V prvých úsekoch sme sa stretli v všeobecný prehľad s vertikálnou štruktúrou atmosféry a so zmenami teploty s nadmorskou výškou.

Tu sa na niektoré pozrieme zaujímavé funkcie teplotný režim v troposfére a v nadložných sférach.

Teplota a vlhkosť v troposfére. Najzaujímavejšou oblasťou je troposféra, keďže sa tu tvoria horninotvorné procesy. V troposfére, ako už bolo naznačené v kapitole ja, teplota vzduchu klesá s nadmorskou výškou v priemere o 6° na každý kilometer stúpania alebo o 0,6° na 100 m. Táto hodnota vertikálneho teplotného gradientu sa najčastejšie pozoruje a je definovaná ako priemer z mnohých meraní. V skutočnosti vertikálny teplotný gradient v miernych zemepisných šírkach Zem je premenlivá. Závisí to od ročného obdobia, dennej doby, charakteru atmosférické procesy, a v spodných vrstvách troposféry - hlavne z teploty podkladového povrchu.

IN teplý čas rokov, keď je vrstva vzduchu susediaca s povrchom zeme dostatočne zohriata, teplota s výškou klesá. Pri silnom zahriatí povrchovej vrstvy vzduchu presahuje veľkosť vertikálneho teplotného gradientu aj 1° na každých 100 m zvyšovanie.

V zime pri silnom ochladzovaní zemského povrchu a prízemnej vrstvy vzduchu sa namiesto poklesu pozoruje s výškou nárast teploty, teda dochádza k teplotnej inverzii. Najsilnejšie a najmohutnejšie inverzie sú pozorované na Sibíri, najmä v Jakutsku v zime, kde prevláda jasné a pokojné počasie podporujúce radiáciu a následné ochladzovanie povrchovej vrstvy vzduchu. Veľmi často tu teplotná inverzia siaha do výšky 2-3 km, a rozdiel medzi teplotou vzduchu pri zemskom povrchu a Horná hranica inverzia je často 20-25°. Charakteristické sú aj inverzie centrálnych regiónoch Antarktída. V zime sa vyskytujú v Európe, najmä v jej východnej časti, Kanade a iných oblastiach. Veľkosť zmeny teploty s výškou (vertikálny teplotný gradient) do značnej miery určuje poveternostné podmienky a typy pohybov vzduchu vo vertikálnom smere.

Stabilná a nestabilná atmosféra. Vzduch v troposfére sa ohrieva spodným povrchom. Teplota vzduchu sa mení s nadmorskou výškou a v závislosti od atmosferický tlak. Keď k tomu dôjde bez výmeny tepla s životné prostredie, potom sa takýto proces nazýva adiabatický. Stúpajúci vzduch vytvára prácu vďaka vnútornej energii, ktorá sa vynakladá na prekonanie vonkajšieho odporu. Preto, keď vzduch stúpa, ochladzuje sa, a keď klesá, ohrieva sa.

Adiabatické zmeny teploty nastávajú podľa suchý adiabatický A vlhké adiabatické zákony. Podľa toho sa rozlišujú aj vertikálne gradienty zmien teploty s výškou. Suchý adiabatický gradient- je zmena teploty suchého alebo vlhkého nenasýteného vzduchu za každých 100 m zdvíhanie a spúšťanie o 1 °, A vlhký adiabatický gradient- je pokles teploty vlhkého nasýteného vzduchu o každých 100 m prevýšenie menej ako 1°.

Keď suchý alebo nenasýtený vzduch stúpa alebo klesá, jeho teplota sa mení podľa sucho-adiabatického zákona, t.j. klesá alebo stúpa o 1 ° každých 100 m. Táto hodnota sa nemení, kým vzduch pri stúpaní nedosiahne stav nasýtenia, t.j. úroveň kondenzácie vodná para. Nad touto úrovňou sa vplyvom kondenzácie začína uvoľňovať latentné teplo vyparovania, ktoré sa využíva na ohrev vzduchu. Toto dodatočné teplo znižuje množstvo chladenia, ktoré vzduch dostáva pri stúpaní. Ďalší vzostup nasýteného vzduchu nastáva podľa vlhko-adiabatického zákona a jeho teplota klesá najviac o 1° na 100 m, ale menej. Keďže vlhkosť vzduchu závisí od jeho teploty, čím vyššia je teplota vzduchu, tým viac tepla sa pri kondenzácii uvoľňuje a čím nižšia je teplota, tým menej tepla. Preto je vlhkostno-adiabatický gradient v teplom vzduchu menší ako v studenom vzduchu. Napríklad pri teplote stúpajúceho nasýteného vzduchu +20° na povrchu zeme je vlhký adiabatický gradient v dolnej troposfére 0,33-0,43° na 100 m a pri teplote mínus 20° sa jeho hodnoty pohybujú od 0,78° do 0,87° o 100m.

Vlhký adiabatický gradient závisí aj od tlaku vzduchu: čím nižší je tlak vzduchu, tým nižší je vlhký adiabatický gradient pri rovnakej počiatočnej teplote. Stáva sa to preto, že pri nízkom tlaku je hustota vzduchu tiež menšia, takže uvoľnené kondenzačné teplo ide na ohrev menšieho množstva vzduchu.

V tabuľke 15 sú uvedené spriemerované hodnoty vlhkostno-adiabatického gradientu pri rôznych teplotách a hodnotách

tlak 1000, 750 a 500 mb,čo približne zodpovedá povrchu zeme a výškam 2,5-5,5km.

V teplom období je vertikálny teplotný gradient v priemere 0,6-0,7° na 100 m zvyšovanie. Pri znalosti teploty na zemskom povrchu je možné vypočítať približné hodnoty teploty v rôznych nadmorských výškach. Ak je napríklad teplota vzduchu na povrchu zeme 28°, potom za predpokladu, že vertikálny teplotný gradient je v priemere 0,7° na 100 m alebo 7° na kilometer, to dostaneme vo výške 4 km teplota je 0°. Teplotný gradient v zime v stredných zemepisných šírkach nad pevninou zriedka prekračuje 0,4-0,5° na 100 m:Často sa vyskytujú prípady, keď sa v určitých vrstvách vzduchu teplota s výškou takmer nemení, t.j. dochádza k izotermii.

Podľa veľkosti vertikálneho gradientu teploty vzduchu možno posúdiť povahu rovnováhy atmosféry - stabilnú alebo nestabilnú.

O stabilná rovnováha atmosféry, vzduchové hmoty nemajú tendenciu sa pohybovať vertikálne. V tomto prípade, ak sa určitý objem vzduchu vytlačí smerom nahor, vráti sa do pôvodnej polohy.

Stabilná rovnováha nastáva, keď je vertikálny teplotný gradient nenasýteného vzduchu menší ako suchý adiabatický gradient a vertikálny teplotný gradient nasýteného vzduchu je menší ako vlhký adiabatický. Ak sa za tejto podmienky vonkajším vplyvom zdvihne malý objem nenasýteného vzduchu do určitej výšky, potom hneď ako pôsobenie prestane vonkajšia sila, tento objem vzduchu sa vráti do predchádzajúca pozícia. Stáva sa to preto, že zvýšený objem vzduchu, ktorý vynaložil vnútornú energiu na svoju expanziu, sa ochladí o 1° na každých 100 m(podľa suchého adiabatického zákona). Ale keďže vertikálny teplotný gradient okolitého vzduchu bol menší ako suchý adiabatický, ukázalo sa, že zvýšený objem vzduchu v danej výške mal nižšiu teplotu ako okolitý vzduch. Keďže má vyššiu hustotu v porovnaní s hustotou okolitého vzduchu, musí klesať, kým nedosiahne svoj pôvodný stav. Ukážme si to na príklade.

Predpokladajme, že teplota vzduchu na zemskom povrchu je 20° a vertikálny teplotný gradient v uvažovanej vrstve je 0,7° na 100° m. S touto hodnotou gradientu je teplota vzduchu vo výške 2 km sa bude rovnať 6° (obr. 19, A). Vplyvom vonkajšej sily sa objem nenasýteného alebo suchého vzduchu zdvihnutý z povrchu zeme do tejto výšky, ochladzujúci podľa suchého adiabatického zákona, t.j. o 1° na 100 m, ochladí o 20° a naberie teplotu rovnajúcu sa 0°. Tento objem vzduchu bude o 6° chladnejší ako okolitý vzduch, a teda aj ťažší vyššia hustota. Takže začne

zostúpiť, snažiac sa dosiahnuť pôvodnú úroveň, t.j. povrch zeme.

Podobný výsledok sa dosiahne v prípade stúpajúceho nasýteného vzduchu, ak je vertikálny gradient teploty okolia menší ako vlhký adiabatický. Preto, kedy ustálený stav atmosfére v homogénnej hmote vzduchu nedochádza k rýchlej tvorbe oblakov cumulus a cumulonimbus.

Najstabilnejší stav atmosféry je pozorovaný pri malých hodnotách vertikálneho teplotného gradientu a najmä pri inverziách, keďže v tomto prípade sa teplejší a ľahší vzduch nachádza nad spodným studeným, a teda ťažkým vzduchom.

O nestabilná atmosférická rovnováha Objem vzduchu zdvihnutý z povrchu zeme sa nevracia do svojej pôvodnej polohy, ale udržiava svoj pohyb smerom nahor na úroveň, pri ktorej sa vyrovnávajú teploty stúpajúceho a okolitého vzduchu. Nestabilný stav atmosféry je charakterizovaný veľkými vertikálnymi teplotnými gradientmi, ktoré sú spôsobené zahrievaním spodných vrstiev vzduchu. Súčasne sa ohriaty vzduch hromadí dole, je ľahší, vrhá sa nahor.

Predpokladajme napríklad, že nenasýtený vzduch v spodných vrstvách do výšky 2 km stratifikovaný nestabilne, teda jeho teplotou

klesá s nadmorskou výškou o 1,2° na každých 100 m, a nad vzduchom, keď sa nasýti, má stabilnú stratifikáciu, t.j. jeho teplota klesá o 0,6 ° na každých 100 m zdvihy (obr. 19, b). V takomto prostredí sa objem suchého nenasýteného vzduchu zvýši podľa suchého adiabatického zákona, t.j. ochladí sa o 1° na 100 m. Potom, ak je jeho teplota na povrchu zeme 20 °, potom v nadmorskej výške 1 km bude sa rovnať 10°, zatiaľ čo okolitá teplota je 8°. Tým, že je o 2° teplejší, a teda ľahší, bude tento objem stúpať vyššie. Vo výške 2 km bude teplejšie ako okolie o 4°, keďže jeho teplota dosiahne 0° a teplota okolitého vzduchu je -4°. Keď bude opäť ľahší, objem predmetného vzduchu bude naďalej stúpať do výšky 3 km, kde bude jeho teplota rovnakú teplotu prostredie (-10°). Potom sa voľný vzostup prideleného objemu vzduchu zastaví.

Na určenie stavu atmosféry sa používajú aerologické diagramy. Ide o diagramy s pravouhlými súradnicovými osami, pozdĺž ktorých sú zakreslené charakteristiky stavu vzduchu. Rodiny sú znázornené na aerologických diagramoch suché A mokré adiabaty, teda krivky graficky znázorňujúce zmenu stavu vzduchu počas suchých adiabatických a mokrých adiabatických procesov.

Obrázok 20 ukazuje takýto diagram. Izobary sú zobrazené vertikálne, izotermy (čiary rovnakého tlaku vzduchu) sú zobrazené horizontálne, naklonené plné čiary sú suché adiabaty, naklonené prerušované čiary sú mokré adiabaty, bodkované čiary špecifická vlhkosť. Nižšie uvedený diagram ukazuje krivky zmien teploty vzduchu s výškou v dvoch bodoch v rovnakom období pozorovania - 15 hodín 3. mája 1965. Vľavo je teplotná krivka podľa údajov rádiosondy zverejnených v Leningrade, vpravo - v r. Taškent. Z tvaru ľavej krivky zmeny teploty s výškou vyplýva, že v Leningrade je vzduch stabilný. Navyše až po izobarický povrch 500 mb vertikálny teplotný gradient je v priemere 0,55° na 100 m. V dvoch malých vrstvách (na povrchoch 900 a 700 mb) zaznamenaná izotermia. To naznačuje, že nad Leningradom vo výškach 1,5-4,5 km Nachádza atmosférický predok, ktorá oddeľuje masy studeného vzduchu v dolnom a pol kilometri od teplého vzduchu umiestneného vyššie. Výška hladiny kondenzácie, určená polohou teplotnej krivky vo vzťahu k vlhkému adiabatu, je asi 1 km(900 mb).

V Taškente mal vzduch nestabilnú stratifikáciu. Do výšky 4 km vertikálny teplotný gradient bol blízky adiabatickému, t.j. pre každých 100 m Keď teplota stúpala, teplota klesla o 1 ° a nad tým na 12 km- viac adiabatický. Vzhľadom na suchý vzduch k tvorbe oblačnosti nedošlo.

Nad Leningradom nastal prechod do stratosféry vo výške 9 km(300 mb), a nad Taškentom je oveľa vyššie - asi 12 km(200 MB).

Pri stabilnom stave atmosféry a dostatočnej vlhkosti sa môžu vytvárať stratusové oblaky a hmly a pri nestabilnom stave a vysokej vlhkosti atmosféry tepelná konvekcia,čo vedie k tvorbe oblakov cumulus a cumulonimbus. Stav nestability je spojený s tvorbou prehánok, búrok, krupobití, malých vírov, víchrice a pod. Nestabilný stav lietadla spôsobuje aj tzv. atmosféru.

V lete je v popoludňajších hodinách častá nestabilita atmosféry, keď sa zohrievajú vrstvy vzduchu v blízkosti zemského povrchu. Preto sú prívalové dažde, víchrice a podobné nebezpečné poveternostné javy častejšie pozorované v popoludňajších hodinách, kedy vznikajú silné vertikálne prúdy v dôsledku prelomovej nestability - vzostupne A zostupne pohyb vzduchu. Z tohto dôvodu lietadlá lietajúce cez deň vo výške 2-5 km nad povrchom zeme viac podliehajú „hrboľatosti“ ako pri nočnom lete, kedy sa vplyvom ochladzovania povrchovej vrstvy vzduchu zvyšuje jej stabilita.

Vlhkosť vzduchu tiež klesá s nadmorskou výškou. Takmer polovica všetkej vlhkosti je sústredená v prvom a pol kilometri atmosféry a prvých päť kilometrov obsahuje takmer 9/10 všetkej vodnej pary.

Na ilustráciu dennodenne pozorovanej povahy teplotných zmien s výškou v troposfére a nižšej stratosfére v rôznych oblastiach Zeme, Obrázok 21 ukazuje tri stratifikačné krivky až do výšky 22-25 km. Tieto krivky boli skonštruované na základe pozorovaní rádiosondami o 15:00: dve v januári - Olekminsk (Jakutsko) a Leningrad a tretia v júli - Takhta-Bazar (Stredná Ázia). Prvá krivka (Olekminsk) je charakterizovaná prítomnosťou povrchovej inverzie, charakterizovanej zvýšením teploty z -48° pri zemskom povrchu na -25° v nadmorskej výške cca 1. km. V tom čase bola tropopauza nad Olekminskom v nadmorskej výške 9 km(teplota -62°). V stratosfére bol pozorovaný nárast teploty s nadmorskou výškou, ktorej hodnota bola 22 km sa blížila k -50°. Druhá krivka, predstavujúca zmenu teploty s výškou v Leningrade, naznačuje prítomnosť malej povrchovej inverzie, následne izotermy vo veľkej vrstve a poklesu teploty v stratosfére. Na úrovni 25 km teplota je -75°. Tretia krivka (Takhta-Bazar) je veľmi odlišná od severného bodu - Olekminska. Teplota na zemskom povrchu je nad 30°. Tropauza sa nachádza v nadmorskej výške 16 km, a nad 18 km Nastáva obvyklé zvýšenie teploty s výškou pre južné leto.

- zdroj-

Pogosyan, Kh.P. Atmosféra Zeme / H.P. Poghosyan [a ďalší]. – M.: Školstvo, 1970.- 318 s.

Zobrazenia príspevku: 7 029

Slnečné lúče pri prechode cez priehľadné látky ich ohrievajú veľmi slabo. Vysvetľuje to skutočnosť, že priame slnečné svetlo prakticky nezohrieva atmosférický vzduch, ale silne ohrieva zemský povrch, ktorý je schopný prenášať termálna energia susedné vrstvy vzduchu. Keď sa vzduch ohrieva, stáva sa ľahším a stúpa vyššie. V horných vrstvách sa teplý vzduch mieša so studeným, čím získava časť tepelnej energie.

Čím vyššie stúpa ohriaty vzduch, tým viac sa ochladzuje. Teplota vzduchu vo výške 10 km je konštantná a pohybuje sa v rozmedzí -40-45 °C.

Charakteristickým znakom zemskej atmosféry je pokles teploty vzduchu s výškou. Niekedy dochádza k zvýšeniu teploty so zvyšujúcou sa nadmorskou výškou. Názov tohto fenoménu je teplotná inverzia(zmena usporiadania teplôt).

Zmena teploty

Vznik inverzií môže spôsobiť ochladenie zemského povrchu a priľahlej vrstvy vzduchu v krátkom časovom období. Je to možné aj vtedy, keď sa hustý studený vzduch presúva z horských svahov do dolín.V priebehu dňa sa teplota vzduchu neustále mení. Počas dňa sa zemský povrch ohrieva a ohrieva spodnú vrstvu vzduchu. V noci sa spolu s ochladzovaním zeme ochladzuje aj vzduch. Najchladnejšie je za úsvitu a najteplejšie popoludní.

IN rovníkový pás Nedochádza k denným teplotným výkyvom. Nočné a denné teploty majú rovnaké hodnoty. Denné amplitúdy na pobrežiach morí, oceánov a nad ich hladinou sú zanedbateľné. Ale v púštnej zóne môže rozdiel medzi nočnou a dennou teplotou dosiahnuť 50-60 °C.

V miernom pásme maximálne množstvo Slnečné žiarenie na Zemi vzniká v dňoch letných slnovratov. Najhorúcejším mesiacom je však júl na severnej pologuli a január na južnej. Vysvetľuje to skutočnosť, že napriek tomu, že slnečné žiarenie menej intenzívne počas týchto mesiacov, veľké množstvo tepelnú energiu vydáva vysoko zohriaty zemský povrch.

Ročný teplotný rozsah je určený zemepisnou šírkou konkrétnej oblasti. Napríklad na rovníku je konštantná a dosahuje 22-23 °C. Najvyšší ročné amplitúdy pozorované v oblastiach stredných zemepisných šírok a vo vnútrozemí kontinentov.

Každá oblasť sa vyznačuje aj absolútnymi a priemernými teplotami. Absolútne teploty stanovené dlhodobými pozorovaniami na meteorologických staniciach. Najhorúcejšou oblasťou na Zemi je Líbyjská púšť (+58 °C), najchladnejšou je stanica Vostok v Antarktíde (-89,2 °C).

Priemerné teploty sa stanovujú výpočtom aritmetických stredných hodnôt niekoľkých ukazovateľov teplomeru. Takto sa určujú priemerné denné, priemerné mesačné a priemerné ročné teploty.

Aby sa zistilo, ako sa teplo rozdeľuje na Zemi, hodnoty teploty sa vykreslia na mapu a body sa prepoja rovnaké hodnoty. Výsledné čiary sa nazývajú izotermy. Táto metóda nám umožňuje identifikovať určité vzorce v rozložení teploty. Takže väčšina vysoké teploty sa zaznamenávajú nie na rovníku, ale v tropických a subtropické púšte. Teploty klesajú od trópov k pólom na dvoch pologuliach. Ak vezmeme do úvahy skutočnosť, že vodné útvary na južnej pologuli zaberajú väčšiu plochu ako pevnina, teplotné amplitúdy medzi najteplejším a najchladnejším mesiacom sú menej výrazné ako na severnej pologuli.

Na základe umiestnenia izoterm sa rozlišuje sedem tepelných zón: 1 horúca, 2 mierne, 2 studená, 2 oblasti permafrostu.

Súvisiace materiály:

V troposfére teplota vzduchu klesá s výškou, ako bolo uvedené, v priemere o 0,6 "C na každých 100 m výšky. V povrchovej vrstve však môže byť rozloženie teploty rôzne: môže klesať, stúpať, resp. zostávajú konštantné. Predstava rozloženia teploty s výškou udáva vertikálny teplotný gradient (VTG):

VGT = (/„ - /B)/(ZB -

kde /n - /v - teplotný rozdiel na spodnej a hornej úrovni, °C; ZB - ZH - výškový rozdiel, m Zvyčajne sa VGT počíta na 100 m výšky.

V povrchovej vrstve atmosféry môže byť VGT 1000-krát vyššia ako priemer pre troposféru

Hodnota VGT v povrchovej vrstve závisí od poveternostné podmienky(pri jasnom počasí je väčšia ako pri oblačnom počasí), ročné obdobie (viac v lete ako v zime) a dennú dobu (viac cez deň ako v noci). Vietor znižuje VGT, pretože pri zmiešaní vzduchu sa jeho teplota v rôznych nadmorských výškach vyrovnáva. Nad vlhkou pôdou VGT v prízemnej vrstve prudko klesá a nad holou pôdou (úhor) je VGT väčšia ako nad hustými plodinami alebo lúkami. Je to spôsobené rozdielmi v teplotnom režime týchto povrchov (pozri kapitolu 3).

V dôsledku určitej kombinácie týchto faktorov môže byť VGT pri povrchu, prepočítané na 100 m výšky, viac ako 100 °C/100 m.V takýchto prípadoch dochádza k tepelnej konvekcii.

Zmena teploty vzduchu s výškou určuje znamienko VGT: ak VGT > 0, potom teplota klesá so vzdialenosťou od aktívneho povrchu, čo sa zvyčajne deje počas dňa a leta (obr. 4.4); ak VGT = 0, potom sa teplota nemení s výškou; ak VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.

Podľa podmienok vzniku inverzií v povrchovej vrstve atmosféry sa delia na radiačné a advektívne.

1. Pri radiačnom ochladzovaní zemského povrchu dochádza k radiačným inverziám. Takéto inverzie sa tvoria v noci počas teplej sezóny av zime sa pozorujú aj cez deň. Preto sa radiačné inverzie delia na nočné (letné) a zimné.

Nočné inverzie vznikajú za jasného a tichého počasia po prechode radiačnej bilancie cez 0 1,0...1,5 hodiny pred západom slnka. V noci zosilnejú a svoju najväčšiu silu dosahujú pred východom slnka. Po východe slnka sa aktívny povrch a vzduch ohrievajú, čo ničí inverziu. Výška inverznej vrstvy je najčastejšie niekoľko desiatok metrov, ale za určitých podmienok (napríklad v uzavretých dolinách obklopených výraznými prevýšeniami) môže dosiahnuť 200 m a viac. Tomu napomáha prúdenie ochladeného vzduchu zo svahov do údolia. Oblačnosť inverziu oslabuje a rýchlosť vetra nad 2,5...3,0 m/s ju ničí. Pod klenbou hustej trávy, plodín a lesov v lete možno pozorovať inverzie aj cez deň.

Nočné radiačné inverzie na jar a na jeseň a na niektorých miestach v lete môžu spôsobiť pokles povrchových teplôt pôdy a vzduchu na záporné hodnoty(mráz), ktorý spôsobuje škody na mnohých kultúrnych rastlinách.

Zimné inverzie sa vyskytujú za jasného a pokojného počasia krátky deň keď sa ochladzovanie aktívneho povrchu neustále zvyšuje každý deň; môžu pretrvávať niekoľko týždňov, cez deň mierne zoslabnú a v noci opäť zosilnejú.

Radiačné inverzie sú obzvlášť zosilnené vo vysoko heterogénnom teréne. Chladiaci vzduch prúdi do nížin a kotlín, kde oslabené turbulentné miešanie prispieva k jeho ďalšiemu ochladzovaniu. Inverzie žiarenia spojené s terénnymi prvkami sa zvyčajne nazývajú orografické.

2. Advektívne inverzie vznikajú, keď teplý vzduch advekcia (presunie sa) na studený podkladový povrch, ktorý ochladzuje priľahlé vrstvy postupujúceho vzduchu. K týmto inverziám patria aj snehové inverzie. Vznikajú pri advekcii vzduchu s teplotou nad 0°C na povrch pokrytý snehom. Pokles teploty v najnižšej vrstve je v tomto prípade spojený so spotrebou tepla na topenie snehu.

UKAZOVATELE TEPLOTNÉHO REŽIMU V DANEJ LOKALITE A POŽIADAVKY TEPLA RASTLÍN

Pri posudzovaní teplotný režim veľké územie alebo samostatný bod, teplotné charakteristiky sa aplikujú pre rok alebo pre jednotlivé obdobia (vegetačné obdobie, ročné obdobie, mesiac, dekáda a deň). Hlavné z týchto ukazovateľov sú nasledujúce.

Priemerná denná teplota je aritmetický priemer teplôt nameraných počas všetkých pozorovacích období. Na meteorologických staniciach Ruská federácia teplota vzduchu sa meria osemkrát denne. Sčítaním výsledkov týchto meraní a delením súčtu číslom 8 sa získa priemerná denná teplota vzduchu.

Priemerná mesačná teplota je aritmetický priemer priemerných denných teplôt za celý deň v mesiaci.

Priemerná ročná teplota je aritmetický priemer priemerných denných (alebo priemerných mesačných) teplôt za celý rok.

Priemerná kódová teplota vzduchu poskytuje iba všeobecnú predstavu o množstve tepla, nie je charakterizovaná ročný kurz teplota. Priemerná ročná teplota na juhu Írska a v stepiach Kalmykia, ktoré sa nachádzajú v rovnakej zemepisnej šírke, je teda blízka (9°C). Ale v Írsku je priemerná januárová teplota 5...8 °C a lúky sú tu celú zimu zelené a v stepiach Kalmykie je priemerná januárová teplota -5...-8 °C. V lete v r. Írsko je chladné: 14 °C a priemerná júlová teplota v Kalmykii je 23...26 °C.

Preto pre viac plné charakteristiky ročné kolísanie teploty v toto miesto použiť údaje o priemernej teplote najchladnejších (január) a najteplejších (júl) mesiacov.

Všetky spriemerované charakteristiky však nedávajú presnú predstavu o denných a ročných teplotných zmenách, t. j. presne o podmienkach, ktoré sú obzvlášť dôležité pre poľnohospodársku výrobu. Okrem priemerných teplôt sú maximálne a minimálne teploty, amplitúda. Napríklad vedieť minimálna teplota v zimných mesiacoch možno posúdiť podmienky prezimovania ozimín a výsadby ovocia a bobúľ. Údaje o maximálnej teplote ukazujú v zime frekvenciu rozmrazovania a ich intenzitu av lete - počet horúcich dní, keď je možné poškodenie zrna počas obdobia plnenia atď.

Extrémne teploty sa rozlišujú: absolútne maximum (minimum) - najvyššia (najnižšia) teplota za celé obdobie pozorovania; priemer absolútnych maxím (minimál) - aritmetický priemer absolútnych extrémov; priemerné maximum (minimum) - aritmetický priemer všetkých extrémnych teplôt, napríklad za mesiac, sezónu, rok. V tomto prípade ich možno vypočítať takto: viacročné obdobie pozorovaní a za aktuálny mesiac, rok atď.

Amplitúda denných a ročných zmien teploty charakterizuje stupeň kontinentálnej klímy: čím väčšia je amplitúda, tým je podnebie kontinentálnejšie.

Teplotný režim v danej oblasti za určité obdobie charakterizujú aj súčty priemerných denných teplôt nad alebo pod určitou hranicou. Napríklad v klimatických referenčných knihách a atlasoch sú uvedené súčty teplôt nad 0, 5, 10 a 15 °C, ako aj pod -5 a -10 °C.

Vizuálnu reprezentáciu geografického rozloženia teplotných indikátorov poskytujú mapy, na ktorých sú nakreslené izotermy - čiary rovnakých hodnôt teploty alebo súčtu teplôt (obr. 4.7). Mapy napríklad teplotných súm sa používajú na zdôvodnenie umiestňovania plodín (výsadieb) kultúrnych rastlín s rôznymi požiadavkami na teplo.

Na objasnenie tepelných podmienok potrebných pre rastliny sa používajú aj súčty denných a nočných teplôt, keďže priemerná denná teplota a jej súčty neutralizujú teplotné rozdiely v dennom kolísaní teploty vzduchu.

Štúdium tepelného režimu oddelene pre deň a noc má hlboký význam fyziologický význam. Je známe, že všetky procesy vyskytujúce sa v rastlinnom a živočíšnom svete podliehajú prirodzeným rytmom určeným vonkajšími podmienkami, to znamená, že podliehajú zákonu takzvaných „biologických“ hodín. Napríklad podľa (1964) pre optimálne rastové podmienky tropické rastliny rozdiel medzi dennými a nočnými teplotami by mal byť 3...5°C, pre rastliny mierneho pásma-5...7 a pre púštne rastliny - 8 °C alebo viac. Štúdium denných a nočných teplôt nadobúda osobitný význam pre zvyšovanie produktivity poľnohospodárskych rastlín, ktorá je daná vzťahom medzi dvoma procesmi - asimiláciou a dýchaním, ktoré prebiehajú vo svetlých a tmavých hodinách dňa, ktoré sú pre rastliny kvalitatívne odlišné.

Priemerné denné a nočné teploty a ich súčty nepriamo zohľadňujú zemepisnú variabilitu dĺžok dňa a noci, ako aj zmeny kontinentality podnebia a vplyv rôznych foriem reliéfu na teplotný režim.

Súčty priemerných denných teplôt vzduchu, blízke pre dvojicu meteostaníc nachádzajúcich sa približne v rovnakej zemepisnej šírke, ale výrazne odlišných v zemepisnej dĺžke, t. j. nachádzajúcich sa v rôznych kontinentálnych klimatických podmienkach, sú uvedené v tabuľke 4.1.

Vo viac kontinentálnom východných regiónoch súčty denných teplôt sú o 200...500 °C vyššie a súčty nočných teplôt sú o 300 °C nižšie ako v západných a najmä prímorských oblastiach, čo vysvetľuje už dávno známy fakt- urýchlenie rozvoja poľnohospodárskych plodín v ostro kontinentálnej klíme.

Potreba tepla rastlín je vyjadrená súčtami aktívnych a efektívne teploty. V poľnohospodárskej meteorológii je aktívna teplota priemerná denná teplota vzduchu (alebo pôdy) nad biologickým minimom pre vývoj plodín. Efektívna teplota je priemerná denná teplota vzduchu (alebo pôdy) znížená o hodnotu biologického minima.

Rastliny sa vyvíjajú len vtedy, ak priemerná denná teplota prekročí ich biologické minimum, čo je napríklad 5 °C pre jarnú pšenicu, 10 °C pre kukuricu, 13 °C pre bavlnu (15 °C pre južné odrody bavlny). Súčty aktívnych a efektívnych teplôt sú stanovené tak pre jednotlivé medzifázové obdobia, ako aj pre celé vegetačné obdobie mnohých odrôd a hybridov hlavných poľnohospodárskych plodín (tabuľka 11.1).

Súčty aktívnych a efektívnych teplôt vyjadrujú aj potrebu tepla poikilotermných (studenokrvných) organizmov ako počas ontogenetického obdobia, tak aj počas celého storočia. existuje biologický cyklus.

Pri výpočte súčtu priemerných denných teplôt charakterizujúcich potrebu tepla rastlín a poikilotermných organizmov je potrebné zaviesť korekciu na balastné teploty, ktoré neurýchľujú rast a vývoj, t. j. zohľadňujú hornú úroveň teploty pre plodiny a organizmy. Pre väčšinu rastlín a škodcov mierneho pásma to bude priemerná denná teplota presahujúca 20...25 "C.

9. Absorpcia a rozptyl slnečného žiarenia v atmosfére

10. Celková radiácia. Rozloženie celkového slnečného žiarenia na zemskom povrchu. Odrazené a absorbované žiarenie. Albedo.

11. Radiačná bilancia zemského povrchu. Tepelné žiarenie zo zemského povrchu.

12. Tepelná bilancia atmosféry.

13. Zmena teploty vzduchu s nadmorskou výškou.

17. Charakteristika vlhkosti vzduchu. Denné a ročné zmeny parciálneho tlaku vodnej pary a relatívnej vlhkosti.

21. ...Hmla. Podmienky pre tvorbu hmly. Chladiace a odparovacie hmly.

22. Tvorba zrážok: kondenzácia, sublimácia a koagulácia. Klasifikácia zrážok podľa ich stavu agregácie a charakteru zrážok (prehánky, silné, mrholenie).

23. Druhy ročných zrážok.

24. Geografické rozloženie zrážok. Koeficient vlhkosti.

23. Vertikálne tlakové gradienty. Ročné kolísanie atmosférického tlaku.

27. Vietor, jeho rýchlosť a smer. Ruža vetra.

28. Sily pôsobiace na vietor: tlakový gradient, Coriolisove, trenie, odstredivé. Geostrofický a gradientný vietor.

29. Vzduchové hmoty. Klasifikácia vzdušných hmôt. Fronty v atmosfére. Klimatologické fronty.

30. Typy frontov: teplý, studený, oklúzny front

31. Model Oca: polárny, mierny, tropický spoj.

32. Geografické rozloženie atmosférického tlaku. Centrá atmosférického pôsobenia: trvalé, sezónne.

33. Cirkulácia v trópoch. Pasáty. Intertropická zóna konvergencie. Tropické cyklóny, ich výskyt a rozšírenie.

34. Obeh extratropických zemepisných šírok. Cyklóny a anticyklóny, ich výskyt, vývoj, pohyb. Počasie v cyklónoch a anticyklónach.

35. Monzúny. Tropické a extratropické monzúny.

36. Miestne vetry: vetry, horské údolia, foehn, bóra, ľadovcové, katabatické.

37. Predpoveď počasia: krátkodobá, strednodobá a dlhodobá.

38. Pojem podnebie. Makro-, mezo- a mikroklíma. Klimotvorné procesy (cirkulácia tepla, cirkulácia vlhkosti, cirkulácia atmosféry) a geografické klimatické faktory.

39. Vplyv geografickej šírky, rozloženia pevniny a mora, morských prúdov na klímu. Fenomén El Niño.

40. Vplyv reliéfu, vegetácie a snehovej pokrývky na klímu (v otázke 39) Vplyv človeka na klímu: mestská klíma.

41. Klasifikácia podnebia Zeme. Klimatická klasifikácia podľa Köppen-Trevert.

42. Charakteristika klimatických typov v rovníkových a subekvatoriálnych zónach (podľa klasifikácie B.P. Alisova).

43. Charakteristika klimatických typov v tropickom a subtropickom pásme (podľa klasifikácie B.P. Alisova).

44. Charakteristika klimatických typov v rovníkovej a subekvatoriálnej zóne (podľa klasifikácie B.P. Alisova).

45. Charakteristika klimatických typov miernych, subpolárnych a polárnych pásiem (podľa klasifikácie B.P. Alisova).

46.Podnebie Bieloruska: slnečné žiarenie, atmosférická cirkulácia, rozloženie teploty a zrážok. Ročné obdobia.

47. Klimatické oblasti Bieloruska. Agroklimatické zónovanie (podľa A.Kh. Shklyara).

48. Príčiny klimatických zmien. Metódy štúdia minulej klímy. Paleoklimatológia.

49. Klimatické zmeny v geologickej histórii Zeme: prekambrium, fanerozoikum, pleistocén a holocén.

50. Antropogénna zmena klímy. Sociálno-ekonomické dôsledky otepľovania klímy.

13. Zmena teploty vzduchu s nadmorskou výškou.

Vertikálne rozloženie teploty v atmosfére tvorí základ pre rozdelenie atmosféry do piatich hlavných vrstiev. Pre poľnohospodársku meteorológiu sú najzaujímavejšie vzory teplotných zmien v troposfére, najmä v jej povrchovej vrstve.

Vertikálny teplotný gradient

Zmena teploty vzduchu na 100 m nadmorskej výšky sa nazýva vertikálny teplotný gradient (VHT závisí od viacerých faktorov: ročná doba (menej v zime, viac v lete), denná doba (menej v noci, viac cez deň). ), umiestnenie vzduchových hmôt (ak sa v niektorej výške nad studenou vrstvou vzduchu nachádza vo vrstve teplejšieho vzduchu, potom VGT obrátené znamienko). Priemerná hodnota VGT v troposfére je asi 0,6 °C/100 m.

V povrchovej vrstve atmosféry závisí VGT od dennej doby, počasia a charakteru podkladového povrchu. Počas dňa je VGT takmer vždy pozitívne, najmä v lete nad pevninou, ale za jasného počasia je desaťkrát väčšie ako v zamračenom počasí. Za jasného letného popoludnia môže byť teplota vzduchu na povrchu pôdy o 10 °C a viac vyššia ako teplota vo výške 2 m. V dôsledku toho je VGT v danej dvojmetrovej vrstve v prepočte na 100 m viac ako 500 °C/100 m Vietor znižuje VGT, keďže pri miešaní vzduchu sa jeho teplota v rôznych nadmorských výškach vyrovnáva. Oblačnosť a zrážky znižujú VGT. Keď je pôda mokrá, VGT v povrchovej vrstve atmosféry prudko klesá. Nad holou pôdou (úhor) je VGT väčšia ako nad rozvinutými plodinami alebo lúkami. V zime nad snehovou pokrývkou je VGT v povrchovej vrstve atmosféry malé a často negatívne.

S výškou sa vplyv podkladového povrchu a počasia na VGT oslabuje a VGT klesá v porovnaní s jeho hodnotami v povrchovej vrstve vzduchu. Nad 500 m vplyv denného kolísania teploty vzduchu slabne. Vo výškach od 1,5 do 5-6 km je VGT v rozmedzí 0,5-0,6 °C/100 m. Vo výške 6-9 km sa VGT zvyšuje a v hornej vrstve je 0,65-0,75 °C/100 m. troposféry, VGT opäť klesá na 0,5-0,2° C/100 m.

Údaje o VGT v rôznych vrstvách atmosféry sa využívajú pri predpovedi počasia, v meteorologických službách pre prúdové lietadlá a pri vynášaní satelitov na obežnú dráhu, ako aj pri určovaní podmienok vypúšťania a distribúcie priemyselného odpadu v atmosfére. Negatívny VGT v povrchovej vrstve vzduchu v noci na jar a na jeseň naznačuje možnosť mrazu.

17. Charakteristika vlhkosti vzduchu. Denné a ročné zmeny parciálneho tlaku vodnej pary a relatívnej vlhkosti.

Atmosférický tlak vodnej pary – parciálny tlak vodnej pary vo vzduchu

Zemská atmosféra obsahuje asi 14 tisíc km 3 vodnej pary. Voda sa do atmosféry dostáva v dôsledku vyparovania z podkladového povrchu. V atmosfére vlhkosť kondenzuje, pohybuje sa vzdušnými prúdmi a opäť padá vo forme rôznych zrážok na povrch Zeme, čím sa dokončuje neustály kolobeh vody. Kolobeh vody je možný vďaka schopnosti vody byť v troch skupenstvách (kvapalné, pevné, plynné (pary)) a ľahko prechádzať z jedného stavu do druhého. Cirkulácia vlhkosti je jedným z najdôležitejších cyklov tvorby klímy.

Na kvantifikáciu obsahu vodnej pary v atmosfére sa používajú rôzne charakteristiky vlhkosti vzduchu. Hlavnými charakteristikami vlhkosti vzduchu sú tlak vodnej pary a relatívna vlhkosť.

Elasticita (skutočná) vodnej pary (e) - tlak vodnej pary v atmosfére sa vyjadruje v mmHg. alebo v milibaroch (mb). Číselne sa takmer zhoduje s absolútnou vlhkosťou (obsah vodnej pary vo vzduchu v g/m3), preto sa elasticita často nazýva absolútna vlhkosť. Elasticita nasýtenia (maximálna elasticita) (E) je hranica obsahu vodnej pary vo vzduchu pri danej teplote. Hodnota elasticity nasýtenia závisí od teploty vzduchu, čím vyššia je teplota, tým viac vodnej pary môže obsahovať.

Denná zmena vlhkosti (absolútna) môže byť jednoduchá alebo dvojnásobná. Prvý sa zhoduje s denným kolísaním teploty, má jedno maximum a jedno minimum a je typický pre miesta s dostatočnou vlhkosťou. Pozoruje sa nad oceánmi a nad pevninou v zime a na jeseň.

Dvojitý ťah má dve maximá a dve minimá a je typický pre letnú sezónu na súši: maximá o 9 a 20-21 hodine a minimá o 6 a 16 hodinách.

Ranné minimum pred východom slnka sa vysvetľuje slabým vyparovaním počas nočných hodín. So zvyšujúcou sa energiou žiarenia sa zvyšuje odparovanie a tlak vodnej pary dosahuje maximum asi po 9 hodinách.

V dôsledku zahrievania povrchu vzniká konvekcia vzduchu, prenos vlhkosti prebieha rýchlejšie ako jej vstup z odparovacej plochy, takže okolo 16. hodiny nastáva druhé minimum. Vo večerných hodinách sa konvekcia zastaví, ale odparovanie z vyhrievaného povrchu je stále dosť intenzívne a vlhkosť sa hromadí v spodných vrstvách, čo poskytuje druhé maximum okolo 20-21 hodín.

Ročné kolísanie tlaku vodnej pary zodpovedá ročným zmenám teploty. V lete je tlak vodnej pary väčší, v zime menší.

Denné a ročné kolísanie relatívnej vlhkosti je takmer všade opačné ako kolísanie teploty, pretože maximálny obsah vlhkosti so zvyšujúcou sa teplotou rastie rýchlejšie ako elasticita vodnej pary. Denné maximum relatívnej vlhkosti sa vyskytuje pred východom slnka, minimum - o 15-16 hodín.

Počas roka sa maximálna relatívna vlhkosť vzduchu zvyčajne vyskytuje počas najviac chladný mesiac, minimum – pre najteplejší mesiac. Výnimkou sú regióny, kde v lete vanú vlhké vetry od mora a v zime suché vetry z pevniny.

Absolútna vlhkosť = množstvo vody v danom objeme vzduchu, merané v (g/m³)

Relatívna vlhkosť = percento skutočného množstva vody (tlak vodnej pary) k tlaku vodnej pary pri danej teplote za nasýtených podmienok. Vyjadrené v percentách. Tie. Vlhkosť 40 % znamená, že pri tejto teplote sa môže odpariť ďalších 60 % celkovej vody.

inverzia

teplota vzduchu sa zvyšuje s nadmorskou výškou namiesto obvyklého poklesu

Alternatívne popisy

Vzbudený stav látky, v ktorom je počet častíc na vyššej energii. úroveň prevyšuje počet častíc na nižšej úrovni (fyzika)

Zmena smeru magnetické pole Zem obrátená, pozorovaná v časových intervaloch od 500 tisíc rokov do 50 miliónov rokov

Zmena normálnej polohy prvkov, ich umiestnenie v opačnom poradí

Lingvistický výraz znamenajúci zmenu zaužívaného slovosledu vety

Opačné poradie, opačné poradie

Logická operácia "nie"

Chromozomálne preskupenie spojené s rotáciou jednotlivých chromozómových úsekov o 180

Konformná transformácia euklidovskej roviny alebo priestoru

Preskupenie v matematike

Dramatické zariadenie demonštrujúce výsledok konfliktu na začiatku hry

V metrológii - abnormálna zmena akýkoľvek parameter

Stav hmoty, v ktorom viac vysoké úrovne energie častíc, z ktorých sa skladá, sú viac „osadené“ časticami ako nižšie

V organickej chémii proces rozkladu sacharidu

Zmena poradia slov vo vete

Zmena poradia slov pre zdôraznenie

Biela stopa za lietadlom

Zmena poradia slov

Obrátené poradie prvkov

Zmena zvyčajného slovosledu vo vete na zvýšenie expresivity reči

V prvých častiach sme sa vo všeobecnosti oboznámili s vertikálnou štruktúrou atmosféry a zmenami teploty s nadmorskou výškou.

Tu zvážime niektoré zaujímavé črty teplotného režimu v troposfére a v nadložných sférach.

Teplota a vlhkosť v troposfére. Najzaujímavejšou oblasťou je troposféra, keďže sa tu tvoria horninotvorné procesy. V troposfére, ako už bolo naznačené v kapitole I, teplota vzduchu klesá s výškou v priemere o 6° na každý kilometer stúpania, alebo o 0,6° na 100 m. Táto hodnota vertikálneho teplotného gradientu sa najčastejšie pozoruje a je definovaná ako priemer z mnohých meraní. V skutočnosti je vertikálny teplotný gradient v miernych zemepisných šírkach Zeme premenlivý. Závisí to od ročných období, dennej doby, charakteru atmosférických procesov a v nižších vrstvách troposféry najmä od teploty podkladového povrchu.

V teplom období, keď je vrstva vzduchu susediaca s povrchom zeme dostatočne zahriata, teplota s výškou klesá. Pri silnom zahriatí povrchovej vrstvy vzduchu presahuje veľkosť vertikálneho teplotného gradientu aj 1° na každých 100 m zvyšovanie.

V zime pri silnom ochladzovaní zemského povrchu a prízemnej vrstvy vzduchu sa namiesto poklesu pozoruje s výškou nárast teploty, teda dochádza k teplotnej inverzii. Najsilnejšie a najmohutnejšie inverzie sú pozorované na Sibíri, najmä v Jakutsku v zime, kde prevláda jasné a pokojné počasie podporujúce radiáciu a následné ochladzovanie povrchovej vrstvy vzduchu. Veľmi často tu teplotná inverzia siaha do výšky 2-3 km, a rozdiel medzi teplotou vzduchu na povrchu zeme a hornou hranicou inverzie je často 20-25°. Inverzie sú typické aj pre centrálne oblasti Antarktídy. V zime sa vyskytujú v Európe, najmä v jej východnej časti, Kanade a iných oblastiach. Veľkosť zmeny teploty s výškou (vertikálny teplotný gradient) do značnej miery určuje poveternostné podmienky a typy pohybov vzduchu vo vertikálnom smere.

Stabilná a nestabilná atmosféra. Vzduch v troposfére sa ohrieva spodným povrchom. Teplota vzduchu sa mení s nadmorskou výškou a v závislosti od atmosférického tlaku. Keď sa to stane bez výmeny tepla s prostredím, proces sa nazýva adiabatický. Stúpajúci vzduch vytvára prácu vďaka vnútornej energii, ktorá sa vynakladá na prekonanie vonkajšieho odporu. Preto, keď vzduch stúpa, ochladzuje sa, a keď klesá, ohrieva sa.

Adiabatické zmeny teploty nastávajú podľa suchý adiabatický A vlhké adiabatické zákony.

Podľa toho sa rozlišujú aj vertikálne gradienty zmien teploty s výškou. Suchý adiabatický gradient- je zmena teploty suchého alebo vlhkého nenasýteného vzduchu za každých 100 m zdvíhanie a spúšťanie o 1 °, A vlhký adiabatický gradient- je pokles teploty vlhkého nasýteného vzduchu o každých 100 m prevýšenie menej ako 1°.

V tabuľke 15 sú uvedené spriemerované hodnoty vlhkostno-adiabatického gradientu pri rôznych teplotách a hodnotách

tlak 1000, 750 a 500 mb,čo približne zodpovedá povrchu zeme a výškam 2,5-5,5 km.

V teplom období je vertikálny teplotný gradient v priemere 0,6-0,7° na 100 m zvyšovanie.

Pri znalosti teploty na zemskom povrchu je možné vypočítať približné hodnoty teploty v rôznych nadmorských výškach. Ak je napríklad teplota vzduchu na povrchu zeme 28°, potom za predpokladu, že vertikálny teplotný gradient je v priemere 0,7° na 100 m alebo 7° na kilometer, to dostaneme vo výške 4 km teplota je 0°. Teplotný gradient v zime v stredných zemepisných šírkach nad pevninou zriedka prekračuje 0,4-0,5° na 100 m:Často sa vyskytujú prípady, keď sa v určitých vrstvách vzduchu teplota s výškou takmer nemení, t.j. dochádza k izotermii.

Podľa veľkosti vertikálneho gradientu teploty vzduchu možno posúdiť povahu rovnováhy atmosféry - stabilnú alebo nestabilnú.

Stabilná rovnováha nastáva, keď je vertikálny teplotný gradient nenasýteného vzduchu menší ako suchý adiabatický gradient a vertikálny teplotný gradient nasýteného vzduchu je menší ako vlhký adiabatický. Ak sa za tejto podmienky vonkajším vplyvom zdvihne malý objem nenasýteného vzduchu do určitej výšky, potom akonáhle prestane pôsobiť vonkajšia sila, tento objem vzduchu sa vráti do svojej predchádzajúcej polohy. Stáva sa to preto, že zvýšený objem vzduchu, ktorý vynaložil vnútornú energiu na svoju expanziu, sa ochladí o 1° na každých 100 m(podľa suchého adiabatického zákona). Ale keďže vertikálny teplotný gradient okolitého vzduchu bol menší ako suchý adiabatický, ukázalo sa, že zvýšený objem vzduchu v danej výške mal nižšiu teplotu ako okolitý vzduch. Keďže má vyššiu hustotu v porovnaní s hustotou okolitého vzduchu, musí klesať, kým nedosiahne svoj pôvodný stav. Ukážme si to na príklade.

zostúpiť, snažiac sa dosiahnuť pôvodnú úroveň, t.j. povrch zeme.

Podobný výsledok sa dosiahne v prípade stúpajúceho nasýteného vzduchu, ak je vertikálny gradient teploty okolia menší ako vlhký adiabatický. Preto v stabilnom stave atmosféry v homogénnej mase vzduchu nedochádza k rýchlej tvorbe oblakov cumulus a cumulonimbus.

Predpokladajme napríklad, že nenasýtený vzduch v spodných vrstvách do výšky 2 km stratifikovaný nestabilne, teda jeho teplotou

klesá s nadmorskou výškou o 1,2° na každých 100 m, a nad vzduchom, keď sa nasýti, má stabilnú stratifikáciu, t.j. jeho teplota klesá o 0,6 ° na každých 100 m zdvihy (obr. 19, b). V takomto prostredí sa objem suchého nenasýteného vzduchu zvýši podľa suchého adiabatického zákona, t.j. ochladí sa o 1° na 100 m. Potom, ak je jeho teplota na povrchu zeme 20 °, potom v nadmorskej výške 1 km bude sa rovnať 10°, zatiaľ čo okolitá teplota je 8°. Tým, že je o 2° teplejší, a teda ľahší, bude tento objem stúpať vyššie. Vo výške 2 km bude teplejšie ako okolie o 4°, keďže jeho teplota dosiahne 0° a teplota okolitého vzduchu je -4°. Keď bude opäť ľahší, objem predmetného vzduchu bude naďalej stúpať do výšky 3 km, kde sa jeho teplota rovná teplote okolia (-10°). Potom sa voľný vzostup prideleného objemu vzduchu zastaví.

Na určenie stavu atmosféry sa používajú aerologické diagramy. Ide o diagramy s pravouhlými súradnicovými osami, pozdĺž ktorých sú zakreslené charakteristiky stavu vzduchu.

Rodiny sú znázornené na aerologických diagramoch suché A mokré adiabaty, teda krivky graficky znázorňujúce zmenu stavu vzduchu počas suchých adiabatických a mokrých adiabatických procesov.

Obrázok 20 ukazuje takýto diagram. Izobary sú zobrazené vertikálne, izotermy (čiary rovnakého tlaku vzduchu) sú zobrazené horizontálne, naklonené plné čiary sú suché adiabaty, naklonené prerušované čiary sú mokré adiabaty, bodkované čiary špecifická vlhkosť Nižšie uvedený diagram ukazuje krivky zmien teploty vzduchu s výškou v dvoch bodoch v rovnakom období pozorovania - 15 hodín 3. mája 1965. Vľavo je teplotná krivka podľa údajov rádiosondy zverejnených v Leningrade, vpravo - v r. Taškent. Z tvaru ľavej krivky zmeny teploty s výškou vyplýva, že v Leningrade je vzduch stabilný. Navyše až po izobarický povrch 500 mb vertikálny teplotný gradient je v priemere 0,55° na 100 m. V dvoch malých vrstvách (na povrchoch 900 a 700 mb) zaznamenaná izotermia. To naznačuje, že nad Leningradom vo výškach 1,5-4,5 km existuje atmosferický front, ktorý oddeľuje masy studeného vzduchu v dolnom a pol kilometri od vyššie položeného teplého vzduchu. Výška hladiny kondenzácie, určená polohou teplotnej krivky vo vzťahu k vlhkému adiabatu, je asi 1 km(900 mb).

Nad Leningradom nastal prechod do stratosféry vo výške 9 km(300 mb), a nad Taškentom je oveľa vyššie - asi 12 km(200 MB).

n) Takzvaná hrbolatosť lietadla, teda hádzanie lietadla počas letu, je tiež spôsobené nestabilným stavom atmosféry.

Predchádzajúca kapitola::: K obsahu::: Nasledujúca kapitola

Slnečné lúče dopadajúce na zemský povrch ju zahrievajú. Ohrievanie vzduchu prebieha zdola nahor, teda od zemského povrchu.

K prenosu tepla zo spodných vrstiev vzduchu do horných vrstiev dochádza najmä v dôsledku stúpania teplého ohriateho vzduchu nahor a klesania studeného vzduchu nadol. Tento proces ohrievania vzduchu sa nazýva konvekcia.

V iných prípadoch dochádza k prenosu tepla smerom nahor v dôsledku dynamiky turbulencie. Tak sa nazývajú náhodné víry, ktoré vznikajú vo vzduchu v dôsledku jeho trenia o zemský povrch pri horizontálnom pohybe alebo pri trení rôznych vrstiev vzduchu o seba.

Konvekcia sa niekedy nazýva tepelná turbulencia. Konvekcia a turbulencia sa niekedy kombinujú spoločný názov - výmena.

Ochladzovanie spodnej atmosféry prebieha inak ako ohrievanie. povrch Zeme Neustále stráca teplo do atmosféry, ktorá ho obklopuje, vyžarovaním okom neviditeľných tepelných lúčov. Chladenie sa stáva obzvlášť silným po západe slnka (v noci). Vďaka tepelnej vodivosti sa postupne ochladzujú aj vzduchové hmoty susediace so zemou, ktoré potom prenášajú toto ochladzovanie do nadložných vrstiev vzduchu; v tomto prípade sa najintenzívnejšie ochladzujú najnižšie vrstvy.

V závislosti od solárneho ohrevu sa teplota spodných vrstiev vzduchu mení v priebehu roka a dňa a dosahuje maximum okolo 13-14 hodín. Denný cyklus teplota vzduchu v rôzne dni lebo to isté miesto nie je stále; jej veľkosť závisí najmä od poveternostných podmienok. Zmeny teploty spodných vrstiev vzduchu sú teda spojené so zmenami teploty zemského (podložného) povrchu.

K zmenám teploty vzduchu dochádza aj z jeho vertikálnych pohybov.

Je známe, že vzduch sa pri expanzii ochladzuje a pri stlačení sa ohrieva. V atmosfére, pri pohybe vzduchu nahor, spadajúce do oblastí viac nízky tlak, expanduje a ochladzuje, a naopak, pri pohybe nadol sa vzduch stláčaním ohrieva. Zmeny teploty vzduchu pri jeho vertikálnych pohyboch do značnej miery určujú tvorbu a ničenie oblačnosti.

Teplota vzduchu zvyčajne klesá s výškou. Zmeniť priemerná teplota s nadmorskou výškou nad Európou v lete a v zime je uvedená v tabuľke „Priemerné teploty vzduchu nad Európou“.

Pokles teploty s výškou je charakterizovaný vertikálou teplotný gradient. Toto je názov pre zmenu teploty na každých 100 m nadmorskej výšky. Pre technické a letecké výpočty sa vertikálny teplotný gradient rovná 0,6. Treba mať na pamäti, že táto hodnota nie je konštantná. Môže sa stať, že v niektorej vrstve vzduchu sa teplota s výškou nemení.

Takéto vrstvy sú tzv izotermické vrstvy.

Pomerne často sa v atmosfére vyskytuje jav, keď v určitej vrstve teplota dokonca stúpa s výškou. Tieto vrstvy atmosféry sa nazývajú vrstvy inverzie. Inverzie vznikajú z rôznych dôvodov. Jedným z nich je ochladzovanie podkladového povrchu sálaním v noci resp zimný čas pri jasná obloha. Niekedy sa v prípade pokojného alebo slabého vetra ochladzuje aj povrchový vzduch a stáva sa chladnejším ako nadložné vrstvy. Výsledkom je, že vzduch vo výške je teplejší ako na dne. Takéto inverzie sa nazývajú žiarenia. Silné radiačné inverzie sú zvyčajne pozorované nad snehovou pokrývkou a najmä v horských kotlinách a tiež počas bezvetria. Inverzné vrstvy siahajú do výšok niekoľkých desiatok či stoviek metrov.

Inverzie sa vyskytujú aj v dôsledku pohybu (advekcie) teplého vzduchu na studený podkladový povrch. Ide o tzv advektívne inverzie. Výška týchto inverzií je niekoľko stoviek metrov.

Okrem týchto inverzií sa pozorujú frontálne inverzie a kompresné inverzie. Čelné inverzie sa vyskytujú, keď teplé vzduchové hmoty prúdia cez chladnejšie. Inverzie kompresie vznikajú, keď vzduch zostupuje z horných vrstiev atmosféry. V tomto prípade sa zostupujúci vzduch niekedy zahreje natoľko, že jeho spodné vrstvy sa ukážu byť chladnejšie.

Teplotné inverzie pozorujeme v rôznych nadmorských výškach v troposfére, najčastejšie vo výškach okolo 1 km. Hrúbka inverznej vrstvy sa môže pohybovať od niekoľkých desiatok do niekoľkých stoviek metrov. Teplotný rozdiel počas inverzie môže dosiahnuť 15-20°.

Inverzné vrstvy zohrávajú pri počasí veľkú úlohu. Pretože vzduch v inverznej vrstve je teplejší ako spodná vrstva, vzduch v spodných vrstvách nemôže stúpať. V dôsledku toho inverzné vrstvy spomaľujú vertikálne pohyby v spodnej vzduchovej vrstve. Pri lietaní pod inverznou vrstvou sa zvyčajne pozoruje hrbolček ("hrbolatosť"). Nad inverznou vrstvou zvyčajne prebieha let lietadla normálne. Pod inverznými vrstvami sa vyvíjajú takzvané zvlnené oblaky.

Teplota vzduchu ovplyvňuje techniku pilotovania a prevádzku zariadenia. Pri prízemných teplotách pod -20 ° olej zamrzne, preto ho treba naliať v zohriatom stave. Za letu o nízke teploty Voda v chladiacom systéme motora je intenzívne chladená. Pri zvýšených teplotách (nad +30°) sa motor môže prehriať. Teplota vzduchu ovplyvňuje aj výkon posádky lietadla. Pri nízkych teplotách, dosahujúcich -56° v stratosfére, sú pre posádku potrebné špeciálne uniformy.

Teplota vzduchu je veľmi veľký význam pre predpoveď počasia.

Teplota vzduchu sa meria počas letu lietadla pomocou elektrických teplomerov pripevnených k lietadlu. Pri meraní teploty vzduchu treba mať na pamäti, že kvôli vysokým otáčkam moderné lietadlá teplomery dávajú chyby. Vysoké rýchlosti lietadla spôsobujú zvýšenie teploty samotného teplomera, v dôsledku trenia jeho zásobníka o vzduch a vplyvom zahrievania v dôsledku stláčania vzduchu. Zahrievanie spôsobené trením sa zvyšuje so zvyšujúcou sa rýchlosťou letu lietadla a je vyjadrené nasledujúcimi veličinami:

Rýchlosť v km/h …………. 100 200 З00 400 500 600

Zahrievanie trením...... 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°.b

Zahrievanie z kompresie je vyjadrené nasledujúcimi veličinami:

Rýchlosť v km/h …………. 100 200 300 400 500 600

Zahrievanie z kompresie...... 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Skreslenie údajov teplomera inštalovaného v lietadle pri lietaní v oblakoch je o 30% menšie ako vyššie uvedené hodnoty, pretože časť tepla generovaného trením a kompresiou sa spotrebuje na odparovanie vody kondenzovanej vo vzduchu v vo forme kvapiek.

Teplota vzduchu. Jednotky merania, zmena teploty s nadmorskou výškou. Inverzia, izotermia, Typy inverzií, Adiabatický proces.

Teplota vzduchu je veličina charakterizujúca jeho tepelný stav. Vyjadruje sa buď v stupňoch Celzia (ºС na stupnici Celzia alebo v Kelvinoch (K) na absolútna mierka. Prechod z teploty v Kelvinoch na teplotu v stupňoch Celzia sa uskutočňuje podľa vzorca

t = T-273°

Spodná vrstva atmosféry (troposféra) sa vyznačuje poklesom teploty s výškou o 0,65ºС na 100 m.

Táto zmena teploty s výškou na 100 m sa nazýva vertikálny teplotný gradient. Keď poznáte teplotu na povrchu zeme a pomocou hodnoty vertikálneho gradientu, môžete vypočítať približnú teplotu v akejkoľvek nadmorskej výške (napríklad pri teplote na povrchu zeme +20ºС v nadmorskej výške 5000 m teplota sa bude rovnať:

20°- (0,65 x 50) = - 12,5.

Vertikálny gradient γ nie je konštantný a závisí od typu vzduchová hmota, denná doba a ročné obdobie, povaha podkladového povrchu a iné dôvody. Keď teplota klesá s výškou, γ  sa považuje za kladné, ak sa teplota nemení s výškou, potom γ = 0 vrstvy sa nazývajú izotermický. Vrstvy atmosféry, v ktorých teplota stúpa s výškou (γ< 0), называются inverzia. V závislosti od veľkosti vertikálneho teplotného gradientu môže byť stav atmosféry stabilný, nestabilný alebo indiferentný vo vzťahu k suchému (nenasýtenému) alebo nasýtenému vzduchu.

Teplota vzduchu so stúpaním klesá adiabaticky, teda bez výmeny tepla častíc vzduchu s okolím. Ak častica vzduchu stúpa nahor, jej objem sa zväčšuje a vnútorná energia častice klesá.

Ak častica klesá, zmršťuje sa a jej vnútorná energia sa zvyšuje. Z toho vyplýva, že pri pohybe objemu vzduchu nahor jeho teplota klesá a pri pohybe nadol sa zvyšuje. Tieto procesy sa hrajú dôležitá úloha pri tvorbe a vývoji oblakov.

Horizontálny gradient je teplota vyjadrená v stupňoch na vzdialenosť 100 km. Pri prechode zo studeného VM na teplý a z teplého na studený môže prekročiť 10º na 100 km.

Typy inverzií.

Inverzie sú retardačné vrstvy, tlmia vertikálne pohyby vzduchu, pod nimi dochádza k hromadeniu vodnej pary alebo iných pevných častíc, ktoré zhoršujú viditeľnosť, tvorbe hmly a rôzne formy mraky Inverzné vrstvy sú zároveň brzdiacimi vrstvami pre horizontálne pohyby vzduchu. V mnohých prípadoch sú tieto vrstvy povrchmi s vetrom. Inverzie v troposfére možno pozorovať v blízkosti zemského povrchu a na ňom vysokých nadmorských výškach. Silnou vrstvou inverzie je tropopauza.

V závislosti od príčin výskytu sa rozlišujú nasledujúce typy inverzie:

1. Žiarenie – výsledok ochladzovania povrchovej vrstvy vzduchu, zvyčajne v noci.

2. Advektívna - keď sa teplý vzduch presúva na studený podkladový povrch.

3. Kompresia alebo pokles - vzniká v centrálnych častiach nízko sa pohybujúcich anticyklón.