Как изменяется температура воздуха с высотой? Вертикальное строение атмосферы Определение высоты уровней конденсации и сублимации.
Ежеминутно Солнце обрушивает на нашу планету гигантское количество света и тепла. Почему же температура воздуха не всегда и не везде одинакова?
Как нагревается воздух?
Солнечные лучи проходят через воздух атмосферы, почти не нагревая его. Основное тепло воздух получает от нагретой солнечными лучами земной поверхности. Поэтому температура воздуха в тропосфере понижается на 0,6 °С при подъёме на каждые 100 метров высоты.
Земная поверхность и воздух над ней нагреваются солнцем неравномерно. Это зависит от угла падения солнечных лучей. Чем больше угол падения солнечных лучей, тем выше температура воздуха. Поэтому над полюсами воздух холоднее, чем . Перепады температур на Земле очень велики: от +58,1 °С в до -89,2 °С в .
Нагрев поверхности, а значит, и температура воздуха над ней зависят также от способности поверхности поглощать тепло и отражать солнечные лучи.
Изменение температуры воздуха
Температура воздуха на одной и той же широте не постоянна. Она изменяется в течение суток и по сезонам года вслед за изменением угла падения солнечных лучей. Суточные изменения наиболее отчётливы при ясной, безоблачной . Сезонные различия наиболее значительны в освещённости.
Годовой ход температуры воздуха характеризуется средними месячными температурами. В странах Северного полушария самая высокая среднемесячная температура обычно бывает в июле, самая низкая - в январе.
В горах температура воздуха падает с высотой. Поэтому, чем выше горы, тем температура на вершинах ниже.
Температура изменяется также и в течение суток. На любой широте при ясной погоде летом самая высокая температура бывает в 14 часов, а самая низкая - перед восходом солнца. Разница между самыми высокими (максимальными) и самыми низкими (минимальными) температурами за какой-либо отрезок времени называется амплитудой температур. Обычно определяют суточную и годовую амплитуду.
На картах точки с равными температурами соединяют линиями - изотермами. Как правило, показывают изотермы средних температур января и июля.
Парниковый эффект
Наблюдения показали, что начиная с 1860 года средняя температура у поверхности Земли поднялась на 0,6 °С и продолжает повышаться. Потепление связывают с явлением под названием парниковый эффект. Его главный виновник - углекислый газ, который накапливается в атмосфере в результате сжигания топлива. Он плохо пропускает тепло от нагретой земной поверхности в атмосферу, поэтому в приземных слоях тропосферы повышается температура. Если содержание углекислого газа в атмосфере будет расти и дальше, Землю ожидает очень сильное потепление.
В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 ºС на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оставаться постоянной. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):
Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей.
Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом; если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.
В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адветивные.
1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние.
2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0°С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.
Измерение температуры воздуха
На метеорологических станциях термометры устанавливают в особой будке, называемой психрометрической будкой, стенки которой жалюзийные. В такую будку не проникают лучи Солнца, но в то же время воздух имеет свободный доступ в нее.
Термометры устанавливают на штативе так, чтобы резервуары располагались на высоте 2 м от деятельной поверхности.
Срочную температуру воздуха измеряют ртутным психрометрическим термометром ТМ-4, который устанавливают вертикально. При температуре ниже -35°С используют низкоградусный спиртовой термометр ТМ-9.
Экстремальные температуры измеряют по максимальному ТМ-1 и минимальному ТМ-2 термометрам, которые укладывают горизонтально.
Для непрерывной записи температуры воздуха служит термограф М-16А, который помещают в жалюзийной будке для самописцев. В зависимости от скорости вращения барабана термографы бывают суточные и недельные.
В посевах и насаждениях температуру воздуха измеряют, не нарушая растительный покров. Для этого используют аспирационный психрометр.
Практический материал для урока географии в 6 классе - УМК: О.А. Климанова, В.В. Климанов, Э.В. Ким. Для рассмотрения предлагаются задачи по теме «Температура воздуха».
Решение географических задач способствует активному усвоению курса географии, формирует общеучебные и специальные географические навыки.
Цели:
Развитие умений высчитывать температуру воздуха на разных высотах, вычислять высоту;
Развитие способностей анализировать, делать выводы.
Как изменяется температура с высотой?
При изменении высоты на 1000 метров (1 км) температура воздуха изменяется на 6°С (при увеличении высоты температура воздуха понижается, а при уменьшении - повышается).
Географические задачи:
1.На вершине горы температура -5 градусов высота горы 4500 м. Определите температуру у подножия горы?
Решение:
На каждый километр вверх температура воздуха понижается на 6 градусов, то есть, если высота горы 4500 или 4,5 км получается, что:
1) 4,5 х 6 = 27 градусов. Это значит, что на 27 градусов понизилась температура, а если на вершине - 5 градусов, то у подножия горы будет:
2) - 5 + 27 = 22 градуса у подножия горы
Ответ: 22 градуса у подножия горы
2.Определите температуру воздуха на вершине горы 3 км, если у подножия горы она составила + 12 градусов.
Решение:
Если через 1 км температура понижается на 6 градусов, следовательно
Ответ: - 6 градусов на вершине горы
3. На какую высоту поднялся самолет, если за его бортом температура -30°С, а у поверхности Земли +12°С?
Решение:
2) 42: 6 = 7 км
Ответ: самолёт поднялся на высоту 7 км
4. Какова температура воздуха на вершине Памире, если в июле у подножия она составляет +36°С? Высота Памира 6 км.
Решение:
Ответ: 0 градусов на вершине горы
5. Определите температуру воздуха за бортом самолета, если температура воздуха у поверхности земли равна 31 градус, а высота полета - 5 км?
Решение:
Ответ : 1 градус температура за бортом самолета
Как изменяется температура с высотой? В данной статье будет размещена информация, которая будет содержать ответы на этот и подобные вопросы.
Как изменяется температура воздуха на высоте?
При подъеме вверх температура воздуха в тропосфере понижается на 1 км — 6 °С. Поэтому высоко в горах лежит снег
Атмосфера делится на 5 основных слоев: тропосфера, стратосфера, верхние слои атмосферы. Для сельскохозяйственной метеорологии наибольший интерес представляют закономерности изменения температуры в тропосфере, особенно в ее приземном слое.
Что такое вертикальный градиент температуры?
Вертикальный градиент температуры — это изменение температуры воздуха на высоте каждые 100 м. Вертикальный градиент зависит от нескольких факторов, таких как: время года (зимой температура ниже, летом — выше); время суток (ночью холоднее, чем днем) и др. Среднее значение градиента температуры составляет около 0,6 ° С / 100 м.
В приземном слое атмосферы градиент зависит от погоды, времени суток и от характера подстилающей поверхности. Днем ВГТ почти всегда положительный, особенно летом, при ясной погоде он в 10 раз больше, чем во время мрачной. В обед летом температура воздуха у поверхности почвы может быть на 10-15 ° С превышать температуру воздуха на высоте 2-х м. Из-за этого ВГТ в данном двухметровом слое в пересчете на 100 м составляет более 500 ° С / 100 м. Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Уменьшают вертикальный градиент температуры облачность и осадки. При влажной почве резко снижается ВГТ в приземном слое атмосферы. Над обнаженной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над развитым посевом или щелочью. Зимой над снежным покровом ВГТ в приземном слое атмосферы невелик и обычно отрицательный.
С высотой влияние подстилающей поверхности и погоды на ВГТ ослабевает и он уменьшается по сравнению с его значениями в приземном слое воздуха. Выше 500м затухает влияние суточного хода температуры воздуха. На высотах от 1,5 до 5-6км ВГТ находится в пределах 0,5-0,6 ° С / 100м. На высоте 6-9км градиент температуры растет и составляет 0,65-0,75 ° С / 100м. В верхнем слое тропосферы ВГТ снова уменьшается до 0,5-0,2 ° С / 100м.
Данные о вертикальном градиенте температуры в различных слоях атмосферы используют при составлении прогнозов погоды, при метеорологическом обслуживании реактивных самолетов и при выводе спутников на орбиту, а также при определении условий выброса и распространения промышленных отходов в атмосфере. Отрицательный ВГТ в приземном слое воздуха ночью весной и осенью указывает на возможность заморозков.
Итак, надеемся, что в данной статье, Вы нашли не только полезную и познавательную информацию, но и ответ на вопрос «как изменяется температура воздуха с высотой».
В первых разделах мы познакомились в общих чертах со структурой атмосферы по вертикали и с изменениями температуры с высотой.
Здесь рассмотрим некоторые интересные особенности режима температуры в тропосфере и в вышележащих сферах.
Температура и влажность воздуха в тропосфере. Тропосфера является наиболее интересной сферой, поскольку здесь формируются породообразующие процессы. В тропосфере, как уже указывалось в главе I , температура воздуха с высотой понижается в среднем на 6° при поднятии на каждый километр, или на 0,6° на 100 м. Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив. Он зависит от сезонов года, времени суток, характера атмосферных процессов, а в нижних слоях тропосферы - главным образом от температуры подстилающей поверхности.
В теплое время года, когда прилегающий к поверхности земли слой воздуха достаточно нагрет, характерно понижение температуры с высотой. При сильном прогреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° на каждые 100 м поднятия.
Зимой, при сильном охлаждении поверхности земли и приземного слоя воздуха, вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, т. е. возникает инверсия температуры. Наиболее сильные и мощные инверсии наблюдаются в Сибири, особенно в Якутии зимой, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая излучению и последующему охлаждению приземного слоя воздуха. Очень часто инверсия температуры здесь распространяется до высоты 2-3 км, а разность между температурой воздуха у поверхности земли и верхней границы инверсии нередко составляет 20-25°. Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, Канаде и других районах. От величины изменения температуры с высотой (вертикального градиента температуры) в большой степени зависят условия погоды и виды движений воздуха по вертикальному направлению.
Устойчивая и неустойчивая атмосфера. Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. Температура воздуха изменяется с высотой и в зависимости от атмосферного давления. Когда это происходит без обмена тепла с окружающей средой, то такой процесс называется адиабатическим. Поднимающийся воздух производит работу за счет внутренней энергии, которая расходуется на преодоление внешнего сопротивления. Поэтому при поднятии воздух охлаждается, а при опускании нагревается.
Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам. Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент - это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия и опускания его на 1°, а влажноадиабатический градиент - это понижение температуры влажного насыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия меньше чем на 1°.
При подъеме или опускании сухого, или ненасыщенного, воздуха температура его изменяется по сухоадиабатическому закону, т. е. соответственно падает или растет на 1° каждые 100 м. Эта величина не изменяется до тех пор, пока воздух при поднятии не достигает состояния насыщения, т. е. уровня конденсации водяного пара. Выше этого уровня вследствие конденсации начинает выделяться скрытая теплота парообразования, которая идет на нагревание воздуха. Это дополнительное тепло уменьшает величину охлаждения воздуха при подъеме. Дальнейшее поднятие насыщенного воздуха происходит уже по влажноадиабатическому закону, и температура его понижается не на 1° на 100 м, а меньше. Так как влагосодержание воздуха зависит от его температуры, то, чем выше температура воздуха, тем больше тепла выделяется при конденсации, а чем ниже температура, тем тепла меньше. Поэтому влажноадиабатический градиент в теплом воздухе меньше, чем в холодном. Например, при температуре у поверхности земли поднимающегося насыщенного воздуха +20° влажноадиабатический градиент в нижней тропосфере составляет 0,33-0,43° на 100 м, а при температуре минус 20° значения его колеблются от 0,78° до 0,87° на 100 м.
Влажноадиабатический градиент зависит и от давления воздуха: чем меньше давление воздуха, тем меньше при одной и той же начальной температуре влажноадиабатический градиент. Это происходит оттого, что при малом давлении плотность воздуха также меньше, следовательно, освободившаяся теплота конденсации идет на нагревание меньшей массы воздуха.
В таблице 15 приведены осредненные величины влажноадиабатического градиента при различной температуре и значениях
давления 1000, 750 и 500 мб, что приблизительно соответствует поверхности земли и высотам 2,5-5,5 км.
В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6-0,7° на 100 м поднятия. Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности земли температура воздуха равна 28°, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° на 100 м или 7° на каждый километр, получим, что на высоте 4 км температура равна 0°. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4-0,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.
По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы - устойчивое или неустойчивое.
При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он возвратится в первоначальное положение.
Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического градиента, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха воздействием извне поднять на некоторую высоту, то как только прекратится действие внешней силы, этот объем воздуха возвратится в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив внутреннюю энергию на свое расширение, при подъеме охлаждался на 1° на каждые 100 м (по сухоадиабатическому закону). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха был меньше сухоадиабатического, то оказалось, что поднятый объем воздуха на данной высоте имел более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния. Покажем это на примере.
Предположим, что у поверхности земли температура воздуха равна 20°, а вертикальный градиент температуры в рассматриваемом слое равен 0,7° на 100 м. При этой величине градиента температура воздуха на высоте 2 км будет равна 6° (рис. 19, а). Под воздействием внешней силы поднятый с поверхности земли на эту высоту объем ненасыщенного или сухого воздуха, охлаждаясь по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1° на 100 м, охладится на 20° и примет температуру, равную 0°. Этот объем воздуха окажется на 6° холоднее окружающего воздуха, а значит, и тяжелее вследствие большей плотности. Поэтому он начнет
опускаться, стремясь достичь первоначального уровня, т. е. поверхности земли.
Аналогичный результат получится и в случае подъема насыщенного воздуха, если вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабатического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.
Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, так как в этом случае над нижним холодным, а следовательно и тяжелым, воздухом располагается более теплый и легкий воздух.
При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с поверхности земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.
Предположим, например, что ненасыщенный воздух в нижних слоях до высоты 2 км стратифицирован неустойчиво, т. е. его температура
с высотой уменьшается на 1,2° на каждые 100 м, а выше воздух, став насыщенным, имеет устойчивую стратификацию, т. е. его температура понижается уже на 0,6° на каждые 100 м поднятия (рис. 19, б). Попав в такую среду, объем сухого ненасыщенного воздуха станет подниматься по сухоадиабатическому закону, т. е. охлаждаться на 1° на 100 м. Тогда, если его температура у поверхности земли 20°, то на высоте 1 км она станет равной 10°, в то время как температура окружающей среды 8°. Будучи теплее на 2°, а следовательно и легче, этот объем устремится выше. На высоте 2 км он будет теплее окружающей среды уже на 4°, так как его температура достигнет 0°, а температура окружающего воздуха равна -4°. Будучи снова легче, рассматриваемый объем воздуха продолжит свой подъем до высоты 3 км, где его температура станет равной температуре окружающей среды (-10°). После этого свободное поднятие выделенного объема воздуха прекратится.
Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха. На аэрологических диаграммах нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т. е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатическом и влажноадиабатическом процессах.
На рисунке 20 представлена такая диаграмма. Здесь по вертикали изображены изобары, по горизонтали - изотермы (линии одинакового давления воздуха), наклонные сплошные линии - сухие адиабаты, наклонные прерывистые - влажные адиабаты, пунктирные - линии удельной влажности . На приведенной диаграмме нанесены кривые изменения температуры воздуха с высотой в двух пунктах в один и тот же срок наблюдения - 15 часов 3 мая 1965 г. Слева - кривая температуры по данным радиозонда, выпущенного в Ленинграде, справа - в Ташкенте. Из формы левой кривой изменения температуры с высотой следует, что в Ленинграде воздух устойчив. При этом до изобарической поверхности 500 мб вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,55° на 100 м. В двух небольших слоях (на поверхностях 900 и 700 мб) зарегистрирована изотермия. Это указывает, что над Ленинградом на высотах 1,5-4,5 км находится атмосферный фронт, разделяющий холодные массы воздуха в нижних полутора километрах от теплового воздуха, расположенного выше. Высота уровня конденсации, определяемая положением температурной кривой по отношению к влажной адиабате, находится около 1 км (900 мб).
В Ташкенте воздух имел неустойчивую стратификацию. До высоты 4 км вертикальный градиент температуры был близок к адиабатическому, т. е. на каждые 100 м поднятия температура уменьшалась на 1°, а выше, до 12 км - больше адиабатического. Вследствие сухости воздуха облакообразования не происходило.
Над Ленинградом переход в стратосферу происходил на высоте 9 км (300 мб), а над Ташкентом значительно выше - около 12 км (200 мб).
При устойчивом состоянии атмосферы и достаточной влажности могут образоваться слоистые облака и туманы, а при неустойчивом состоянии и большом влагосодержании атмосферы возникает термическая конвекция, приводящая к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. С состоянием неустойчивости связано образование ливней, гроз, града, малых вихрей, шквала и т. п. Так называемая «болтанка» самолета, т. е. броски самолета при полете, также вызывается неустойчивым состоянием атмосферы.
Летом обычна неустойчивость атмосферы после полудня, когда нагреваются близкие к земной поверхности слои воздуха. Поэтому ливневые дожди, шквалы и подобные опасные явления погоды чаще наблюдаются после полудня, когда вследствие разбивающейся неустойчивости возникают сильные вертикальные токи - восходящие и нисходящие движения воздуха. По этой причине самолеты, летающие днем на высоте 2-5 км над поверхностью земли, больше подвергаются «болтанке», чем при ночном полете, когда вследствие охлаждения приземного слоя воздуха устойчивость его увеличивается.
Влажность воздуха с высотой также уменьшаете. Почти половина всей влажности сосредоточена в первых полутора километрах атмосферы, а в первых пяти километрах содержится почти 9 / 10 всего водяного пара.
Для иллюстрации ежедневно наблюдаемого характера изменения температуры с высотой в тропосфере и нижней стратосфере в различных районах Земли на рисунке 21 приведены три кривые стратификации до высоты 22-25 км. Эти кривые построены по наблюдениям радиозондов в 3 часа дня: две в январе - Олекминск (Якутия) и Ленинград, а третья в июле - Тахта-Базар (Средняя Азия). Для первой кривой (Олекминск) характерно наличие приземной инверсии, характеризующейся повышением температуры от -48° у поверхности земли до -25° на высоте около 1 км. В этот срок тропопауза над Олекминском находилась на высоте 9 км (температура -62°). В стратосфере наблюдалось повышение температуры с высотой, значение которой на уровне 22 км приближалось к -50°. Вторая кривая, представляющая изменение температуры с высотой в Ленинграде, указывает на наличие небольшой приземной инверсии, затем изотермии в большом слое и понижение температуры в стратосфере. На уровне 25 км температура равна -75°. Третья кривая (Тахта-Базар) сильно отличается от северного пункта - Олекминска. Температура у поверхности земли выше 30°. Тропопауза находится на высоте 16 км, а выше 18 км происходит обычное для южного лета повышение температуры с высотой.
— Источник—
Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.
Post Views: 7 029
