореща, 2 умерена, 2 студена, 2 зони с вечна замръзналост.

Свързани материали:

В тропосферата температурата на въздуха намалява с височина, както беше отбелязано, средно с 0,6 "C на всеки 100 m височина. В повърхностния слой обаче разпределението на температурата може да бъде различно: може да намалява, да се повишава или да остава Идеята за разпределение на температурата с височина дава вертикалния температурен градиент (VTG):

VGT = (/„ - /б)/(ZB -

където /n - /v - температурна разлика на долното и горното ниво, °C; ZB - ZH - разлика във височината, m Обикновено VGT се изчислява на 100 m височина.

В повърхностния слой на атмосферата VGT може да бъде 1000 пъти по-висок от средния за тропосферата

Стойността на VGT в повърхностния слой зависи от климатичните условия(при ясно време е по-голямо, отколкото при облачно време), време на годината (повече през лятото, отколкото през зимата) и време на деня (повече през деня, отколкото през нощта). Вятърът намалява VGT, тъй като при смесване на въздуха температурата му на различни височини се изравнява. Над влажна почва VGT в приземния слой рязко намалява, а над оголена почва (угар) VGT е по-голяма, отколкото над гъсти посеви или ливади. Това се дължи на разликите в температурния режим на тези повърхности (виж Глава 3).

В резултат на определена комбинация от тези фактори VGT в близост до повърхността, изчислена на 100 m височина, може да бъде повече от 100 °C/100 m. В такива случаи възниква топлинна конвекция.

Изменението на температурата на въздуха с височина определя знака на VGT: ако VGT > 0, тогава температурата намалява с отдалечаване от активната повърхност, което обикновено се случва през деня и лятото (фиг. 4.4); ако VGT = 0, тогава температурата не се променя с височината; ако VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.

В зависимост от условията за образуване на инверсиите в приземния слой на атмосферата те се делят на радиационни и адвективни.

1. При радиационно охлаждане на земната повърхност възникват радиационни инверсии. Такива инверсии се образуват през нощта през топлия сезон, а през зимата се наблюдават и през деня. Следователно радиационните инверсии се делят на нощни (летни) и зимни.

Нощните инверсии се установяват при ясно тихо време след преминаване на радиационния баланс през 0 1,0...1,5 часа преди залез слънце. През нощта те се засилват и достигат най-голямата си сила преди изгрев слънце. След изгрев активната повърхност и въздухът се затоплят, което разрушава инверсията. Височината на инверсионния слой най-често е няколко десетки метра, но при определени условия (например в затворени долини, заобиколени от значителни възвишения) може да достигне 200 m или повече. Това се улеснява от потока охладен въздух от склоновете в долината. Облачността отслабва инверсията, а вятър със скорост над 2,5...3,0 m/s я разрушава. Под покрива на гъста трева, посеви и гори през лятото се наблюдават инверсии и през деня.

Нощните радиационни инверсии през пролетта и есента, а на някои места и през лятото, могат да доведат до понижаване на повърхностните температури на почвата и въздуха. отрицателни стойности(измръзване), което причинява щети на много културни растения.

Зимните инверсии се случват при ясно, тихо време при условия кратък денкогато охлаждането на активната повърхност непрекъснато се увеличава всеки ден; те могат да персистират в продължение на няколко седмици, като леко отслабват през деня и отново стават по-силни през нощта.

Радиационните инверсии са особено засилени при силно разнороден терен. Охлаждащият въздух се влива в низини и басейни, където отслабеното турбулентно смесване допринася за по-нататъшното му охлаждане. Радиационните инверсии, свързани с характеристиките на терена, обикновено се наричат орографски.

2. Адвективни инверсии се образуват, когато топлият въздух се адвектира (движи) върху студена подлежаща повърхност, която охлажда съседните слоеве на напредващ въздух. Тези инверсии включват и снежни инверсии. Те възникват по време на адвекцията на въздух с температура над O "C върху повърхност, покрита със сняг. Намаляването на температурата в най-долния слой в този случай е свързано с потреблението на топлина за топене на сняг.

ПОКАЗАТЕЛИ ЗА ТЕМПЕРАТУРНИЯ РЕЖИМ В ДАНЕН РАЙОН И ТОПЛИННАТА НУЖДА НА РАСТЕНИЯТА

При оценяване температурен режим голяма територияили отделна точка, температурните характеристики се използват за годината или за отделни периоди (вегетационен период, сезон, месец, десетилетие и ден). Основните от тези показатели са следните.

Средната дневна температура е средноаритметичната стойност на температурите, измерени през всички периоди на наблюдение. В метеорологичните станции руска федерациятемпературата на въздуха се измерва осем пъти на ден. Като се сумират резултатите от тези измервания и сумата се раздели на 8, се получава средната дневна температура на въздуха.

Средната месечна температура е средноаритметичната стойност на средните дневни температури за целия ден от месеца.

Средната годишна температура е средноаритметичната стойност на средните дневни (или средномесечни) температури за цялата година.

Средната кодова температура на въздуха дава само обща представа за количеството топлина, което не характеризира; годишен курстемпература. По този начин средната годишна температура в южната част на Ирландия и в степите на Калмикия, разположени на същата географска ширина, е близка (9 ° C). Но в Ирландия средната януарска температура е 5...8 "C, а ливадите тук са зелени през цялата зима, а в степите на Калмикия средната януарска температура е -5...-8 °C. През лятото в В Ирландия е хладно: 14 °C, а средната юлска температура в Калмикия е 23...26 °C.

Следователно за повече пълни характеристикигодишната температурна промяна в това мястоизползвайте данни за средната температура на най-студения (януари) и най-топлия (юли) месец.

Всички осреднени характеристики обаче не дават точна представа за дневните и годишни температурни колебания, т.е. точно за условията, които са особено важни за селскостопанското производство. В допълнение към средните температури са максималните и минималните температури, амплитудата. Например, знаейки минимална температурапрез зимните месеци можете да прецените условията на презимуване на зимните култури и насажденията от плодове и ягодоплодни. Данните за максимална температура показват през зимата честотата на размразяването и тяхната интензивност, а през лятото - броя на горещите дни, когато е възможно увреждане на зърното през периода на напълване и др.

Различават се екстремни температури: абсолютен максимум (минимум) - най-високата (най-ниската) температура за целия период на наблюдение; средното от абсолютните максимуми (минимуми) - средноаритметичното от абсолютните екстремуми; среден максимум (минимум) - средната аритметична стойност на всички екстремни температури, например за месец, сезон, година. В този случай те могат да бъдат изчислени, както следва: многогодишен периоднаблюдения, а за действителния месец, година и др.

Амплитудата на дневните и годишните температурни промени характеризира степента на континентален климат: колкото по-голяма е амплитудата, толкова по-континентален е климатът.

Температурният режим в даден район за определен период се характеризира и със сумите на среднодневните температури над или под определена граница. Например в климатичните справочници и атласи се дават сумите на температурите над 0, 5, 10 и 15 °C, както и под -5 и -10 °C.

Визуално представяне на географското разпределение на температурните индикатори се осигурява от карти, върху които са начертани изотерми - линии с равни температурни стойности или суми от температури (фиг. 4.7). Картите, например, на температурните суми се използват за оправдаване на поставянето на култури (насаждения) на културни растения с различни изисквания към топлината.

За изясняване на топлинните условия, необходими за растенията, се използват и суми от дневни и нощни температури, тъй като средната дневна температура и нейните суми неутрализират топлинните разлики в дневната промяна на температурата на въздуха.

Изследването на топлинния режим поотделно за деня и нощта има задълбочено значение физиологично значение. Известно е, че всички процеси, протичащи в растителния и животински свят, се подчиняват на естествени ритми, определени от външни условия, т.е. подчинени са на закона на така наречения „биологичен“ часовник. Например, според (1964), за оптимални условия на растеж тропически растенияразликата между дневните и нощните температури трябва да бъде 3...5°C, за растенията умерен пояс-5...7, а за пустинни растения - 8 °C и повече. Изследването на дневните и нощните температури придобива особено значение за повишаване на продуктивността на селскостопанските растения, което се определя от връзката между два процеса - асимилация и дишане, протичащи в светлите и тъмните часове на деня, които са качествено различни за растенията.

Средните дневни и нощни температури и техните суми косвено отчитат географската променливост на продължителността на деня и нощта, както и промените в континенталността на климата и влиянието на различните форми на релефа върху температурния режим.

Сумите от средните дневни температури на въздуха, които са близки за двойка метеорологични станции, разположени на приблизително еднаква географска ширина, но значително различни по дължина, т.е. разположени в различни континентални климатични условия, са дадени в таблица 4.1.

В по-континентален източни районисумите на дневните температури са с 200...500 °C по-високи, а сумите на нощните температури са с 300 °C по-ниски, отколкото в западните и особено морските райони, което обяснява отдавна известен факт- ускоряване на развитието на земеделските култури в рязко континентален климат.

Потребността на растенията от топлина се изразява чрез сумите от активни и ефективни температури. В селскостопанската метеорология активна температура е средната дневна температура на въздуха (или почвата) над биологичния минимум за развитие на културите. Ефективна температура е средната дневна температура на въздуха (или почвата), намалена със стойността на биологичния минимум.

Растенията се развиват само ако средната дневна температура надвишава техния биологичен минимум, който е например 5 °C за пролетната пшеница, 10 °C за царевицата, 13 °C за памука (15 °C за южните сортове памук). Установени са сумите на активните и ефективните температури както за отделните междуфазни периоди, така и за целия вегетационен период на много сортове и хибриди на основните земеделски култури (Таблица 11.1).

Сумите на активните и ефективните температури също изразяват необходимостта от топлина на пойкилотермните (студенокръвни) организми както през онтогенетичния период, така и през целия век. има биологичен цикъл.

При изчисляване на сумите от средните дневни температури, характеризиращи топлинните нужди на растенията и пойкилотермните организми, е необходимо да се въведе корекция за баластни температури, които не ускоряват растежа и развитието, т.е. да се вземе предвид горното ниво на температура за културите и организмите. За повечето растения и вредители умерен поястова ще бъде средна дневна температура над 20...25 "С.

9. Поглъщане и разсейване на слънчевата радиация в атмосферата

10. Общо облъчване. Разпределение на сумарната слънчева радиация върху земната повърхност. Отразена и погълната радиация. Албедо.

11. Радиационен баланс на земната повърхност. Топлинно излъчване от земната повърхност.

12. Топлинен баланс на атмосферата.

13. Изменение на температурата на въздуха с надморска височина.

17. Характеристики на влажността на въздуха. Ежедневни и годишни вариации в парциалното налягане на водните пари и относителната влажност.

21. ...Мъгла. Условия за образуване на мъгла. Мъгли от охлаждане и изпарение.

22. Образуване на валеж: кондензация, сублимация и коагулация. Класификация на валежите според агрегатното им състояние и характера на валежите (душ, силен, ръмежлив).

23. Видове годишни валежи.

24. Географско разпределение на валежите. Коефициент на влажност.

23. Вертикални градиенти на налягането. Годишна промяна на атмосферното налягане.

27. Вятър, неговата скорост и посока. Роза на ветровете.

28. Сили, действащи на вятъра: градиент на налягането, Кориолис, триене, центробежни. Геострофичен и градиентен вятър.

29. Въздушни маси. Класификация на въздушните маси. Фронтове в атмосферата. Климатологични фронтове.

30. Видове фронтове: топъл, студен, фронт на оклузия

31. Модел Otsa: полярна, умерена, тропическа връзка.

32. Географско разпределение на атмосферното налягане. Центрове на атмосферно действие: постоянни, сезонни.

33. Циркулация в тропиците. Пасати. Интертропична конвергентна зона. Тропически циклони, тяхното възникване и разпространение.

34. Циркулация на извънтропичните ширини. Циклони и антициклони, тяхното възникване, еволюция, движение. Времето в циклони и антициклони.

35. Мусони. Тропически и извънтропични мусони.

36. Местни ветрове: бриз, планинско-долинен, фен, бора, ледников, катабатичен.

37. Прогноза за времето: краткосрочна, средносрочна и дългосрочна.

38. Понятието климат. Макро-, мезо- и микроклимат. Климатообразуващи процеси (топлообръщение, влагообръщение, атмосферна циркулация) и географски климатични фактори.

39. Влиянието на географската ширина, разпределението на сушата и морето, океанските течения върху климата. Феноменът Ел Ниньо.

40. Влиянието на релефа, растителността и снежната покривка върху климата (по въпрос 39) Въздействието на човека върху климата: градски климат.

41. Класификации на климатите на Земята. Класификация на климата според Köppen-Trevert.

42. Характеристики на типовете климат в екваториалните и субекваториалните зони (според класификацията на B.P. Alisov).

43. Характеристики на климатичните типове в тропическите и субтропичните зони (според класификацията на B.P. Alisov).

44. Характеристики на типовете климат в екваториалните и субекваториалните зони (според класификацията на B.P. Alisov).

45. Характеристики на типовете климат на умерените, субполярните и полярните зони (според класификацията на B.P. Alisov).

46. Климат на Беларус: слънчева радиация, атмосферна циркулация, разпределение на температурата и валежите. Сезони.

47. Климатични райони на Беларус. Агроклиматично райониране (по А.Х. Шкляр).

48. Причини за изменението на климата. Методи за изследване на климата в миналото. Палеоклиматология.

49. Изменението на климата в геоложката история на Земята: докамбрий, фанерозой, плейстоцен и холоцен.

50. Антропогенно изменение на климата. Социално-икономически последици от затоплянето на климата.

13. Изменение на температурата на въздуха с надморска височина.

Вертикалното разпределение на температурата в атмосферата формира основата за разделяне на атмосферата на пет основни слоя. За селскостопанската метеорология най-голям интерес представляват моделите на температурни промени в тропосферата, особено в нейния повърхностен слой.

Вертикален температурен градиент

Промяната в температурата на въздуха на 100 m надморска височина се нарича вертикален температурен градиент (VHT зависи от редица фактори: време на годината (по-малко през зимата, повече през лятото), време на деня (по-малко през нощта, повече през деня). ), местоположение на въздушните маси (ако на някаква надморска височина над студен слой въздух се намира в слой с по-топъл въздух, тогава VGT променя знака на противоположния).

В повърхностния слой на атмосферата VGT зависи от времето на деня, времето и естеството на подстилащата повърхност. През деня VGT е почти винаги положителен, особено през лятото над сушата, но при ясно време е десетки пъти по-голям, отколкото при облачно време. В ясен летен следобед температурата на въздуха на повърхността на почвата може да бъде с 10 °C или повече по-висока от температурата на височина 2 m. В резултат на това VGT в даден двуметров слой по отношение на 100 m е повече от 500 °C/100 m вятърът намалява VGT, тъй като при смесване на въздуха температурата му на различни височини се изравнява. Облачността и валежите намаляват VGT. Когато почвата е влажна, VGT в повърхностния слой на атмосферата рязко намалява. Над гола почва (угар) VGT е по-голям, отколкото над развити култури или ливади. През зимата над снежната покривка VGT в повърхностния слой на атмосферата е малка и често отрицателна.

С височина влиянието на подстилащата повърхност и времето върху VGT отслабва и VGT намалява в сравнение със стойностите си в повърхностния слой въздух. Над 500 m влиянието на дневните колебания на температурата на въздуха отслабва. На надморска височина от 1,5 до 5-6 km VGT е в рамките на 0,5-0,6 ° C/100 m на тропосферата, VGT отново намалява до 0,5-0,2° C/100 m.

Данните за VGT в различни слоеве на атмосферата се използват при прогнозиране на времето, при метеорологични услуги за реактивни самолети и при изстрелване на сателити в орбита, както и при определяне на условията за изпускане и разпространение на промишлени отпадъци в атмосферата. Отрицателният VGT в повърхностния слой на въздуха през нощта през пролетта и есента показва възможност за замръзване.

17. Характеристики на влажността на въздуха. Ежедневни и годишни вариации в парциалното налягане на водните пари и относителната влажност.

Атмосферно налягане на водните пари - парциално налягане на водните пари във въздуха

Атмосферата на Земята съдържа около 14 хиляди km 3 водни пари. Водата навлиза в атмосферата в резултат на изпарение от подлежащата повърхност. В атмосферата влагата кондензира, движи се с въздушните течения и отново пада под формата на различни валежи на повърхността на Земята, като по този начин завършва постоянен воден цикъл. Водният цикъл е възможен благодарение на способността на водата да бъде в три състояния (течно, твърдо, газообразно (пара)) и лесно да преминава от едно състояние в друго. Циркулацията на влага е един от най-важните цикли на формиране на климата.

За количествено определяне на съдържанието на водни пари в атмосферата се използват различни характеристики на влажността на въздуха. Основните характеристики на влажността на въздуха са налягането на водните пари и относителната влажност.

Еластичност (действителна) на водната пара (e) - налягането на водната пара в атмосферата се изразява в mmHg. или в милибари (mb). Числено тя почти съвпада с абсолютната влажност (съдържанието на водни пари във въздуха в g/m3), поради което еластичността често се нарича абсолютна влажност. Еластичността на насищане (максимална еластичност) (E) е границата на съдържанието на водни пари във въздуха при дадена температура. Стойността на еластичността на насищане зависи от температурата на въздуха; колкото по-висока е температурата, толкова повече водна пара може да съдържа.

Дневната промяна на влажността (абсолютна) може да бъде проста или двойна. Първият съвпада с денонощното изменение на температурата, има един максимум и един минимум и е характерен за места с достатъчно влага. Наблюдава се над океаните и над сушата през зимата и есента.

Двойното движение има два максимума и два минимума и е характерно за летния сезон на сушата: максимуми в 9 и 20-21 часа и минимуми в 6 и 16 часа.

Сутрешният минимум преди изгрев слънце се обяснява със слабото изпарение през нощта. С увеличаване на лъчистата енергия изпарението се увеличава и налягането на водните пари достига максимум на около 9 часа.

В резултат на нагряване на повърхността се развива конвекция на въздуха; преносът на влага става по-бързо от навлизането й от изпарителната повърхност, така че около 16 часа настъпва втори минимум. До вечерта конвекцията спира, но изпарението от нагрятата повърхност все още е доста интензивно и влагата се натрупва в долните слоеве, осигурявайки втори максимум около 20-21 часа.

Годишното изменение на налягането на водните пари съответства на годишното изменение на температурата. През лятото налягането на водните пари е по-голямо, през зимата е по-малко.

Дневната и годишната промяна на относителната влажност е почти навсякъде противоположна на промяната на температурата, тъй като максималното съдържание на влага с повишаване на температурата нараства по-бързо от еластичността на водната пара. Дневният максимум на относителната влажност настъпва преди изгрев слънце, минимумът - към 15-16 часа.

През годината максималната относителна влажност обикновено се наблюдава през най-много студен месец, минимум – за най-топлия месец. Изключение правят регионите, където духат влажни ветрове от морето през лятото и сухи ветрове от континента през зимата.

Абсолютна влажност = количеството вода в даден обем въздух, измерено в (g/m³)

Относителна влажност = процент на действителното количество вода (налягане на водни пари) спрямо налягането на парите на водата при тази температура при наситени условия. Изразено като процент. Тези. 40% влажност означава, че при тази температура още 60% от общата вода може да се изпари.

инверсия

температурата на въздуха се повишава с надморската височина вместо обичайното понижение

Алтернативни описания

Възбудено състояние на вещество, в което броят на частиците е с по-висока енергия. ниво надвишава броя на частиците на по-ниско ниво (физика)

Смяна на посоката магнитно полеЗемята обърната, наблюдавана на интервали от време от 500 хиляди години до 50 милиона години

Промяна на нормалната позиция на елементите, поставянето им в обратен ред

Езиков термин, означаващ промяна в обичайния словоред на изречение

Обратен ред, обратен ред

Логическа операция "не"

Хромозомно пренареждане, свързано с ротация на отделни хромозомни участъци на 180

Конформна трансформация на евклидовата равнина или пространство

Пренареждане по математика

Драматично средство, показващо изхода от конфликта в началото на пиесата

В метрологията - необичайна промянавсеки параметър

Състояние на материята, в което повече високи ниваенергиите на съставните му частици са по-„населени“ с частици, отколкото по-ниските

В органичната химия, процесът на разграждане на захариди

Промяна на словореда в изречението

Промяна на словореда за ударение

Бяла следа зад самолета

Промяна на словореда

Обратен ред на елементите

Промяна на обичайния словоред в изречението, за да се подобри изразителността на речта

В първите раздели се запознахме най-общо с вертикалната структура на атмосферата и промените в температурата с надморската височина.

Тук ще разгледаме някои интересни особености на температурния режим в тропосферата и в надлежащите сфери.

Температура и влажност в тропосферата.Тропосферата е най-интересната област, тъй като тук се образуват скалообразуващи процеси. В тропосферата, както вече беше посочено в глава I, температурата на въздуха намалява с височината средно с 6° за всеки километър издигане или с 0,6° на 100 м.Тази стойност на вертикалния температурен градиент се наблюдава най-често и се определя като средна от много измервания. В действителност вертикалният температурен градиент в умерените географски ширини на Земята е променлив. Зависи от сезоните на годината, времето на деня, характера на атмосферните процеси, а в долните слоеве на тропосферата - главно от температурата на подстилащата повърхност.

През топлия сезон, когато въздушният слой в близост до повърхността на земята е достатъчно загрят, температурата намалява с височина. Когато повърхностният слой въздух е силно нагрят, величината на вертикалния температурен градиент надхвърля дори 1° на всеки 100 мповдигане.

През зимата при силно охлаждане на земната повърхност и приземния слой въздух вместо понижаване се наблюдава повишаване на температурата с височина, т.е. възниква температурна инверсия. Най-силните и най-мощни инверсии се наблюдават в Сибир, особено в Якутия през зимата, където преобладава ясно и тихо време, което насърчава радиацията и последващото охлаждане на повърхностния слой въздух. Много често температурната инверсия тук се простира на височина 2-3 км,а разликата между температурата на въздуха на повърхността на земята и горната граница на инверсията често е 20-25 °. Инверсиите са характерни и за централните райони на Антарктида. През зимата се срещат в Европа, особено в източната й част, Канада и други райони. Големината на изменението на температурата с височина (вертикален температурен градиент) до голяма степен определя климатичните условия и видовете движения на въздуха във вертикална посока.

Стабилна и нестабилна атмосфера.Въздухът в тропосферата се нагрява от подлежащата повърхност. Температурата на въздуха се променя с надморската височина и в зависимост от атмосферното налягане. Когато това се случва без обмен на топлина с околната среда, процесът се нарича адиабатен. Издигащият се въздух произвежда работа поради вътрешна енергия, която се изразходва за преодоляване на външно съпротивление. Следователно, когато въздухът се издига, той се охлажда, а когато се спуска, се нагрява.

Адиабатните промени на температурата възникват според сух адиабатИ влажни адиабатни закони.

Съответно се разграничават и вертикални градиенти на промените на температурата с височина. Сух адиабатен градиент- е промяната в температурата на сух или влажен ненаситен въздух за всеки 100 мповдигане и спускане с 1 °, А влажен адиабатен градиент- това е намаляване на температурата на влажния наситен въздух на всеки 100 мнадморска височина по-малка от 1°.

Таблица 15 показва осреднените стойности на влагоадиабатния градиент при различни температури и стойности

налягане 1000, 750 и 500 mb,което приблизително съответства на повърхността на земята и височини от 2,5-5,5 км.

През топлия сезон вертикалният температурен градиент е средно 0,6-0,7° на 100 мповдигане.

Познавайки температурата на земната повърхност, е възможно да се изчислят приблизителните температурни стойности на различни височини. Ако, например, температурата на въздуха на повърхността на земята е 28°, тогава, ако приемем, че вертикалният температурен градиент е средно 0,7° на 100 мили 7° на километър, получаваме това при надморска височина 4 кмтемпературата е 0°. Температурният градиент през зимата в средните географски ширини над сушата рядко надвишава 0,4-0,5° на 100 м:Често има случаи, когато в определени слоеве въздух температурата почти не се променя с височина, т.е. възниква изотермия.

Стабилно равновесие възниква, когато вертикалният температурен градиент на ненаситения въздух е по-малък от сухия адиабатен градиент, а вертикалният температурен градиент на наситения въздух е по-малък от влажния адиабатен. Ако при това условие малък обем ненаситен въздух се повдигне до определена височина чрез външно въздействие, то веднага щом действието на външната сила престане, този обем въздух ще се върне в предишното си положение. Това се случва, защото повдигнатият обем въздух, изразходвал вътрешна енергия за своето разширяване, се охлажда с 1° на всеки 100 м(според сухоадиабатния закон). Но тъй като вертикалният температурен градиент на околния въздух беше по-малък от сухоадиабатния, се оказа, че повдигнатият обем въздух на дадена надморска височина има по-ниска температура от околния въздух. Имайки по-висока плътност в сравнение с плътността на околния въздух, той трябва да потъне, докато достигне първоначалното си състояние. Нека покажем това с пример.

Да приемем, че температурата на въздуха на земната повърхност е 20°, а вертикалният температурен градиент в разглеждания слой е 0,7° на 100 м.С тази стойност на градиента температурата на въздуха на надморска височина от 2 кмще бъде равен на 6° (фиг. 19, А).Под въздействието на външна сила, обем от ненаситен или сух въздух, повдигнат от повърхността на земята до тази височина, охлаждайки се според сухоадиабатния закон, т.е. с 1° на 100 m, ще се охлади с 20° и ще поеме температура равна на 0°. Този обем въздух ще бъде с 6° по-студен от околния въздух и следователно по-тежък поради по-голямата си плътност. Така че той ще започне

слизат, опитвайки се да достигнат първоначалното ниво, т.е. повърхността на земята.

Подобен резултат ще се получи и при издигащ се наситен въздух, ако вертикалният градиент на температурата на околната среда е по-малък от влажния адиабатен. Следователно при стабилно състояние на атмосферата в хомогенна въздушна маса не се получава бързо образуване на купести и купесто-дъждовни облаци.

намалява с надморската височина с 1,2° на всеки 100 м,и над въздуха, като се насити, има стабилна стратификация, т.е. температурата му пада с 0,6° на всеки 100 миздигания (фиг. 19, b). Веднъж попаднал в такава среда, обемът на сухия ненаситен въздух ще се повиши според сухоадиабатния закон, т.е. охлажда се с 1° на 100 м.Тогава, ако температурата му на повърхността на земята е 20°, то на надморска височина 1 кмтя ще стане равна на 10°, докато температурата на околната среда е 8°. Тъй като е с 2° по-топъл и следователно по-лек, този обем ще се увеличи. На надморска височина 2 кмще бъде по-топъл от околната среда с 4°, тъй като температурата му ще достигне 0°, а температурата на околния въздух е -4°. Като отново е по-лек, въпросният обем въздух ще продължи да се покачва до височина 3 км,където температурата му става равна на температурата на околната среда (-10°). След това свободното издигане на определения обем въздух ще спре.

Семействата са показани на аерологични диаграми сухаИ мокри адиабати,т.е. криви, представящи графично промяната в състоянието на въздуха по време на сухоадиабатни и мокроадиабатни процеси.

Фигура 20 показва такава диаграма. Тук изобарите са изобразени вертикално, изотермите (линии на равно налягане на въздуха) хоризонтално, наклонени плътни линии - сухи адиабати, наклонени прекъснати линии - мокри адиабати, пунктирани линии специфична влажностНа диаграмата по-долу са показани криви на изменение на температурата на въздуха с височина в две точки за един и същ период на наблюдение - 15 часа на 3 май 1965 г. Вляво е температурната крива по данни от радиозондата, публикувана в Ленинград, вдясно - в Ташкент. От формата на лявата крива на изменение на температурата с височина следва, че в Ленинград въздухът е стабилен. Освен това до изобарната повърхност 500 мбвертикалният температурен градиент е средно 0,55° на 100 м.На два малки слоя (на повърхности 900 и 700 мб)регистрирана изотермия. Това показва, че над Ленинград на височини 1,5-4,5 кмима атмосферен фронт, разделящ студените въздушни маси в долния километър и половина от топлия въздух, разположен отгоре. Височината на нивото на кондензация, определена от положението на температурната крива спрямо мокрия адиабат, е около 1 км(900 мб).

n. т. нар. „неравност“ на самолета, т.е. изхвърлянето на самолета по време на полет, също е причинено от нестабилното състояние на атмосферата.

Предишна глава::: Към съдържанието::: Следваща глава

Слънчевите лъчи, падащи върху повърхността на земята, я нагряват. Нагряването на въздуха става отдолу нагоре, т.е. от земната повърхност.

Преносът на топлина от долните слоеве на въздуха към горните слоеве се осъществява главно поради издигането на топъл, нагрят въздух нагоре и спускането на студен въздух надолу. Този процес на нагряване на въздуха се нарича конвекция.

В други случаи преносът на топлина нагоре се осъществява поради динамика турбуленция. Това е името, дадено на произволни вихри, които възникват във въздуха в резултат на триенето му със земната повърхност по време на хоризонтално движение или когато различни слоеве въздух се трият един в друг.

Конвекцията понякога се нарича топлинна турбулентност. Конвекцията и турбулентността понякога се комбинират общо име - обмен.

Охлаждането на долната атмосфера се случва по различен начин от нагряването. земна повърхностТой непрекъснато губи топлина в заобикалящата го атмосфера чрез излъчване на невидими за окото топлинни лъчи. Охлаждането става особено силно след залез слънце (през нощта). Благодарение на топлопроводимостта, въздушните маси в близост до земята също постепенно се охлаждат, след което прехвърлят това охлаждане към горните слоеве въздух; в този случай най-интензивно се охлаждат най-долните слоеве.

В зависимост от слънчевото нагряване температурата на долните слоеве на въздуха варира през годината и денонощието, достигайки максимум около 13-14 часа. Дневен цикълтемпература на въздуха в различни дниза едно и също място не е постоянно; неговият размер зависи главно от метеорологичните условия. По този начин промените в температурата на долните слоеве на въздуха са свързани с промените в температурата на земната (подлежащата) повърхност.

Промените в температурата на въздуха възникват и от неговите вертикални движения.

Известно е, че въздухът се охлажда, когато се разширява, и се нагрява, когато се компресира. В атмосферата, по време на възходящото движение на въздуха, попадайки в области на повече ниско налягане, разширява се и се охлажда и, обратно, с движение надолу, въздухът, компресиран, се нагрява. Промените в температурата на въздуха по време на неговите вертикални движения до голяма степен определят образуването и разрушаването на облаците.

Температурата на въздуха обикновено намалява с височината. промяна средна температурас надморска височина над Европа през лятото и зимата е дадена в таблицата „Средни температури на въздуха над Европа“.

Намаляването на температурата с височина се характеризира с вертикала температурен градиент. Това е името на промяната на температурата за всеки 100 m надморска височина. За технически и аеронавигационни изчисления вертикалният температурен градиент се приема равен на 0,6. Трябва да се има предвид, че тази стойност не е постоянна. Може да се случи в някой слой въздух температурата да не се променя с височината.

Такива слоеве се наричат изотермични слоеве.

Доста често в атмосферата има явление, когато в определен слой температурата дори се повишава с височина. Тези слоеве на атмосферата се наричат слоеве на инверсия. Инверсиите възникват по различни причини. Един от тях е охлаждане на подлежащата повърхност чрез радиация през нощта или зимно времепри ясно небе. Понякога, в случай на тих или слаб вятър, въздухът на повърхността също се охлажда и става по-студен от горните слоеве. В резултат на това въздухът на височина е по-топъл, отколкото на дъното. Такива инверсии се наричат радиация. Силни радиационни инверсии обикновено се наблюдават над снежната покривка и особено в планинските котловини, а също и при спокойни условия. Инверсионните слоеве се простират на височина от няколко десетки или стотици метри.

Инверсиите възникват и поради движението (адвекцията) на топъл въздух върху студена подлежаща повърхност. Това са т.нар адвективни инверсии. Височината на тези инверсии е няколкостотин метра.

В допълнение към тези инверсии се наблюдават фронтални инверсии и компресионни инверсии. Фронтални инверсиивъзникват, когато топли въздушни маси преминават върху по-студени. Инверсии на компресиятавъзникват, когато въздухът се спуска от горните слоеве на атмосферата. В този случай спускащият се въздух понякога се нагрява толкова много, че подлежащите му слоеве се оказват по-студени.

Температурни инверсии се наблюдават на различни височини в тропосферата, най-често на височина около 1 km. Дебелината на инверсионния слой може да варира от няколко десетки до няколкостотин метра. Температурната разлика по време на обръщането може да достигне 15-20°.

Инверсионните слоеве играят голяма роля във времето. Тъй като въздухът в инверсионния слой е по-топъл от долния слой, въздухът в долните слоеве не може да се издигне. Следователно, инверсионните слоеве забавят вертикалните движения в долния въздушен слой. При полет под инверсионен слой обикновено се наблюдава неравност („неравност“). Над инверсионния слой полетът на самолет обикновено протича нормално. Под инверсионните слоеве се развиват така наречените вълнообразни облаци.

Температурата на въздуха влияе върху техниката на пилотиране и работата на оборудването. При земни температури под -20° маслото замръзва, така че трябва да се излива в загрято състояние. В полет при ниски температуриВодата в охладителната система на двигателя се охлажда интензивно. При повишени температури (над +30°) двигателят може да прегрее. Температурата на въздуха също влияе върху работата на екипажа на самолета. При ниски температури, достигащи до -56° в стратосферата, е необходимо специално облекло за екипажа.

Температурата на въздуха е много голяма стойностза прогноза за времето.

Температурата на въздуха се измерва по време на полет на самолет с помощта на електрически термометри, прикрепени към самолета. При измерване на температурата на въздуха трябва да се има предвид, че поради високите скорости модерни самолетитермометрите дават грешки. Високите скорости на самолета причиняват повишаване на температурата на самия термометър, поради триенето на неговия резервоар с въздуха и влиянието на нагряването поради компресията на въздуха. Нагряването от триенето се увеличава с увеличаване на скоростта на полета на самолета и се изразява със следните величини:

Скорост в км/ч…………. 100 200 З00 400 500 600

Нагряване от триене……. 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°.b

Нагряването от компресия се изразява със следните количества:

Скорост в км/ч…………. 100 200 300 400 500 600

Отопление от компресия……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Изкривяването на показанията на термометър, инсталиран на самолет при полет в облаците, е с 30% по-малко от горните стойности, поради факта, че част от топлината, генерирана от триене и компресия, се изразходва за изпаряване на вода, кондензирана във въздуха в формата на капчици.

Температура на въздуха. Мерни единици, промяна на температурата с надморска височина. Инверсия, изотермия, Видове инверсии, Адиабатен процес.

Температура на въздухае величина, характеризираща топлинното му състояние. Изразява се или в градуси по Целзий (ºС по Целзийната скала, или в Келвин (K) на абсолютен мащаб. Преходът от температура в Келвин към температура в градуси по Целзий се извършва по формулата

t = T-273º

Долният слой на атмосферата (тропосферата) се характеризира с понижение на температурата с височина, възлизащо на 0,65ºС на 100 m.

Тази промяна на температурата с височина на 100 m се нарича вертикален температурен градиент. Познавайки температурата на повърхността на земята и използвайки стойността на вертикалния градиент, можете да изчислите приблизителната температура на всяка надморска височина (например при температура на повърхността на земята +20ºС на надморска височина 5000 m, температурата ще бъде равна на:

20º-(0,65*50) = - 12,5.

Вертикалният градиент γ не е постоянен и зависи от типа въздушна маса, време на деня и сезон на годината, естеството на подстилащата повърхност и други причини. Когато температурата намалява с височина, γ се счита за положителна; ако температурата не се променя с височината, тогава се наричат γ = 0 слоеве изотермичен. Слоеве на атмосферата, където температурата нараства с височина (γ< 0), называются инверсия. В зависимост от големината на вертикалния температурен градиент състоянието на атмосферата може да бъде стабилно, нестабилно или безразлично по отношение на сух (ненаситен) или наситен въздух.

Температурата на въздуха намалява, докато се повишава адиабатично, тоест без топлообмен на частици въздух с околната среда. Ако частица въздух се издигне нагоре, нейният обем се разширява и вътрешната енергия на частицата намалява.

Ако една частица се спусне, тя се свива и нейната вътрешна енергия се увеличава. От това следва, че когато обемът на въздуха се движи нагоре, температурата му намалява, а когато се движи надолу, се увеличава. Тези процеси играят важна роляв образуването и развитието на облаците.

Хоризонталният градиент е температурата, изразена в градуси на разстояние от 100 km. При преминаване от студен VM към топъл и от топъл към студен може да надхвърли 10º на 100 км.

Видове инверсии.

Инверсиите са забавящи слоеве, заглушават вертикалните движения на въздуха, под тях има натрупване на водни пари или други твърди частици, които влошават видимостта, образуването на мъгла и различни формиоблаци Инверсионните слоеве също са спирачни слоеве за хоризонтални въздушни движения. В много случаи тези слоеве са ветрозащитни повърхности. Инверсии в тропосферата могат да се наблюдават близо до земната повърхност и на нея голяма надморска височина. Мощен слой на инверсия е тропопаузата.

В зависимост от причините за появата се разграничават следните видовеинверсии:

1. Радиация - резултат от охлаждане на повърхностния слой въздух, обикновено през нощта.

2. Адвективен - когато топлият въздух се движи към студена подлежаща повърхност.

3. Компресия или слягане – образуват се в централните части на нископодвижни антициклони.