Lufttemperatur in verschiedenen Höhen über dem Boden. Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe. Warum nimmt die Temperatur in den Bergen mit der Höhe ab?

Umkehrung

Erhöhung der Lufttemperatur mit der Höhe statt der üblichen Abnahme

Alternative Beschreibungen

Ein angeregter Materiezustand, in dem die Anzahl der Teilchen eine höhere Energie hat. Ebene übersteigt die Anzahl der Teilchen auf einer niedrigeren Ebene (Physik)

Die Richtungsumkehr des Erdmagnetfelds wird in Zeitintervallen von 500.000 bis 50 Millionen Jahren beobachtet

Ändern der normalen Position von Elementen, indem sie in umgekehrter Reihenfolge platziert werden

Sprachliche Bezeichnung für die Änderung der üblichen Wortstellung in einem Satz

Umgekehrte Reihenfolge, umgekehrte Reihenfolge

Logische Operation "nicht"

Chromosomale Umlagerung im Zusammenhang mit der Rotation einzelner Chromosomenabschnitte um 180

Konforme Transformation der euklidischen Ebene oder des Raums

Permutation in der Mathematik

Ein dramatisches Mittel, das den Ausgang des Konflikts zu Beginn des Stücks demonstriert

In der Metrologie eine anormale Änderung eines Parameters

Ein Zustand der Materie, in dem die höheren Energieniveaus ihrer konstituierenden Teilchen mehr von Teilchen „bevölkert“ sind als die niedrigeren

In der organischen Chemie der Prozess des Abbaus eines Saccharids

Ändern der Wortreihenfolge in einem Satz

Ändern der Wortstellung zur Betonung

weiße Spur hinter dem Flugzeug

Ändern der Wortstellung

Umgekehrte Reihenfolge der Elemente

Ändern der normalen Reihenfolge von Wörtern in einem Satz, um die Ausdruckskraft der Sprache zu verbessern

In den ersten Abschnitten haben wir uns allgemein mit der Struktur der Atmosphäre entlang der Vertikalen und mit Temperaturänderungen in der Höhe vertraut gemacht.

Hier betrachten wir einige interessante Merkmale des Temperaturregimes in der Troposphäre und in den darüber liegenden Sphären.

Temperatur und Luftfeuchtigkeit in der Troposphäre. Die Troposphäre ist das interessanteste Gebiet, da hier gesteinsbildende Prozesse ablaufen. In der Troposphäre nimmt, wie bereits in Kapitel I erwähnt, die Lufttemperatur mit der Höhe um durchschnittlich 6° pro Höhenkilometer oder um 0,6° pro 100 ab m. Dieser Wert des vertikalen Temperaturgradienten wird am häufigsten beobachtet und ist als Mittelwert vieler Messungen definiert. Tatsächlich ist der vertikale Temperaturgradient in den gemäßigten Breiten der Erde variabel. Sie hängt von den Jahreszeiten, der Tageszeit, der Art der atmosphärischen Prozesse und in den unteren Schichten der Troposphäre hauptsächlich von der Temperatur des Untergrunds ab.

In der warmen Jahreszeit, wenn die an die Erdoberfläche angrenzende Luftschicht ausreichend erwärmt ist, ist eine Temperaturabnahme mit der Höhe charakteristisch. Bei starker Erwärmung der oberflächlichen Luftschicht übersteigt der Wert des vertikalen Temperaturgradienten sogar 1 ° pro 100 m erheben.

Im Winter wird bei einer starken Abkühlung der Erdoberfläche und der Oberflächenluftschicht anstelle einer Absenkung ein Temperaturanstieg mit der Höhe beobachtet, d. H. Es tritt eine Temperaturinversion auf. Die stärksten und kräftigsten Inversionen werden in Sibirien beobachtet, insbesondere in Jakutien im Winter, wo klares und ruhiges Wetter herrscht, was zur Strahlung und anschließenden Abkühlung der Oberflächenluftschicht beiträgt. Sehr oft reicht die Temperaturinversion hier bis zu einer Höhe von 2-3 Kilometer, und der Unterschied zwischen der Lufttemperatur in der Nähe der Erdoberfläche und der oberen Grenze der Inversion beträgt oft 20-25 °. Inversionen sind auch für die zentralen Regionen der Antarktis charakteristisch. Im Winter sind sie in Europa, besonders im östlichen Teil, Kanada und anderen Gebieten. Die Größe der Temperaturänderung mit der Höhe (vertikaler Temperaturgradient) bestimmt maßgeblich die Wetterbedingungen und Arten der Luftbewegung in vertikaler Richtung.

Stabile und instabile Atmosphäre. Die Luft in der Troposphäre wird durch die darunter liegende Oberfläche erwärmt. Die Lufttemperatur ändert sich mit der Höhe und mit dem atmosphärischen Druck. Geschieht dies ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung, so nennt man einen solchen Vorgang adiabat. Aufsteigende Luft arbeitet auf Kosten der inneren Energie, die für die Überwindung des äußeren Widerstands aufgewendet wird. Daher kühlt sich die Luft beim Aufsteigen ab und beim Absteigen erwärmt sie sich.

Adiabatische Temperaturänderungen treten gem trocken adiabat und Nassadiabatische Gesetze.

Dementsprechend werden auch vertikale Gradienten der Temperaturänderung mit der Höhe unterschieden. Trockener adiabatischer Gradient ist die Temperaturänderung trockener oder feuchter ungesättigter Luft pro 100 m um 1 erhöhen und senken °, a feuchter adiabatischer Gradient ist die Temperaturabnahme feuchter gesättigter Luft pro 100 m Höhe weniger als 1°.

Wenn trockene oder ungesättigte Luft steigt oder fällt, ändert sich ihre Temperatur gemäß dem trockenen Adiabatengesetz, d.h. sie fällt bzw. steigt alle 100 um 1 ° m. Dieser Wert ändert sich erst, wenn die Luft beim Aufsteigen einen Sättigungszustand erreicht, d.h. Kondensationsgrad Wasserdampf. Oberhalb dieses Niveaus beginnt aufgrund der Kondensation die latente Verdampfungswärme freigesetzt zu werden, die zum Erwärmen der Luft verwendet wird. Diese zusätzliche Wärme reduziert die Menge der Luftkühlung, wenn sie aufsteigt. Ein weiterer Anstieg der gesättigten Luft erfolgt bereits nach dem feuchtadiabatischen Gesetz, und ihre Temperatur nimmt nicht um 1 ° pro 100 ab m, aber weniger. Da der Feuchtigkeitsgehalt der Luft von ihrer Temperatur abhängt, wird bei der Kondensation umso mehr Wärme freigesetzt, je höher die Lufttemperatur ist, und je niedriger die Temperatur, desto weniger Wärme. Daher ist der feuchtadiabatische Gradient in warmer Luft kleiner als in kalter Luft. Beispielsweise beträgt bei einer Temperatur aufsteigender gesättigter Luft in der Nähe der Erdoberfläche von +20 ° der feuchte adiabatische Gradient in der unteren Troposphäre 0,33-0,43 ° pro 100 m und bei einer Temperatur von minus 20 ° reichen seine Werte von 0,78° bis 0,87° pro 100 m.

Der feuchtadiabatische Gradient hängt auch vom Luftdruck ab: Je niedriger der Luftdruck, desto kleiner ist der feuchtadiabatische Gradient bei gleicher Anfangstemperatur. Dies liegt daran, dass bei niedrigem Druck auch die Luftdichte geringer ist und somit die freigesetzte Kondensationswärme zur Erwärmung einer geringeren Luftmasse genutzt wird.

Tabelle 15 zeigt die Durchschnittswerte des nassadiabatischen Gradienten bei verschiedenen Temperaturen und Werten

Druck 1000, 750 und 500 mb, was ungefähr der Erdoberfläche und Höhen von 2,5-5,5 entspricht km.

In der warmen Jahreszeit beträgt der vertikale Temperaturgradient durchschnittlich 0,6-0,7° pro 100 m erheben.

Wenn man die Temperatur an der Erdoberfläche kennt, ist es möglich, die ungefähren Werte der Temperatur in verschiedenen Höhen zu berechnen. Wenn zum Beispiel die Lufttemperatur an der Erdoberfläche 28° beträgt, dann, wenn man davon ausgeht, dass der vertikale Temperaturgradient durchschnittlich 0,7° pro 100 beträgt m oder 7° pro Kilometer, das bekommen wir bei einer Höhe von 4 km Die Temperatur ist 0°. Der Temperaturgradient im Winter in den mittleren Breiten über Land überschreitet selten 0,4-0,5 ° pro 100 m: Es gibt häufig Fälle, in denen sich die Temperatur in getrennten Luftschichten fast nicht mit der Höhe ändert, d. H. Isothermie stattfindet.

Anhand der Größe des vertikalen Lufttemperaturgradienten kann man die Art des Gleichgewichts der Atmosphäre beurteilen - stabil oder instabil.

Beim stabiles Gleichgewicht atmosphärische Luftmassen neigen nicht dazu, sich vertikal zu bewegen. Wird in diesem Fall ein bestimmtes Luftvolumen nach oben verschoben, kehrt es in seine ursprüngliche Position zurück.

Ein stabiles Gleichgewicht tritt auf, wenn der vertikale Temperaturgradient von ungesättigter Luft kleiner als der trockene adiabatische Gradient ist und der vertikale Temperaturgradient von gesättigter Luft kleiner als der feuchte adiabatische ist. Wenn unter dieser Bedingung ein kleines Volumen ungesättigter Luft durch eine äußere Einwirkung auf eine bestimmte Höhe angehoben wird, so wird dieses Luftvolumen, sobald die Einwirkung der äußeren Kraft aufhört, in seine frühere Position zurückkehren. Dies geschieht, weil das angehobene Luftvolumen, nachdem es innere Energie für seine Ausdehnung aufgewendet hat, pro 100 um 1 ° abgekühlt wurde m(nach dem trockenen Adiabatengesetz). Da aber der vertikale Temperaturgradient der Umgebungsluft geringer war als der trockene adiabatische, stellte sich heraus, dass das in einer gegebenen Höhe angehobene Luftvolumen eine niedrigere Temperatur hatte als die Umgebungsluft. Da es eine größere Dichte als die umgebende Luft hat, muss es sinken, bis es seinen ursprünglichen Zustand erreicht. Lassen Sie uns dies anhand eines Beispiels zeigen.

Angenommen, die Lufttemperatur in der Nähe der Erdoberfläche beträgt 20° und der vertikale Temperaturgradient in der betrachteten Schicht beträgt 0,7° pro 100 m. Bei diesem Wert des Gradienten ist die Lufttemperatur auf einer Höhe von 2 km gleich 6° sein (Abb. 19, a). Unter dem Einfluss einer äußeren Kraft kühlt sich ein Volumen ungesättigter oder trockener Luft, das von der Erdoberfläche auf diese Höhe angehoben wird, nach dem trockenen adiabatischen Gesetz, dh um 1 ° pro 100 m, um 20 ° ab und nimmt eine Temperatur an gleich 0°. Dieses Luftvolumen ist 6° kälter als die Umgebungsluft und daher aufgrund seiner höheren Dichte schwerer. Also fängt er an

absteigen und versuchen, die Anfangsebene, d.h. die Erdoberfläche, zu erreichen.

Ein ähnliches Ergebnis erhält man bei aufsteigender gesättigter Luft, wenn der vertikale Gradient der Umgebungstemperatur geringer ist als der feucht-adiabatische. Daher kommt es bei einem stabilen Zustand der Atmosphäre in einer homogenen Luftmasse nicht zu einer schnellen Bildung von Cumulus- und Cumulonimbus-Wolken.

Der stabilste Zustand der Atmosphäre wird bei kleinen Werten des vertikalen Temperaturgradienten und insbesondere bei Inversionen beobachtet, da sich in diesem Fall wärmere und leichtere Luft über der unteren kalten und daher schweren Luft befindet.

Beim instabiles Gleichgewicht der Atmosphäre das von der Erdoberfläche angehobene Luftvolumen kehrt nicht in seine ursprüngliche Position zurück, sondern behält seine Aufwärtsbewegung bis zu einem Niveau bei, bei dem sich die Temperaturen der aufsteigenden und der umgebenden Luft angleichen. Der instabile Zustand der Atmosphäre ist durch große vertikale Temperaturgradienten gekennzeichnet, die durch Erwärmung der unteren Luftschichten verursacht werden. Gleichzeitig strömen die unten erwärmten Luftmassen als leichtere nach oben.

Nehmen wir zum Beispiel an, dass ungesättigte Luft in den unteren Schichten bis zu einer Höhe von 2 km geschichtet instabil, d.h. seine Temperatur

nimmt mit der Höhe um 1,2° pro 100 ab m, und darüber hat die gesättigte Luft eine stabile Schichtung, d. H. Ihre Temperatur fällt bereits um 0,6 ° pro 100 m Hebungen (Abb. 19, b). In einer solchen Umgebung beginnt das Volumen trockener ungesättigter Luft gemäß dem trockenen Adiabatengesetz zu steigen, d. H. Sie kühlt sich um 1 ° pro 100 ab m. Dann, wenn seine Temperatur in der Nähe der Erdoberfläche 20° beträgt, dann in einer Höhe von 1 km es wird 10°, während die Umgebungstemperatur 8° beträgt. Da es 2° wärmer und damit leichter ist, wird dieses Volumen höher schießen. Auf Höhe 2 km es wird bereits 4° wärmer als die Umgebung sein, da seine Temperatur 0° erreichen wird und die Umgebungstemperatur -4° beträgt. Wird es wieder leichter, steigt das betrachtete Luftvolumen weiter bis zu einer Höhe von 3 Kilometer, wo seine Temperatur gleich der Umgebungstemperatur (-10 °) wird. Danach stoppt der freie Aufstieg des zugeteilten Luftvolumens.

Zur Bestimmung des Zustands der Atmosphäre dienen aerologische Karten. Dies sind Diagramme mit rechteckigen Koordinatenachsen, entlang derer die Eigenschaften des Luftzustands aufgetragen sind.

Familien werden in oberen Luftdiagrammen dargestellt trocken und feuchte Adiabate, d.h. Kurven, die die Änderung des Luftzustands während trockenadiabatischer und nassadiabatischer Prozesse graphisch darstellen.

Abbildung 20 zeigt ein solches Diagramm. Hier sind Isobaren vertikal dargestellt, Isothermen (Linien gleichen Luftdrucks) horizontal, geneigte durchgezogene Linien sind trockene Adiabaten, geneigte unterbrochene Linien sind feuchte Adiabaten, gepunktete Linien sind spezifische Feuchtigkeit.Das obige Diagramm zeigt Kurven der Lufttemperaturänderungen mit einer Höhe von zwei Punkten für denselben Beobachtungszeitraum - 15:00 Uhr am 3. Mai 1965. Links - die Temperaturkurve nach den Daten einer in Leningrad gestarteten Radiosonde weiter rechts - in Taschkent. Aus der Form der linken Kurve der Temperaturänderung mit der Höhe folgt, dass die Luft in Leningrad stabil ist. In diesem Fall bis zur isobaren Fläche von 500 mb Der vertikale Temperaturgradient beträgt durchschnittlich 0,55 ° pro 100 m. In zwei kleinen Schichten (auf den Flächen 900 und 700 MB) Isotherme aufgezeichnet. Dies weist darauf hin, dass über Leningrad in Höhen von 1,5 bis 4,5 km es gibt eine atmosphärische front, die die kalten luftmassen in den unteren anderthalb kilometern von der darüber befindlichen thermischen luft trennt. Die Höhe des Kondensationsspiegels, bestimmt durch die Lage der Temperaturkurve zum feuchten Adiabat, beträgt etwa 1 km(900 mb).

In Taschkent hatte die Luft eine instabile Schichtung. Bis Höhe 4 km Der vertikale Temperaturgradient war nahezu adiabat, d.h. für alle 100 m Anstieg, die Temperatur sank um 1 ° und höher, bis zu 12 km- eher adiabat. Aufgrund der Trockenheit der Luft kam es nicht zu einer Wolkenbildung.

Über Leningrad erfolgte der Übergang in die Stratosphäre auf einer Höhe von 9 km(300 mb), und über Taschkent ist es viel höher - ungefähr 12 km(200mb).

Bei einem stabilen Zustand der Atmosphäre und ausreichender Feuchtigkeit können sich Stratuswolken und Nebel bilden, und bei einem instabilen Zustand und einem hohen Feuchtigkeitsgehalt der Atmosphäre, thermische Konvektion, was zur Bildung von Cumulus- und Cumulonimbuswolken führt. Der Zustand der Instabilität ist mit der Bildung von Schauern, Gewittern, Hagel, kleinen Wirbelstürmen, Sturmböen usw. verbunden.

Auch das sogenannte "Chatter" des Flugzeugs, d.h. das Werfen des Flugzeugs während des Flugs, wird durch den instabilen Zustand der Atmosphäre verursacht.

Im Sommer ist die Instabilität der Atmosphäre am Nachmittag üblich, wenn sich die Luftschichten nahe der Erdoberfläche erwärmen. Daher werden heftige Regenfälle, Sturmböen und ähnliche gefährliche Wetterphänomene häufiger am Nachmittag beobachtet, wenn aufgrund brechender Instabilität starke vertikale Strömungen entstehen - aufsteigend und absteigend Luftbewegung. Aus diesem Grund fliegen Flugzeuge tagsüber in einer Höhe von 2-5 kmüber der Erdoberfläche "rattern" sie mehr als beim Nachtflug, wenn durch die Abkühlung der oberirdischen Luftschicht deren Stabilität zunimmt.

Auch die Luftfeuchtigkeit nimmt mit der Höhe ab. Fast die Hälfte der gesamten Feuchtigkeit konzentriert sich auf die ersten anderthalb Kilometer der Atmosphäre, und die ersten fünf Kilometer enthalten fast 9/10 des gesamten Wasserdampfs.

Um die täglich beobachtete Art der Temperaturänderung mit der Höhe in der Troposphäre und der unteren Stratosphäre in verschiedenen Regionen der Erde zu veranschaulichen, zeigt Abbildung 21 drei Schichtungskurven bis zu einer Höhe von 22-25 km. Diese Kurven wurden basierend auf Radiosondenbeobachtungen um 15:00 Uhr erstellt: zwei im Januar – Olekminsk (Jakutien) und Leningrad, und die dritte im Juli – Takhta-Bazar (Zentralasien). Die erste Kurve (Olekminsk) ist durch das Vorhandensein einer Oberflächeninversion gekennzeichnet, die durch einen Temperaturanstieg von -48 ° an der Erdoberfläche auf -25 ° in einer Höhe von etwa 1 gekennzeichnet ist km. Während dieser Zeit lag die Tropopause über Olekminsk auf einer Höhe von 9 km(Temperatur -62°). In der Stratosphäre wurde ein Temperaturanstieg mit der Höhe beobachtet, dessen Wert auf dem Niveau von 22 liegt km näherte sich -50°. Die zweite Kurve, die die Temperaturänderung mit der Höhe in Leningrad darstellt, zeigt das Vorhandensein einer kleinen Oberflächeninversion, dann einer Isotherme in einer großen Schicht und einer Temperaturabnahme in der Stratosphäre. Auf Stufe 25 km die Temperatur beträgt -75°. Die dritte Kurve (Takhta-Bazar) unterscheidet sich stark vom nördlichen Punkt - Olekminsk. Die Temperatur an der Erdoberfläche beträgt über 30°. Die Tropopause ist bei 16 Kilometer, und über 18 km es gibt einen Temperaturanstieg mit der Höhe, was für einen südlichen Sommer üblich ist.

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Die auf die Erdoberfläche fallenden Sonnenstrahlen erwärmen diese. Die Luft wird von unten nach oben, also von der Erdoberfläche, erwärmt.

Die Wärmeübertragung von den unteren Luftschichten zu den oberen erfolgt hauptsächlich durch das Aufsteigen warmer, erwärmter Luft nach oben und das Absenken kalter Luft nach unten. Dieser Vorgang des Erhitzens von Luft wird genannt Konvektion.

In anderen Fällen erfolgt die Wärmeübertragung nach oben aufgrund der Dynamik Turbulenz. So bezeichnet man chaotische Wirbelstürme, die in der Luft durch ihre Reibung an der Erdoberfläche bei horizontaler Bewegung oder bei der Reibung verschiedener Luftschichten aneinander entstehen.

Konvektion wird manchmal auch als thermische Turbulenz bezeichnet. Konvektion und Turbulenz werden manchmal unter einem gemeinsamen Namen kombiniert - Austausch.

Die Abkühlung der unteren Atmosphärenschichten erfolgt anders als die Erwärmung. Die Erdoberfläche gibt kontinuierlich Wärme an die umgebende Atmosphäre ab, indem sie Wärmestrahlen abgibt, die für das Auge nicht sichtbar sind. Besonders stark wird die Abkühlung nach Sonnenuntergang (nachts). Aufgrund der Wärmeleitfähigkeit kühlen auch die dem Boden benachbarten Luftmassen allmählich ab und übertragen diese Abkühlung auf die darüber liegenden Luftschichten; gleichzeitig werden die untersten Schichten am intensivsten gekühlt.

Je nach Sonneneinstrahlung ändert sich die Temperatur der unteren Luftschichten im Laufe des Jahres und des Tages und erreicht ein Maximum bei etwa 13-14 Stunden. Der Tagesverlauf der Lufttemperatur an verschiedenen Tagen für denselben Ort ist nicht konstant; sein Wert hängt hauptsächlich von der Wetterlage ab. Somit sind Änderungen der Temperatur der unteren Luftschichten mit Änderungen der Temperatur der Erdoberfläche (darunter) verbunden.

Änderungen der Lufttemperatur treten auch durch seine vertikalen Bewegungen auf.

Es ist bekannt, dass Luft sich abkühlt, wenn sie sich ausdehnt, und wenn sie komprimiert wird, sich erwärmt. In der Atmosphäre dehnt sich während der Aufwärtsbewegung die Luft aus, die in Bereiche mit niedrigerem Druck fällt, und kühlt sich ab, und umgekehrt erwärmt sich während der Abwärtsbewegung die Luft, die komprimiert wird. Änderungen der Lufttemperatur während ihrer vertikalen Bewegungen bestimmen weitgehend die Bildung und Zerstörung von Wolken.

Die Lufttemperatur nimmt normalerweise mit der Höhe ab. Die Veränderung der Durchschnittstemperatur mit der Höhe über Europa im Sommer und Winter ist in der Tabelle "Durchschnittliche Lufttemperaturen über Europa" angegeben.

Die Temperaturabnahme mit der Höhe ist durch eine Vertikale gekennzeichnet Temperaturgefälle. Das ist die Temperaturänderung pro 100 Höhenmeter. Für technische und luftfahrttechnische Berechnungen wird der vertikale Temperaturgradient mit 0,6 angenommen. Es ist zu beachten, dass dieser Wert nicht konstant ist. Es kann vorkommen, dass sich in jeder Luftschicht die Temperatur nicht mit der Höhe ändert.

Solche Schichten werden genannt Schichten von Isothermen.

Nicht selten wird in der Atmosphäre ein Phänomen beobachtet, wenn in einer bestimmten Schicht die Temperatur sogar mit der Höhe ansteigt. Diese Schichten der Atmosphäre werden genannt Inversionsschichten. Inversionen entstehen aus verschiedenen Gründen. Eine davon ist die Abkühlung des Untergrundes durch Strahlung in der Nacht oder im Winter bei klarem Himmel. Manchmal kühlen bei Flaute oder leichten Winden auch die oberen Luftschichten ab und werden kälter als die darüber liegenden Schichten. Dadurch ist die Luft in der Höhe wärmer als am Boden. Solche Inversionen nennt man Strahlung. Starke Strahlungsinversionen werden normalerweise über der Schneedecke und insbesondere in Gebirgsbecken sowie bei Windstille beobachtet. Die Inversionsschichten erstrecken sich bis zu einer Höhe von mehreren zehn oder hundert Metern.

Inversionen entstehen auch durch die Bewegung (Advektion) warmer Luft auf den kalten Untergrund. Das sind die sog advektive Umkehrungen. Die Höhe dieser Inversionen beträgt mehrere hundert Meter.

Zusätzlich zu diesen Inversionen werden frontale Inversionen und Kompressionsinversionen beobachtet. Frontale Inversionen entstehen, wenn warme Luftmassen auf kältere Luftmassen strömen. Kompressionsinversionen treten auf, wenn Luft aus der oberen Atmosphäre absinkt. Gleichzeitig wird die absteigende Luft manchmal so stark erhitzt, dass die darunter liegenden Schichten kälter ausfallen.

Temperaturinversionen werden in verschiedenen Höhen der Troposphäre beobachtet, am häufigsten in Höhen von etwa 1 km. Die Dicke der Inversionsschicht kann von mehreren zehn bis zu mehreren hundert Metern variieren. Der Temperaturunterschied während der Inversion kann 15-20° erreichen.

Inversionsschichten spielen beim Wetter eine große Rolle. Da die Luft in der Inversionsschicht wärmer ist als die darunter liegende Schicht, kann die Luft aus den unteren Schichten nicht aufsteigen. Folglich verzögern Inversionsschichten vertikale Bewegungen in der darunter liegenden Luftschicht. Beim Fliegen unter einer Inversionsschicht wird normalerweise ein Rheme ("Unebenheit") beobachtet. Oberhalb der Inversionsschicht verläuft der Flug des Flugzeugs normalerweise normal. Unter den Inversionsschichten entstehen sogenannte Wellenwolken.

Die Lufttemperatur beeinflusst die Steuertechnik und den Betrieb des Materials. Bei Temperaturen in Bodennähe unter -20° gefriert das Öl, daher muss es in erwärmtem Zustand eingefüllt werden. Im Flug wird bei niedrigen Temperaturen das Wasser im Motorkühlsystem intensiv gekühlt. Bei erhöhten Temperaturen (über + 30 °) kann der Motor überhitzen. Die Lufttemperatur beeinflusst auch die Leistung der Flugzeugbesatzung. Bei niedrigen Temperaturen, die in der Stratosphäre bis zu -56 ° erreichen, sind spezielle Uniformen für die Besatzung erforderlich.

Die Lufttemperatur ist sehr wichtig für die Wettervorhersage.

Die Messung der Lufttemperatur während des Fluges in einem Flugzeug erfolgt mit am Flugzeug angebrachten elektrischen Thermometern. Bei der Messung der Lufttemperatur ist zu beachten, dass Thermometer aufgrund der hohen Geschwindigkeit moderner Flugzeuge Fehler machen. Die hohen Geschwindigkeiten des Flugzeugs bewirken einen Temperaturanstieg des Thermometers selbst aufgrund der Reibung seines Reservoirs gegen die Luft und der Erwärmungswirkung aufgrund der Luftkompression. Die Reibungserwärmung nimmt mit zunehmender Fluggeschwindigkeit des Flugzeugs zu und wird durch die folgenden Größen ausgedrückt:

Geschwindigkeit in km/h …………. 100 200 Z00 400 500 600

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

Die Erwärmung durch Kompression wird durch die folgenden Größen ausgedrückt:

Geschwindigkeit in km/h …………. 100 200 300 400 500 600

Erwärmung durch Kompression ……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Verzerrungen der Messwerte eines in einem Flugzeug installierten Thermometers beim Fliegen in Wolken sind 30% geringer als die oben genannten Werte, da ein Teil der Wärme, die bei Reibung und Kompression entsteht, für die Verdunstung von kondensiertem Wasser aufgewendet wird die Luft in Form von Tröpfchen.

Lufttemperatur. Maßeinheiten, Temperaturänderung mit der Höhe. Inversion, Isothermie, Arten von Inversionen, Adiabatischer Prozess.

Lufttemperatur ist ein Wert, der seinen thermischen Zustand charakterisiert. Sie wird entweder in Grad Celsius (ºС auf einer Celsius-Skala oder in Kelvin (K) auf einer absoluten Skala ausgedrückt. Der Übergang von der Temperatur in Kelvin zur Temperatur in Grad Celsius erfolgt durch die Formel

t=T-273º

Die untere Schicht der Atmosphäre (Troposphäre) ist durch eine Temperaturabnahme mit der Höhe gekennzeichnet, die 0,65 ° C pro 100 m beträgt.

Diese Temperaturänderung mit der Höhe pro 100 m wird als vertikaler Temperaturgradient bezeichnet. Wenn Sie die Temperatur in der Nähe der Erdoberfläche kennen und den Wert des vertikalen Gradienten verwenden, können Sie die ungefähre Temperatur in jeder Höhe berechnen (z. B. bei einer Temperatur in der Nähe der Erdoberfläche von +20 ° C in einer Höhe von 5000 m wird die Temperatur gleich sein:

20º - (0,65 * 50) \u003d - 12..5.

Das vertikale Gefälle γ ist kein konstanter Wert und hängt von der Art der Luftmasse, der Tages- und Jahreszeit, der Beschaffenheit des Untergrunds und anderen Faktoren ab. Wenn die Temperatur mit der Höhe abnimmt, wird γ  als positiv angesehen, wenn sich die Temperatur nicht mit der Höhe ändert, dann γ = 0  die Schichten werden aufgerufen isotherm. Atmosphärische Schichten, in denen die Temperatur mit der Höhe ansteigt (γ< 0), называются Umkehrung. Abhängig von der Größe des vertikalen Temperaturgradienten kann der Zustand der Atmosphäre stabil, instabil oder indifferent gegenüber trockener (nicht gesättigter) oder gesättigter Luft sein.

Die Abnahme der Lufttemperatur bei steigender Temperatur adiabatisch, dh ohne Wärmeaustausch von Luftpartikeln mit der Umgebung. Steigt ein Luftteilchen auf, so dehnt sich sein Volumen aus, während die innere Energie des Teilchens abnimmt.

Beim Abstieg zieht sich das Teilchen zusammen und seine innere Energie nimmt zu. Daraus folgt, dass bei einer Aufwärtsbewegung des Luftvolumens dessen Temperatur abnimmt und bei einer Abwärtsbewegung ansteigt. Diese Prozesse spielen eine wichtige Rolle bei der Bildung und Entwicklung von Wolken.

Der horizontale Gradient ist die Temperatur in Grad in einer Entfernung von 100 km. Beim Übergang von kalter zu warmer VM und von warmer zu kalter Temperatur kann sie 10º pro 100 km überschreiten.

Arten von Umkehrungen.

Inversionen sind Verzögerungsschichten, sie dämpfen die vertikale Luftbewegung, unter ihnen sammeln sich Wasserdampf oder andere feste Partikel an, die die Sicht, Nebelbildung und verschiedene Wolkenformen beeinträchtigen. Die Inversionsschichten sind auch Bremsschichten für horizontale Luftbewegungen. In vielen Fällen sind diese Schichten Windschutzflächen. Inversionen in der Troposphäre können nahe der Erdoberfläche und in großen Höhen beobachtet werden. Die Tropopause ist eine starke Inversionsschicht.

Abhängig von den Ursachen des Auftretens werden folgende Arten von Inversionen unterschieden:

1. Strahlung - das Ergebnis der Abkühlung der Luftschicht an der Oberfläche, normalerweise nachts.

2. Advektiv – wenn warme Luft auf eine kalte darunter liegende Oberfläche strömt.

3. Kompression oder Senkung - gebildet in den zentralen Teilen von inaktiven Antizyklonen.

Aufgabe:

Es ist bekannt, dass in einer Höhe von 750 Metern über dem Meeresspiegel die Temperatur +22 ° C beträgt. Bestimmen Sie die Lufttemperatur in einer Höhe:

a) 3500 Meter über dem Meeresspiegel

b) 250 Meter über dem Meeresspiegel

Entscheidung:

Wir wissen, dass sich die Lufttemperatur um 6 ° C ändert, wenn sich die Höhe um 1000 Meter (1 km) ändert. Außerdem nimmt die Lufttemperatur mit zunehmender Höhe ab und mit abnehmender Höhe zu.

a) 1. Ermitteln Sie den Höhenunterschied: 3500 m -750 m = 2750 m = 2,75 km

2. Bestimmen Sie den Lufttemperaturunterschied: 2,75 km × 6 o C = 16,5 o C

3. Bestimmen Sie die Lufttemperatur in einer Höhe von 3500 m: 22 ° C - 16,5 ° C \u003d 5,5 ° C

Antworten: Auf einer Höhe von 3500 m beträgt die Lufttemperatur 5,5 o C.

b) 1. Ermitteln Sie den Höhenunterschied: 750 m -250 m = 500 m = 0,5 km

2. Bestimmen Sie den Unterschied der Lufttemperaturen: 0,5 km × 6 o C = 3 o C

3. Bestimmen Sie die Lufttemperatur in 250 m Höhe: 22 o C + 3 o C = 25 o C

Antworten: In einer Höhe von 250 m beträgt die Lufttemperatur 25 ° C.

2. Bestimmung des atmosphärischen Drucks in Abhängigkeit von der Höhe

Aufgabe:

Es ist bekannt, dass in einer Höhe von 2205 Metern über dem Meeresspiegel der Luftdruck 550 mmHg beträgt. Bestimmen Sie den atmosphärischen Druck in der Höhe:

a) 3255 Meter über dem Meeresspiegel

b) 0 Meter über dem Meeresspiegel

Entscheidung:

Wir wissen, dass sich der atmosphärische Druck bei einer Höhenänderung von 10,5 Metern um 1 mmHg ändert. Kunst. Darüber hinaus nimmt der atmosphärische Druck mit zunehmender Höhe ab und mit abnehmender Höhe zu.

a) 1. Ermitteln Sie den Höhenunterschied: 3255 m - 2205 m = 1050 m

2. Luftdruckdifferenz bestimmen: 1050 m: 10,5 m = 100 mm Hg.

3. Bestimmen Sie den atmosphärischen Druck in einer Höhe von 3255 m: 550 mm Hg. - 100 mm Hg = 450 mmHg

Antworten: In einer Höhe von 3255 m beträgt der Luftdruck 450 mmHg.

b) 1. Ermitteln Sie den Höhenunterschied: 2205 m - 0 m = 2205 m

2. Luftdruckdifferenz bestimmen: 2205 m: 10,5 m = 210 mm Hg. Kunst.

3. Luftdruck in 0 m Höhe bestimmen: 550 mm Hg. + 210 mmHg Kunst. = 760 mmHg Kunst.

Antworten: In 0 m Höhe beträgt der Luftdruck 760 mm Hg.

3. Beaufort-Skala

(Windgeschwindigkeitsskala)

Praxismaterial für den Erdkundeunterricht in Klasse 6 - UMK: O.A. Klimanow, V. V. Klimanow, E. V. Kim. Zur Überlegung werden Aufgaben zum Thema vorgeschlagen "Lufttemperatur".

Die Lösung geografischer Probleme trägt zur aktiven Aneignung des Geografiestudiums bei, bildet allgemeinbildende und besondere geografische Kompetenzen aus.

Ziele:

Entwicklung von Fähigkeiten zur Berechnung der Lufttemperatur in verschiedenen Höhen, Berechnung der Höhe;

Entwicklung der Fähigkeit zu analysieren, Schlussfolgerungen zu ziehen.

Wie ändert sich die Temperatur mit der Höhe?

Wenn sich die Höhe um 1000 Meter (1 km) ändert, ändert sich die Lufttemperatur um 6 ° C (mit zunehmender Höhe nimmt die Lufttemperatur ab und mit abnehmender Höhe steigt sie).

Geografische Aufgaben:

1. Auf dem Gipfel des Berges beträgt die Temperatur -5 Grad, die Höhe des Berges beträgt 4500 m. Bestimmen Sie die Temperatur am Fuß des Berges?

Entscheidung:

Mit jedem Kilometer nach oben sinkt die Lufttemperatur um 6 Grad, dh wenn die Berghöhe 4500 oder 4,5 km beträgt, stellt sich heraus, dass:

1) 4,5 x 6 = 27 Grad. Das bedeutet, dass die Temperatur um 27 Grad gesunken ist, und wenn es oben 5 Grad sind, dann ist es am Fuß des Berges:

2) - 5 + 27 = 22 Grad am Fuße des Berges

Antworten: 22 Grad am Fuße des Berges

2. Bestimmen Sie die Lufttemperatur auf dem Gipfel des Berges 3 km, wenn es am Fuße des Berges + 12 Grad war.

Entscheidung:

Wenn nach 1 km die Temperatur um 6 Grad sinkt, dann

Antworten:- 6 Grad auf dem Gipfel des Berges

3. Auf welche Höhe ist das Flugzeug gestiegen, wenn die Außentemperatur -30 ° C und an der Erdoberfläche + 12 ° C beträgt?

Entscheidung:

2) 42: 6 = 7 km

Antworten: Das Flugzeug stieg auf eine Höhe von 7 km

4. Wie hoch ist die Lufttemperatur am Gipfel des Pamir, wenn es im Juli am Fuß +36°C beträgt? Die Höhe des Pamirs beträgt 6 km.

Entscheidung:

Antworten: 0 Grad auf dem Gipfel des Berges

5. Bestimmen Sie die Lufttemperatur über Bord des Flugzeugs, wenn die Lufttemperatur an der Erdoberfläche 31 Grad beträgt und die Flughöhe 5 km beträgt?

Entscheidung:

Antworten: 1 Grad Außentemperatur

Blauer Planet...

Dieses Thema sollte als eines der ersten auf der Website erscheinen. Helikopter sind schließlich atmosphärische Flugzeuge. Erdatmosphäre- sozusagen ihr Lebensraum :-). SONDERN Physikalische Eigenschaften der Luft Bestimmen Sie einfach die Qualität dieses Lebensraums :-). Das ist also eine der Grundlagen. Und die Basis wird immer zuerst geschrieben. Aber das ist mir jetzt erst klar geworden. Wie Sie wissen, ist es jedoch besser, spät als nie ... Lassen Sie uns dieses Thema ansprechen, aber ohne in die Wildnis und unnötige Schwierigkeiten zu geraten :-).

So… Erdatmosphäre. Das ist die gasförmige Hülle unseres blauen Planeten. Jeder kennt diesen Namen. Warum blau? Ganz einfach, weil der "blaue" (sowie blaue und violette) Anteil des Sonnenlichts (Spektrum) am besten in der Atmosphäre gestreut wird und diese somit bläulich-bläulich färbt, manchmal mit einem Hauch von Violett (an einem sonnigen Tag natürlich). :-)) .

Zusammensetzung der Erdatmosphäre.

Die Zusammensetzung der Atmosphäre ist ziemlich breit. Ich werde im Text nicht alle Komponenten aufzählen, dafür gibt es eine gute Veranschaulichung: Die Zusammensetzung all dieser Gase ist nahezu konstant, mit Ausnahme von Kohlendioxid (CO 2 ). Außerdem enthält die Atmosphäre notwendigerweise Wasser in Form von Dämpfen, schwebenden Tröpfchen oder Eiskristallen. Die Wassermenge ist nicht konstant und hängt von der Temperatur und in geringerem Maße vom Luftdruck ab. Außerdem enthält die Erdatmosphäre (insbesondere die jetzige) auch eine gewisse Menge, ich würde sagen "allerlei Dreck" :-). Dies sind SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, dazu kommen Quecksilberdämpfe Hg. Stimmt, das alles gibt es Gott sei Dank in kleinen Mengen :-).

Erdatmosphäre Es ist üblich, sie in mehrere Zonen zu unterteilen, die in der Höhe über der Oberfläche aufeinanderfolgen.

Die erste, der Erde am nächsten, ist die Troposphäre. Dies ist die unterste und sozusagen die Hauptschicht für das Leben verschiedener Arten. Es enthält 80 % der Masse der gesamten atmosphärischen Luft (obwohl es volumenmäßig nur etwa 1 % der gesamten Atmosphäre ausmacht) und etwa 90 % des gesamten atmosphärischen Wassers. Der Großteil aller Winde, Wolken, Regen und Schnee 🙂 kommt von dort. Die Troposphäre erstreckt sich in tropischen Breiten bis zu einer Höhe von etwa 18 km und in polaren Breiten bis zu 10 km. Die Lufttemperatur darin sinkt mit einem Anstieg von etwa 0,65º pro 100 m.

atmosphärische Zonen.

Die zweite Zone ist die Stratosphäre. Ich muss sagen, dass zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre eine andere schmale Zone unterschieden wird - die Tropopause. Es stoppt den Temperaturabfall mit der Höhe. Die Tropopause hat eine durchschnittliche Dicke von 1,5-2 km, aber ihre Grenzen sind undeutlich und die Troposphäre überlappt oft die Stratosphäre.

Die Stratosphäre hat also eine durchschnittliche Höhe von 12 km bis 50 km. Die Temperatur darin bleibt bis zu 25 km unverändert (etwa -57 ° C), dann steigt sie irgendwo bis zu 40 km auf etwa 0 ° C an und weiter bis zu 50 km bleibt sie unverändert. Die Stratosphäre ist ein relativ ruhiger Teil der Erdatmosphäre. Es gibt praktisch keine widrigen Wetterbedingungen. In der Stratosphäre befindet sich die berühmte Ozonschicht in Höhen von 15-20 km bis 55-60 km.

Darauf folgt eine kleine Grenzschicht-Stratopause, in der die Temperatur um 0 ° C bleibt, und dann ist die nächste Zone die Mesosphäre. Es erstreckt sich bis zu einer Höhe von 80-90 km und in ihm fällt die Temperatur auf etwa 80 ° C. In der Mesosphäre werden meist kleine Meteore sichtbar, die darin zu glühen beginnen und dort verglühen.

Die nächste schmale Lücke ist die Mesopause und dahinter die Thermosphärenzone. Seine Höhe beträgt bis zu 700-800 km. Hier beginnt die Temperatur wieder zu steigen und kann in Höhen von etwa 300 km Werte in der Größenordnung von 1200 ° C erreichen. Danach bleibt sie konstant. Die Ionosphäre befindet sich innerhalb der Thermosphäre bis zu einer Höhe von etwa 400 km. Hier ist die Luft durch Sonneneinstrahlung stark ionisiert und weist eine hohe elektrische Leitfähigkeit auf.

Die nächste und im Allgemeinen die letzte Zone ist die Exosphäre. Dies ist die sogenannte Streuzone. Hier liegen hauptsächlich stark verdünnter Wasserstoff und Helium (wobei Wasserstoff überwiegt) vor. In Höhen von etwa 3000 km geht die Exosphäre in das nahe Weltraumvakuum über.

Irgendwo ist das so. Warum etwa? Denn diese Schichten sind eher bedingt. Verschiedene Höhenänderungen, Zusammensetzung von Gasen, Wasser, Temperatur, Ionisierung usw. sind möglich. Darüber hinaus gibt es noch viele weitere Begriffe, die den Aufbau und Zustand der Erdatmosphäre definieren.

Zum Beispiel Homosphäre und Heterosphäre. In der ersten sind die atmosphärischen Gase gut gemischt und ihre Zusammensetzung ist ziemlich homogen. Der zweite befindet sich über dem ersten und dort gibt es praktisch keine solche Vermischung. Die Gase werden durch die Schwerkraft getrennt. Die Grenze zwischen diesen Schichten liegt in 120 km Höhe und wird als Turbopause bezeichnet.

Vielleicht werden wir mit den Begriffen abschließen, aber ich werde auf jeden Fall hinzufügen, dass herkömmlicherweise angenommen wird, dass sich die Grenze der Atmosphäre in einer Höhe von 100 km über dem Meeresspiegel befindet. Diese Grenze wird Karman-Linie genannt.

Ich werde zwei weitere Bilder hinzufügen, um die Struktur der Atmosphäre zu veranschaulichen. Das erste ist zwar auf Deutsch, aber vollständig und gut verständlich :-). Es kann vergrößert und gut betrachtet werden. Die zweite zeigt die Änderung der atmosphärischen Temperatur mit der Höhe.

Der Aufbau der Erdatmosphäre.

Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe.

Moderne bemannte orbitale Raumfahrzeuge fliegen in Höhen von etwa 300-400 km. Allerdings ist das nicht mehr die Luftfahrt, obwohl der Bereich natürlich in gewisser Weise eng verwandt ist und wir auf jeden Fall noch einmal darüber sprechen werden :-).

Die Flugzone ist die Troposphäre. Moderne atmosphärische Flugzeuge können auch in den unteren Schichten der Stratosphäre fliegen. Beispielsweise beträgt die praktische Obergrenze des MIG-25RB 23000 m.

Flug in die Stratosphäre.

Und genau Physikalische Eigenschaften der Luft Troposphären bestimmen, wie der Flug sein wird, wie effektiv das Flugzeugsteuerungssystem sein wird, wie Turbulenzen in der Atmosphäre es beeinflussen werden, wie die Triebwerke funktionieren werden.

Die erste Haupteigenschaft ist Lufttemperatur. In der Gasdynamik kann sie auf der Celsius-Skala oder auf der Kelvin-Skala bestimmt werden.

Temperatur t1 in einer bestimmten Höhe H auf der Celsius-Skala bestimmt:

t 1 \u003d t - 6,5 N, wo t ist die Lufttemperatur am Boden.

Temperatur auf der Kelvin-Skala genannt wird Absolute Temperatur Null auf dieser Skala ist der absolute Nullpunkt. Am absoluten Nullpunkt hört die thermische Bewegung der Moleküle auf. Der absolute Nullpunkt auf der Kelvin-Skala entspricht -273º auf der Celsius-Skala.

Dementsprechend die Temperatur T auf hoch H auf der Kelvin-Skala bestimmt:

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

Luftdruck. Der Luftdruck wird in Pascal (N / m 2) gemessen, im alten Maßsystem in Atmosphären (atm.). Es gibt auch so etwas wie barometrischen Druck. Dies ist der Druck, der mit einem Quecksilberbarometer in Millimeter Quecksilbersäule gemessen wird. Barometrischer Druck (Druck auf Meereshöhe) gleich 760 mm Hg. Kunst. Standard genannt. In der Physik 1 atm. gerade gleich 760 mm Hg.

Luftdichte. In der Aerodynamik ist das am häufigsten verwendete Konzept die Massendichte der Luft. Dies ist die Luftmasse in 1 m3 Volumen. Die Dichte der Luft ändert sich mit der Höhe, die Luft wird dünner.

Luftfeuchtigkeit. Zeigt die Wassermenge in der Luft an. Es gibt ein Konzept " relative Luftfeuchtigkeit". Dies ist das Verhältnis der Wasserdampfmasse zur maximal möglichen bei einer bestimmten Temperatur. Das Konzept von 0 %, also völlig trockener Luft, kann es im Allgemeinen nur im Labor geben. Andererseits ist 100 % Luftfeuchtigkeit durchaus real. Das bedeutet, dass die Luft alles Wasser aufgenommen hat, das sie aufnehmen konnte. So etwas wie ein absolut „voller Schwamm“. Eine hohe relative Luftfeuchtigkeit reduziert die Luftdichte, während eine niedrige relative Luftfeuchtigkeit sie entsprechend erhöht.

Aufgrund der Tatsache, dass Flugzeugflüge unter unterschiedlichen atmosphärischen Bedingungen stattfinden, können ihre Flug- und aerodynamischen Parameter in einem Flugmodus unterschiedlich sein. Daher haben wir für eine korrekte Bewertung dieser Parameter eingeführt Internationale Standardatmosphäre (ISA). Es zeigt die Veränderung des Luftzustandes mit zunehmender Höhe.

Die Hauptparameter des Luftzustands bei Nullfeuchtigkeit werden wie folgt angenommen:

Druck P = 760 mmHg. Kunst. (101,3 kPa);

Temperatur t = +15 °C (288 K);

Massendichte ρ \u003d 1,225 kg / m 3;

Für die ISA wird (wie oben erwähnt :-)) davon ausgegangen, dass die Temperatur in der Troposphäre um 0,65º pro 100 Höhenmeter sinkt.

Normalatmosphäre (Beispiel bis 10000 m).

ISA-Tabellen werden zum Kalibrieren von Instrumenten sowie für Navigations- und technische Berechnungen verwendet.

Physikalische Eigenschaften der Luft beinhalten auch Konzepte wie Trägheit, Viskosität und Kompressibilität.

Trägheit ist eine Eigenschaft der Luft, die ihre Fähigkeit charakterisiert, einer Änderung des Ruhezustands oder einer gleichförmigen geradlinigen Bewegung zu widerstehen. . Das Maß der Trägheit ist die Massendichte der Luft. Je höher sie ist, desto größer ist die Trägheit und Widerstandskraft des Mediums, wenn sich das Flugzeug darin bewegt.

Viskosität. Bestimmt den Reibungswiderstand gegen Luft, wenn sich das Flugzeug bewegt.

Die Kompressibilität misst die Änderung der Luftdichte bei Druckänderungen. Bei niedrigen Geschwindigkeiten des Flugzeugs (bis 450 km/h) gibt es keine Druckänderung, wenn der Luftstrom es umströmt, aber bei hohen Geschwindigkeiten beginnt der Effekt der Kompressibilität zu erscheinen. Besonders ausgeprägt ist sein Einfluss auf den Überschall. Das ist ein eigener Bereich der Aerodynamik und ein Thema für einen eigenen Artikel :-).

Nun, das scheint vorerst alles zu sein ... Es ist Zeit, diese etwas langweilige Aufzählung zu beenden, auf die jedoch nicht verzichtet werden kann :-). Erdatmosphäre, seine Parameter, Physikalische Eigenschaften der Luft sind für das Flugzeug genauso wichtig wie die Parameter des Geräts selbst, und es war unmöglich, sie nicht zu erwähnen.

Vorerst bis zu den nächsten Treffen und weiteren interessanten Themen 🙂 …

P.S. Zum Nachtisch schlage ich vor, ein Video anzuschauen, das aus dem Cockpit eines MIG-25PU-Zwillings während seines Fluges in die Stratosphäre gefilmt wurde. Gefilmt offenbar von einem Touristen, der Geld für solche Flüge hat :-). Meist durch die Windschutzscheibe gefilmt. Beachten Sie die Farbe des Himmels ...

Jeder, der schon einmal in einem Flugzeug geflogen ist, ist diese Art von Meldungen gewohnt: "Unser Flug befindet sich in einer Höhe von 10.000 m, die Temperatur über Bord beträgt 50 ° C." Es scheint nichts Besonderes zu sein. Je weiter von der von der Sonne erwärmten Erdoberfläche entfernt, desto kälter. Viele Leute denken, dass die Temperatur mit der Höhe kontinuierlich abnimmt und die Temperatur allmählich sinkt und sich der Temperatur des Weltraums nähert. Das dachten Wissenschaftler übrigens bis Ende des 19. Jahrhunderts.

Schauen wir uns die Verteilung der Lufttemperatur über der Erde genauer an. Die Atmosphäre ist in mehrere Schichten unterteilt, die hauptsächlich die Art der Temperaturänderungen widerspiegeln.

Die untere Schicht der Atmosphäre wird genannt Troposphäre, was "Rotationssphäre" bedeutet. Alle Wetter- und Klimaänderungen sind das Ergebnis physikalischer Prozesse, die genau in dieser Schicht ablaufen. Die obere Grenze dieser Schicht befindet sich dort, wo die Abnahme der Temperatur mit der Höhe durch ihre Zunahme ersetzt wird - ungefähr bei einer Höhe von 15-16 km über dem Äquator und 7-8 km über den Polen.Wie die Erde selbst wird auch die Atmosphäre unter dem Einfluss der Rotation unseres Planeten über den Polen etwas abgeflacht und schwillt über dem Äquator an. Dieser Effekt ist in der Atmosphäre viel stärker als in der festen Erdhülle.In Richtung von der Erdoberfläche zur oberen Grenze der Troposphäre sinkt die Lufttemperatur.Oberhalb des Äquators beträgt die minimale Lufttemperatur etwa -62 ° C, und über den Polen etwa -45 ° C. In gemäßigten Breiten befinden sich mehr als 75% der Masse der Atmosphäre in der Troposphäre, in den Tropen etwa 90% innerhalb der Troposphäre Massen der Atmosphäre.

1899 wurde im vertikalen Temperaturprofil in einer bestimmten Höhe ein Minimum gefunden, dann stieg die Temperatur leicht an. Der Beginn dieses Anstiegs bedeutet den Übergang in die nächste Schicht der Atmosphäre - zu Stratosphäre, was „Schichtkugel" bedeutet. Der Begriff Stratosphäre bedeutet und spiegelt die damalige Vorstellung von der Einzigartigkeit der über der Troposphäre liegenden Schicht wider. Die Stratosphäre erstreckt sich bis in eine Höhe von etwa 50 km über der Erdoberfläche. Ihr Merkmal ist , insbesondere ein starker Anstieg der Lufttemperatur Dieser Temperaturanstieg wird durch die Ozonbildungsreaktion erklärt - eine der wichtigsten chemischen Reaktionen in der Atmosphäre.

Der Großteil des Ozons konzentriert sich in Höhen von etwa 25 km, aber im Allgemeinen ist die Ozonschicht eine Hülle, die sich stark über die Höhe erstreckt und fast die gesamte Stratosphäre bedeckt. Die Wechselwirkung von Sauerstoff mit ultravioletten Strahlen ist einer der günstigen Prozesse in der Erdatmosphäre, die zur Erhaltung des Lebens auf der Erde beitragen. Die Aufnahme dieser Energie durch Ozon verhindert deren übermäßigen Abfluss an die Erdoberfläche, wo genau ein solches Energieniveau entsteht, das für die Existenz terrestrischer Lebensformen geeignet ist. Die Ozonosphäre absorbiert einen Teil der Strahlungsenergie, die durch die Atmosphäre strömt. Dadurch stellt sich in der Ozonosphäre ein vertikaler Lufttemperaturgradient von ca. 0,62 °C pro 100 m ein, d.h. die Temperatur steigt mit der Höhe bis zur Obergrenze der Stratosphäre – der Stratopause (50 km), an, entsprechend einige Daten, 0 ° C.

In Höhen von 50 bis 80 km gibt es eine sogenannte Atmosphärenschicht Mesosphäre. Das Wort „Mesosphäre“ bedeutet „Zwischensphäre“, hier nimmt die Lufttemperatur mit der Höhe weiter ab. Oberhalb der Mesosphäre, in einer Schicht namens Thermosphäre, steigt die Temperatur mit der Höhe bis etwa 1000°C wieder an und fällt dann sehr schnell auf -96°C ab. Allerdings sinkt sie nicht auf unbestimmte Zeit, dann steigt die Temperatur wieder an.

Thermosphäre ist die erste Schicht Ionosphäre. Im Gegensatz zu den zuvor erwähnten Schichten unterscheidet sich die Ionosphäre nicht durch Temperatur. Die Ionosphäre ist eine Region elektrischer Natur, die viele Arten von Funkkommunikation ermöglicht. Die Ionosphäre ist in mehrere Schichten unterteilt, die mit den Buchstaben D, E, F1 und F2 bezeichnet werden und auch spezielle Namen haben. Die Unterteilung in Schichten wird durch mehrere Gründe verursacht, von denen der wichtigste der ungleiche Einfluss der Schichten auf den Durchgang von Funkwellen ist. Die unterste Schicht D absorbiert hauptsächlich Funkwellen und verhindert so deren weitere Ausbreitung. Die am besten untersuchte Schicht E befindet sich in einer Höhe von etwa 100 km über der Erdoberfläche. Sie wird auch als Kennelly-Heaviside-Schicht bezeichnet, nach den Namen der amerikanischen und englischen Wissenschaftler, die sie gleichzeitig und unabhängig voneinander entdeckt haben. Schicht E reflektiert wie ein riesiger Spiegel Funkwellen. Dank dieser Schicht legen lange Funkwellen weitere Entfernungen zurück, als man erwarten würde, wenn sie sich nur geradlinig ausbreiten würden, ohne von der E-Schicht reflektiert zu werden.Ähnliche Eigenschaften hat auch die F-Schicht, die auch als Appleton-Schicht bezeichnet wird. Zusammen mit der Kennelly-Heaviside-Schicht reflektiert es Funkwellen zu terrestrischen Funkstationen, wobei diese Reflexion unter verschiedenen Winkeln erfolgen kann. Die Appleton-Schicht befindet sich in einer Höhe von etwa 240 km.

Die äußerste Region der Atmosphäre wird oft als zweite Schicht der Ionosphäre bezeichnet Exosphäre. Dieser Begriff weist auf die Existenz der Randgebiete des Weltraums in der Nähe der Erde hin. Wo genau die Atmosphäre aufhört und der Weltraum beginnt, lässt sich nur schwer bestimmen, da die Dichte atmosphärischer Gase mit zunehmender Höhe allmählich abnimmt und die Atmosphäre selbst allmählich in ein fast leeres Vakuum übergeht, in dem sich nur noch einzelne Moleküle treffen. Bereits in einer Höhe von etwa 320 km ist die Dichte der Atmosphäre so gering, dass Moleküle mehr als 1 km zurücklegen können, ohne miteinander zu kollidieren. Als obere Grenze dient der äußerste Teil der Atmosphäre, der sich in Höhen von 480 bis 960 km befindet.

Mehr Informationen zu den Prozessen in der Atmosphäre finden Sie auf der Seite „Erdklima“