Temperatura del aire a diferentes alturas sobre el suelo. Cambio en la temperatura del aire con la altitud. ¿Por qué la temperatura en las montañas disminuye con la altitud?

inversión

aumento de la temperatura del aire con la altura en lugar de la disminución habitual

Descripciones alternativas

Un estado excitado de la materia en el que el número de partículas a una energía más alta. nivel excede el número de partículas en un nivel inferior (física)

La inversión de la dirección del campo magnético de la Tierra se observa en intervalos de tiempo de 500 mil años a 50 millones de años.

Cambiar la posición normal de los elementos, colocándolos en orden inverso

Término lingüístico para cambiar el orden habitual de las palabras en una oración

Orden inverso, orden inverso

Operación lógica "no"

Reordenamiento cromosómico asociado con la rotación de secciones individuales del cromosoma en 180

Transformación conforme del plano o espacio euclidiano

Permutación en matemáticas

Un dispositivo dramático que demuestra el resultado del conflicto al comienzo de la obra.

En metrología, un cambio anormal en algún parámetro

Un estado de la materia en el que los niveles de energía más altos de sus partículas constituyentes están más "poblados" por partículas que los más bajos.

En química orgánica, el proceso de descomposición de un sacárido

Cambiar el orden de las palabras en una oración

Cambiar el orden de las palabras para enfatizar

rastro blanco detrás del avión

Cambiar el orden de las palabras

Orden inverso de los elementos

Cambiar el orden normal de las palabras en una oración para mejorar la expresividad del habla

En las primeras secciones nos familiarizamos en términos generales con la estructura de la atmósfera a lo largo de la vertical y con los cambios de temperatura con la altura.

Aquí consideramos algunas características interesantes del régimen de temperatura en la troposfera y en las esferas suprayacentes.

Temperatura y humedad en la troposfera. La troposfera es el área más interesante, ya que aquí se forman procesos de formación de rocas. En la troposfera, como ya se mencionó en el Capítulo I, la temperatura del aire disminuye con la altura en un promedio de 6° por kilómetro de elevación, o 0,6° por 100 metro. Este valor del gradiente de temperatura vertical se observa con mayor frecuencia y se define como el promedio de muchas mediciones. De hecho, el gradiente vertical de temperatura en las latitudes templadas de la Tierra es variable. Depende de las estaciones del año, la hora del día, la naturaleza de los procesos atmosféricos y en las capas inferiores de la troposfera, principalmente de la temperatura de la superficie subyacente.

En la estación cálida, cuando la capa de aire adyacente a la superficie de la tierra se calienta lo suficiente, es característica una disminución de la temperatura con la altura. Con un fuerte calentamiento de la capa superficial de aire, el valor del gradiente de temperatura vertical supera incluso 1 ° por cada 100 metro edificación.

En invierno, con un fuerte enfriamiento de la superficie terrestre y de la capa superficial de aire, en lugar de bajar, se observa un aumento de la temperatura con la altura, es decir, se produce una inversión térmica. Las inversiones más fuertes y poderosas se observan en Siberia, especialmente en Yakutia en invierno, donde prevalece un clima claro y tranquilo, lo que contribuye a la radiación y posterior enfriamiento de la capa de aire superficial. Muy a menudo, la inversión de temperatura aquí se extiende a una altura de 2-3 kilómetros, y la diferencia entre la temperatura del aire en la superficie terrestre y el límite superior de la inversión suele ser de 20 a 25°. Las inversiones también son características de las regiones centrales de la Antártida. En invierno, se encuentran en Europa, especialmente en su parte este, Canadá y otras zonas. La magnitud del cambio de temperatura con la altura (gradiente de temperatura vertical) determina en gran medida las condiciones meteorológicas y los tipos de movimiento del aire en dirección vertical.

Atmósfera estable e inestable. El aire en la troposfera es calentado por la superficie subyacente. La temperatura del aire cambia con la altitud y con la presión atmosférica. Cuando esto sucede sin intercambio de calor con el medio ambiente, dicho proceso se denomina adiabático. El aire ascendente realiza trabajo a expensas de la energía interna, que se gasta en vencer la resistencia externa. Por tanto, cuando sube, el aire se enfría, y cuando desciende, se calienta.

Los cambios adiabáticos de temperatura ocurren de acuerdo con adiabático seco y Leyes adiabáticas húmedas.

En consecuencia, también se distinguen los gradientes verticales de cambio de temperatura con la altura. Gradiente adiabático seco es el cambio de temperatura del aire no saturado seco o húmedo por cada 100 metro sube y baja en 1 °, un gradiente adiabático húmedo es la disminución de la temperatura del aire saturado húmedo por cada 100 metro elevación inferior a 1°.

Cuando el aire seco o no saturado sube o baja, su temperatura cambia de acuerdo con la ley adiabática seca, es decir, respectivamente, baja o sube 1 ° cada 100 metro. Este valor no cambia hasta que el aire, al ascender, alcanza un estado de saturación, es decir, nivel de condensación vapor de agua. Por encima de este nivel, debido a la condensación, comienza a liberarse el calor latente de vaporización, que se utiliza para calentar el aire. Este calor adicional reduce la cantidad de aire que se enfría a medida que sube. Ya se produce un aumento adicional en el aire saturado de acuerdo con la ley adiabática húmeda, y su temperatura no disminuye en 1 ° por 100 metro, pero menos. Dado que el contenido de humedad del aire depende de su temperatura, cuanto mayor sea la temperatura del aire, más calor se libera durante la condensación y cuanto menor sea la temperatura, menos calor. Por lo tanto, el gradiente adiabático húmedo en el aire cálido es menor que en el aire frío. Por ejemplo, a una temperatura del aire saturado ascendente cerca de la superficie terrestre de +20°, el gradiente adiabático húmedo en la troposfera inferior es de 0,33-0,43° por 100 m, y a una temperatura de menos 20° sus valores oscilan entre 0,78° a 0,87° por 100 metro.

El gradiente adiabático húmedo también depende de la presión del aire: cuanto menor sea la presión del aire, menor será el gradiente adiabático húmedo a la misma temperatura inicial. Esto se debe al hecho de que a baja presión, la densidad del aire también es menor, por lo tanto, el calor de condensación liberado se utiliza para calentar una masa de aire más pequeña.

La tabla 15 muestra los valores medios del gradiente adiabático húmedo a varias temperaturas y valores

presión 1000, 750 y 500 megabyte, que corresponde aproximadamente a la superficie de la tierra y alturas de 2.5-5.5 kilómetros

En la estación cálida, el gradiente de temperatura vertical promedia 0,6-0,7° por 100 metro edificación.

Conociendo la temperatura en la superficie de la tierra, es posible calcular los valores aproximados de la temperatura a varias alturas. Si, por ejemplo, la temperatura del aire en la superficie terrestre es de 28°, entonces, suponiendo que el gradiente de temperatura vertical es en promedio de 0,7° por 100 metro o 7° por kilómetro, obtenemos que a una altura de 4 kilómetros la temperatura es 0°. El gradiente de temperatura en invierno en las latitudes medias sobre la tierra rara vez supera los 0,4-0,5 ° por 100 metro: Hay casos frecuentes cuando en capas separadas de aire la temperatura casi no cambia con la altura, es decir, se produce isotermia.

Por la magnitud del gradiente vertical de temperatura del aire, se puede juzgar la naturaleza del equilibrio de la atmósfera: estable o inestable.

En equilibrio estable las masas atmosféricas de aire no tienden a moverse verticalmente. En este caso, si un determinado volumen de aire se desplaza hacia arriba, volverá a su posición original.

El equilibrio estable ocurre cuando el gradiente de temperatura vertical del aire no saturado es menor que el gradiente adiabático seco, y el gradiente de temperatura vertical del aire saturado es menor que el adiabático húmedo. Si, bajo esta condición, un pequeño volumen de aire no saturado es elevado por una acción externa a una cierta altura, tan pronto como cesa la acción de la fuerza externa, este volumen de aire volverá a su posición anterior. Esto sucede porque el volumen elevado de aire, habiendo gastado energía interna en su expansión, se enfrió 1 ° por cada 100 metro(según la ley adiabática seca). Pero como el gradiente de temperatura vertical del aire ambiente era menor que el adiabático seco, resultó que el volumen de aire elevado a una altura dada tenía una temperatura más baja que el aire ambiente. Al tener una densidad mayor que el aire circundante, debe hundirse hasta alcanzar su estado original. Mostremos esto con un ejemplo.

Suponga que la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre es de 20° y que el gradiente de temperatura vertical en la capa en consideración es de 0,7° por 100 metro. Con este valor del gradiente, la temperatura del aire a una altura de 2 kilómetros será igual a 6° (Fig. 19, un). Bajo la influencia de una fuerza externa, un volumen de aire no saturado o seco elevado desde la superficie de la tierra hasta esta altura, enfriándose de acuerdo con la ley adiabática seca, es decir, 1° por 100 m, se enfriará 20° y tomará una temperatura igual a 0°. Este volumen de aire será 6° más frío que el aire circundante, y por tanto más pesado debido a su mayor densidad. Entonces él comienza

descender, tratando de alcanzar el nivel inicial, es decir, la superficie de la tierra.

Un resultado similar se obtendrá en el caso de aire saturado ascendente, si el gradiente vertical de la temperatura ambiente es menor que el adiabático húmedo. Por lo tanto, bajo un estado estable de la atmósfera en una masa homogénea de aire, no hay formación rápida de cúmulos y cumulonimbos.

El estado más estable de la atmósfera se observa en valores pequeños del gradiente vertical de temperatura, y especialmente durante las inversiones, ya que en este caso, el aire más cálido y liviano se ubica por encima del aire más frío y, por lo tanto, más pesado.

En equilibrio inestable de la atmósfera el volumen de aire que se eleva desde la superficie de la tierra no vuelve a su posición original, sino que retiene su movimiento ascendente hasta un nivel en el que se igualan las temperaturas del aire que se eleva y el que lo rodea. El estado inestable de la atmósfera se caracteriza por grandes gradientes verticales de temperatura, causados ​​por el calentamiento de las capas inferiores de aire. Al mismo tiempo, las masas de aire calentadas debajo, como las más ligeras, se precipitan hacia arriba.

Supongamos, por ejemplo, que el aire no saturado en las capas inferiores hasta una altura de 2 kilómetros estratificado inestable, es decir, su temperatura

disminuye con la altitud en 1,2° por cada 100 metro, y arriba, el aire, saturado, tiene una estratificación estable, es decir, su temperatura ya cae 0.6 ° por cada 100 metro levantamientos (Fig. 19, b). Una vez en dicho ambiente, el volumen de aire seco no saturado comenzará a aumentar de acuerdo con la ley adiabática seca, es decir, se enfriará 1 ° por 100 metro. Entonces, si su temperatura cerca de la superficie terrestre es de 20°, entonces a una altura de 1 kilómetros se convertirá en 10°, mientras que la temperatura ambiente es de 8°. Siendo 2° más cálido y por lo tanto más ligero, este volumen se precipitará más alto. A la altura 2 kilómetros ya estará 4° más caliente que el ambiente, ya que su temperatura llegará a 0°, y la temperatura ambiente es -4°. Volviendo a ser más ligero, el volumen de aire considerado continuará su ascenso hasta una altura de 3 kilómetros, donde su temperatura llega a ser igual a la temperatura ambiente (-10°). Después de eso, se detendrá el aumento libre del volumen de aire asignado.

Para determinar el estado de la atmósfera se utilizan cartas aerologicas. Estos son diagramas con ejes de coordenadas rectangulares, a lo largo de los cuales se trazan las características del estado del aire.

Las familias se trazan en diagramas de aire superior seco y adiabáticas húmedas, es decir, curvas que representan gráficamente el cambio en el estado del aire durante los procesos adiabático seco y adiabático húmedo.

La figura 20 muestra un diagrama de este tipo. Aquí, las isobaras se muestran verticalmente, las isotermas (líneas de igual presión de aire) horizontalmente, las líneas continuas inclinadas son adiabáticas secas, las líneas discontinuas inclinadas son adiabáticas húmedas, las líneas discontinuas son humedad específica.El diagrama anterior muestra curvas de cambios de temperatura del aire con una altura de dos puntos para el mismo período de observación - 15:00 el 3 de mayo de 1965. A la izquierda - la curva de temperatura según los datos de una radiosonda lanzada en Leningrado, el la derecha - en Tashkent. De la forma de la curva izquierda de cambio de temperatura con la altura se deduce que el aire en Leningrado es estable. En este caso, hasta la superficie isobárica de 500 megabyte el gradiente de temperatura vertical promedia 0,55° por 100 metro. En dos pequeñas capas (en superficies 900 y 700 megabyte) se registró la isoterma. Esto indica que sobre Leningrado a alturas de 1.5-4.5 kilómetros existe un frente atmosférico que separa las masas de aire frío en el kilómetro y medio inferior del aire térmico situado en la parte superior. La altura del nivel de condensación, determinada por la posición de la curva de temperatura con respecto a la adiabática húmeda, es de aproximadamente 1 kilómetros(900 megabyte).

En Tashkent, el aire tenía una estratificación inestable. Hasta la altura 4 kilómetros gradiente de temperatura vertical estaba cerca de adiabático, es decir, por cada 100 metro aumento, la temperatura disminuyó en 1 °, y más, hasta 12 kilómetros- más adiabático. Debido a la sequedad del aire, no se produjo la formación de nubes.

Sobre Leningrado, la transición a la estratosfera tuvo lugar a una altitud de 9 kilómetros(300 megabyte), y sobre Tashkent es mucho más alto - alrededor de 12 kilómetros(200mb).

Con un estado estable de la atmósfera y suficiente humedad, se pueden formar estratos y nieblas, y con un estado inestable y un alto contenido de humedad de la atmósfera, convección térmica, dando lugar a la formación de cúmulos y cumulonimbos. El estado de inestabilidad está asociado a la formación de chubascos, tormentas, granizo, pequeños torbellinos, borrascas, etc.

La llamada "charla" de la aeronave, es decir, los lanzamientos de la aeronave durante el vuelo, también se debe al estado inestable de la atmósfera.

En verano, la inestabilidad de la atmósfera es común por la tarde, cuando se calientan las capas de aire cercanas a la superficie terrestre. Por lo tanto, las lluvias intensas, las borrascas y fenómenos meteorológicos peligrosos similares se observan con mayor frecuencia por la tarde, cuando surgen fuertes corrientes verticales debido a la inestabilidad de las rupturas: ascendente y descendiendo el movimiento del aire. Por esta razón, los aviones que vuelan durante el día a una altitud de 2-5 kilómetros sobre la superficie de la tierra, están más sujetos a "parloteo" que durante el vuelo nocturno, cuando, debido al enfriamiento de la capa superficial de aire, aumenta su estabilidad.

La humedad también disminuye con la altitud. Casi la mitad de toda la humedad se concentra en el primer kilómetro y medio de la atmósfera, y los primeros cinco kilómetros contienen casi 9/10 de todo el vapor de agua.

Para ilustrar la naturaleza observada diariamente del cambio de temperatura con la altura en la troposfera y la estratosfera inferior en diferentes regiones de la Tierra, la Figura 21 muestra tres curvas de estratificación hasta una altura de 22-25 kilómetros Estas curvas se construyeron en base a observaciones de radiosonda a las 3 pm: dos en enero - Olekminsk (Yakutia) y Leningrado, y la tercera en julio - Takhta-Bazar (Asia Central). La primera curva (Olekminsk) se caracteriza por la presencia de una inversión superficial, caracterizada por un aumento de la temperatura de -48° en la superficie terrestre a -25° a una altura de aproximadamente 1 kilómetros Durante este período, la tropopausa sobre Olekminsk estaba a una altura de 9 kilómetros(temperatura -62°). En la estratosfera, se observó un aumento de la temperatura con la altura, cuyo valor está en el nivel de 22 kilómetros se acercó a -50°. La segunda curva, que representa el cambio de temperatura con la altura en Leningrado, indica la presencia de una pequeña inversión superficial, luego una isoterma en una gran capa y una disminución de la temperatura en la estratosfera. En el nivel 25 kilómetros la temperatura es de -75°. La tercera curva (Takhta-Bazar) es muy diferente del punto norte: Olekminsk. La temperatura en la superficie de la tierra es superior a 30°. La tropopausa está en 16 kilómetros, y mayores de 18 kilómetros hay un aumento de la temperatura con la altitud, lo cual es habitual en un verano austral.

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Los rayos del sol que caen sobre la superficie de la tierra la calientan. El aire se calienta de abajo hacia arriba, es decir, desde la superficie de la tierra.

La transferencia de calor de las capas inferiores de aire a las superiores se produce principalmente debido al ascenso del aire caliente y calentado hacia arriba y al descenso del aire frío hacia abajo. Este proceso de calentar el aire se llama convección.

En otros casos, la transferencia de calor hacia arriba se produce debido a la dinámica turbulencia. Este es el nombre de los torbellinos caóticos que surgen en el aire como resultado de su fricción contra la superficie terrestre durante el movimiento horizontal o durante la fricción de diferentes capas de aire entre sí.

La convección a veces se denomina turbulencia térmica. La convección y la turbulencia a veces se combinan con un nombre común: intercambio.

El enfriamiento de las capas inferiores de la atmósfera ocurre de manera diferente al calentamiento. La superficie de la tierra pierde calor continuamente hacia la atmósfera que la rodea emitiendo rayos de calor que no son visibles a simple vista. El enfriamiento se vuelve especialmente fuerte después de la puesta del sol (por la noche). Debido a la conductividad térmica, las masas de aire adyacentes al suelo también se enfrían gradualmente, transfiriendo este enfriamiento a las capas de aire suprayacentes; al mismo tiempo, las capas más bajas se enfrían más intensamente.

Dependiendo del calentamiento solar, la temperatura de las capas inferiores del aire cambia durante el año y el día, alcanzando un máximo alrededor de las 13-14 horas. El curso diario de la temperatura del aire en días diferentes para el mismo lugar no es constante; su valor depende principalmente del estado del tiempo. Por lo tanto, los cambios en la temperatura de las capas inferiores del aire están asociados con cambios en la temperatura de la superficie (subyacente) de la tierra.

Los cambios en la temperatura del aire también ocurren a partir de sus movimientos verticales.

Se sabe que cuando el aire se expande se enfría y cuando se comprime se calienta. En la atmósfera, durante el movimiento ascendente, el aire, al caer en zonas de menor presión, se expande y enfría, y, a la inversa, durante el movimiento descendente, el aire, al comprimirse, se calienta. Los cambios en la temperatura del aire durante sus movimientos verticales determinan en gran medida la formación y destrucción de las nubes.

La temperatura del aire generalmente disminuye con la altitud. El cambio en la temperatura media con la altura sobre Europa en verano e invierno se da en la tabla "Temperaturas medias del aire en Europa".

La disminución de la temperatura con la altura se caracteriza por una vertical gradiente de temperatura. Este es el cambio de temperatura por cada 100 m de altitud. Para cálculos técnicos y aeronáuticos, se supone que el gradiente de temperatura vertical es de 0,6. Hay que tener en cuenta que este valor no es constante. Puede suceder que en cualquier capa de aire la temperatura no cambie con la altura.

Tales capas se llaman capas de isoterma.

Muy a menudo, se observa un fenómeno en la atmósfera cuando, en una determinada capa, la temperatura incluso aumenta con la altura. Estas capas de la atmósfera se llaman capas de inversión. Las inversiones surgen por varias razones. Uno de ellos es el enfriamiento de la superficie subyacente por radiación durante la noche o en invierno con cielo despejado. A veces, en el caso de vientos suaves o en calma, las capas superficiales de aire también se enfrían y se vuelven más frías que las capas superiores. Como resultado, el aire en la altura es más cálido que en la parte inferior. Tales inversiones se llaman radiación. Se suelen observar fuertes inversiones radiativas sobre la capa de nieve y especialmente en las cuencas montañosas, y también durante la calma. Las capas de inversión se extienden hasta una altura de varias decenas o cientos de metros.

Las inversiones también surgen debido al movimiento (advección) del aire caliente sobre la superficie fría subyacente. Estos son los llamados inversiones advectivo. La altura de estas inversiones es de varios cientos de metros.

Además de estas inversiones, se observan inversiones frontales e inversiones de compresión. Inversiones frontales ocurren cuando las masas de aire caliente fluyen hacia masas de aire más frías. inversiones de compresión ocurren cuando el aire desciende de la atmósfera superior. Al mismo tiempo, el aire que desciende a veces se calienta tanto que sus capas subyacentes resultan más frías.

Las inversiones de temperatura se observan a varias alturas de la troposfera, con mayor frecuencia a altitudes de aproximadamente 1 km. El espesor de la capa de inversión puede variar desde varias decenas hasta varios cientos de metros. La diferencia de temperatura durante la inversión puede alcanzar los 15-20°.

Las capas de inversión juegan un papel importante en el clima. Debido a que el aire en la capa de inversión es más cálido que la capa subyacente, el aire de las capas inferiores no puede ascender. En consecuencia, las capas de inversiones retardan los movimientos verticales en la capa de aire subyacente. Al volar bajo una capa de inversión, generalmente se observa un rhema ("baches"). Por encima de la capa de inversión, el vuelo de la aeronave normalmente procede normalmente. Las llamadas nubes onduladas se desarrollan bajo las capas de inversiones.

La temperatura del aire afecta a la técnica de pilotaje y al funcionamiento del material. A temperaturas cerca del suelo por debajo de -20 °, el aceite se congela, por lo que debe llenarse en un estado calentado. En vuelo, a bajas temperaturas, el agua del sistema de refrigeración del motor se enfría intensamente. A temperaturas elevadas (por encima de + 30 °), el motor puede sobrecalentarse. La temperatura del aire también afecta el desempeño de la tripulación del avión. A bajas temperaturas, que alcanzan hasta -56 ° en la estratosfera, se requieren uniformes especiales para la tripulación.

La temperatura del aire es muy importante para el pronóstico del tiempo.

La medición de la temperatura del aire durante el vuelo en una aeronave se realiza mediante termómetros eléctricos acoplados a la aeronave. Al medir la temperatura del aire, debe tenerse en cuenta que, debido a las altas velocidades de los aviones modernos, los termómetros dan errores. Las altas velocidades de la aeronave provocan un aumento de la temperatura del propio termómetro, debido al rozamiento de su depósito contra el aire y al efecto de calentamiento por compresión del aire. El calentamiento por fricción aumenta con el aumento de la velocidad de vuelo de la aeronave y se expresa mediante las siguientes cantidades:

Velocidad en km/h …………. 100 200 Z00 400 500 600

Calentamiento por fricción ……. 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°,b

El calentamiento por compresión se expresa mediante las siguientes cantidades:

Velocidad en km/h …………. 100 200 300 400 500 600

Calentamiento por compresión ……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Las distorsiones en las lecturas de un termómetro instalado en un avión, cuando vuela en las nubes, son un 30% menores que los valores anteriores, debido a que parte del calor que se produce durante la fricción y compresión se gasta en la evaporación del agua condensada en el aire en forma de gotitas.

Temperatura del aire. Unidades de medida, cambio de temperatura con la altura. Inversión, isotermia, Tipos de inversiones, Proceso adiabático.

Temperatura del aire es un valor que caracteriza su estado térmico. Se expresa en grados Celsius (ºС en una escala centígrada o en Kelvin (K) en una escala absoluta. La transición de la temperatura en Kelvin a la temperatura en grados Celsius se realiza mediante la fórmula

t=T-273º

La capa inferior de la atmósfera (troposfera) se caracteriza por una disminución de la temperatura con la altura, que asciende a 0,65ºС por cada 100 m.

Este cambio de temperatura con la altura por cada 100 m se denomina gradiente vertical de temperatura. Conociendo la temperatura cerca de la superficie terrestre y usando el valor del gradiente vertical, es posible calcular la temperatura aproximada a cualquier altura (por ejemplo, a una temperatura cerca de la superficie terrestre de +20ºС a una altura de 5000m, la temperatura será ser igual a:

20º- (0.65*50) \u003d - 12..5.

El gradiente vertical γ no es un valor constante y depende del tipo de masa de aire, la hora del día y la estación, la naturaleza de la superficie subyacente y otros factores. Cuando la temperatura disminuye con la altura, γ  se considera positivo, si la temperatura no cambia con la altura, entonces γ = 0  las capas se llaman isotérmico. Capas atmosféricas donde la temperatura aumenta con la altura (γ< 0), называются inversión. Dependiendo de la magnitud del gradiente vertical de temperatura, el estado de la atmósfera puede ser estable, inestable o indiferente al aire seco (no saturado) o saturado.

La disminución de la temperatura del aire a medida que aumenta adiabáticamente, es decir, sin intercambio de calor de las partículas de aire con el medio ambiente. Si una partícula de aire se eleva, su volumen se expande, mientras que la energía interna de la partícula disminuye.

A medida que la partícula desciende, se contrae y su energía interna aumenta. De esto se sigue que con un movimiento hacia arriba del volumen de aire, su temperatura disminuye, y con un movimiento hacia abajo, sube. Estos procesos juegan un papel importante en la formación y desarrollo de las nubes.

El gradiente horizontal es la temperatura expresada en grados a una distancia de 100 km. Durante la transición de frío a cálido VM y de cálido a frío, puede superar los 10º cada 100 km.

Tipos de inversiones.

Las inversiones son capas de retardo, amortiguan el movimiento vertical del aire, debajo de ellas hay una acumulación de vapor de agua u otras partículas sólidas que dificultan la visibilidad, la formación de niebla y diversas formas de nubes. Las capas de inversiones también son capas de desaceleración para los movimientos de aire horizontales. En muchos casos, estas capas son superficies cortavientos. Las inversiones en la troposfera se pueden observar cerca de la superficie de la tierra y en altitudes elevadas. La tropopausa es una poderosa capa de inversión.

Dependiendo de las causas de ocurrencia, se distinguen los siguientes tipos de inversiones:

1. Radiación: el resultado del enfriamiento de la capa superficial de aire, generalmente durante la noche.

2. Advectivo: cuando el aire cálido se mueve hacia una superficie subyacente fría.

3. Compresión o hundimiento - formado en las partes centrales de anticiclones inactivos.

Tarea:

Se sabe que a una altura de 750 metros sobre el nivel del mar la temperatura es de +22 o C. Determine la temperatura del aire a una altura:

a) 3500 metros sobre el nivel del mar

b) 250 metros sobre el nivel del mar

Decisión:

Sabemos que cuando la altitud cambia en 1000 metros (1 km), la temperatura del aire cambia en 6 ° C. Además, con un aumento en la altitud, la temperatura del aire disminuye y, con una disminución, aumenta.

a) 1. Determinar el desnivel: 3500 m -750 m = 2750 m = 2,75 km

2. Determinar la diferencia de temperatura del aire: 2,75 km × 6 o C = 16,5 o C

3. Determine la temperatura del aire a una altura de 3500 m: 22 ° C - 16,5 ° C \u003d 5,5 ° C

Responder: a una altitud de 3500 m, la temperatura del aire es de 5,5 o C.

b) 1. Determinar el desnivel: 750 m -250 m = 500 m = 0,5 km

2. Determinar la diferencia de temperatura del aire: 0,5 km × 6 o C = 3 o C

3. Determinar la temperatura del aire a una altura de 250 m: 22 o C + 3 o C = 25 o C

Responder: a una altura de 250 m, la temperatura del aire es de 25 ° C.

2. Determinación de la presión atmosférica en función de la altitud

Tarea:

Se sabe que a una altitud de 2205 metros sobre el nivel del mar, la presión atmosférica es de 550 mmHg. Determine la presión atmosférica en altitud:

a) 3255 metros sobre el nivel del mar

b) 0 metros sobre el nivel del mar

Decisión:

Sabemos que con un cambio de altitud de 10,5 metros, la presión atmosférica cambia en 1 mmHg. Arte. Además, con un aumento en la altitud, la presión atmosférica disminuye, y con una disminución, aumenta.

a) 1. Determinar la diferencia de altura: 3255 m - 2205 m = 1050 m

2. Determinar la diferencia de presión atmosférica: 1050 m: 10,5 m = 100 mm Hg.

3. Determinar la presión atmosférica a una altitud de 3255 m: 550 mm Hg. - 100 mmHg = 450 mmHg

Responder: A una altitud de 3255 m, la presión atmosférica es de 450 mmHg.

b) 1. Determinar la diferencia de altura: 2205 m - 0 m = 2205 m

2. Determinar la diferencia de presión atmosférica: 2205 m: 10,5 m = 210 mm Hg. Arte.

3. Determinar la presión atmosférica a una altura de 0 m: 550 mm Hg. + 210 mmHg Arte. = 760 mmHg Arte.

Responder: A una altura de 0 m, la presión atmosférica es de 760 mm Hg.

3. Escala de Beaufort

(escala de velocidad del viento)

Material práctico para una lección de geografía en el grado 6 - UMK: O.A. Klimanov, V. V. Klimanov, E. V. kim Para su consideración, se proponen tareas sobre el tema. "Temperatura del aire".

La solución de problemas geográficos contribuye a la asimilación activa del curso de geografía, forma habilidades educativas generales y geográficas especiales.

Metas:

Desarrollo de habilidades para calcular la temperatura del aire a diferentes alturas, calcular la altura;

Desarrollo de la capacidad de análisis, sacar conclusiones.

¿Cómo cambia la temperatura con la altura?

Cuando la altitud cambia en 1000 metros (1 km), la temperatura del aire cambia en 6 ° C (con un aumento en la altitud, la temperatura del aire disminuye y con una disminución, aumenta).

Tareas geográficas:

1. En la cima de la montaña, la temperatura es de -5 grados, la altura de la montaña es de 4500 m ¿Determinar la temperatura al pie de la montaña?

Decisión:

Por cada kilómetro de subida, la temperatura del aire desciende 6 grados, es decir, si la altura de la montaña es de 4500 o 4,5 km, resulta que:

1) 4,5 x 6 = 27 grados. Esto significa que la temperatura ha bajado 27 grados, y si es de 5 grados en la cima, entonces al pie de la montaña será:

2) - 5 + 27 = 22 grados al pie de la montaña

Responder: 22 grados al pie de la montaña

2. Determine la temperatura del aire en la cima de la montaña 3 km, si al pie de la montaña era de + 12 grados.

Decisión:

Si después de 1 km la temperatura desciende 6 grados, entonces

Responder:- 6 grados en la cima de la montaña

3. ¿A qué altura se elevó el avión si la temperatura exterior es -30 ° C, y en la superficie de la Tierra + 12 ° C?

Decisión:

2) 42: 6 = 7 kilómetros

Responder: el avión se elevó a una altura de 7 km

4. ¿Cuál es la temperatura del aire en la cima del Pamir, si en julio al pie es de +36°С? La altura del Pamir es de 6 km.

Decisión:

Responder: 0 grados en la cima de la montaña

5. Determine la temperatura del aire sobre la borda de la aeronave, si la temperatura del aire en la superficie terrestre es de 31 grados y la altitud de vuelo es de 5 km.

Decisión:

Responder: 1 grado de temperatura exterior

Planeta azul...

Se suponía que este tema iba a aparecer en el sitio uno de los primeros. Después de todo, los helicópteros son aviones atmosféricos. atmósfera terrestre- su, por así decirlo, hábitat :-). PERO propiedades fisicas del aire solo determina la calidad de este hábitat :-). Así que ese es uno de los básicos. Y la base siempre se escribe primero. Pero me acabo de dar cuenta de esto ahora. Sin embargo, como ya sabéis, más vale tarde que nunca... Toquemos este tema, pero sin entrar en líos y dificultades innecesarias :-).

Asi que… atmósfera terrestre. Esta es la capa gaseosa de nuestro planeta azul. Todo el mundo conoce este nombre. ¿Por qué azul? Simplemente porque el componente "azul" (así como el azul y el violeta) de la luz solar (espectro) está mejor disperso en la atmósfera, coloreándola de azulado-azulado, a veces con un toque de violeta (en un día soleado, por supuesto). :-)).

Composición de la atmósfera terrestre.

La composición de la atmósfera es bastante amplia. No voy a enumerar todos los componentes en el texto, hay una buena ilustración para esto La composición de todos estos gases es casi constante, con la excepción del dióxido de carbono (CO 2 ). Además, la atmósfera contiene necesariamente agua en forma de vapores, gotas suspendidas o cristales de hielo. La cantidad de agua no es constante y depende de la temperatura y, en menor medida, de la presión del aire. Además, la atmósfera terrestre (sobre todo la actual) también contiene una cierta cantidad, yo diría "toda clase de inmundicias" :-). Estos son SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, además hay vapores de mercurio Hg. Es cierto que todo esto está allí en pequeñas cantidades, gracias a Dios :-).

atmósfera terrestre Es costumbre dividirla en varias zonas que se suceden en altura sobre la superficie.

La primera, la más cercana a la tierra, es la troposfera. Esta es la capa más baja y, por así decirlo, la principal para la vida de varios tipos. Contiene el 80% de la masa de todo el aire atmosférico (aunque en volumen representa solo alrededor del 1% de toda la atmósfera) y alrededor del 90% de toda el agua atmosférica. La mayor parte de todos los vientos, nubes, lluvias y nieves 🙂 provienen de allí. La troposfera se extiende a alturas de unos 18 km en latitudes tropicales y hasta 10 km en latitudes polares. La temperatura del aire en él desciende con una subida de unos 0,65º por cada 100 m.

zonas atmosféricas.

La segunda zona es la estratosfera. Debo decir que se distingue otra zona estrecha entre la troposfera y la estratosfera: la tropopausa. Detiene el descenso de temperatura con la altura. La tropopausa tiene un espesor promedio de 1,5 a 2 km, pero sus límites son indistintos y la troposfera a menudo se superpone a la estratosfera.

Entonces la estratosfera tiene una altura promedio de 12 km a 50 km. La temperatura en él hasta 25 km permanece sin cambios (alrededor de -57ºС), luego en algún lugar hasta 40 km sube a aproximadamente 0ºС y más allá hasta 50 km permanece sin cambios. La estratosfera es una parte relativamente tranquila de la atmósfera terrestre. Prácticamente no hay condiciones climáticas adversas en él. Es en la estratosfera donde se encuentra la famosa capa de ozono a altitudes de 15-20 km a 55-60 km.

A esto le sigue una pequeña capa límite de estratopausa, donde la temperatura se mantiene alrededor de 0ºС, y luego la siguiente zona es la mesosfera. Se extiende a altitudes de 80-90 km, y en él la temperatura desciende hasta unos 80ºС. En la mesosfera, generalmente se hacen visibles pequeños meteoros, que comienzan a brillar en ella y se queman allí.

La siguiente brecha estrecha es la mesopausa y más allá la zona de la termosfera. Su altura es de hasta 700-800 km. Aquí la temperatura vuelve a empezar a subir y en altitudes de unos 300 km puede alcanzar valores del orden de los 1200ºС. A partir de entonces, se mantiene constante. La ionosfera se encuentra dentro de la termosfera hasta una altura de unos 400 km. Aquí, el aire está fuertemente ionizado debido a la exposición a la radiación solar y tiene una alta conductividad eléctrica.

La siguiente y, en general, la última zona es la exosfera. Esta es la llamada zona de dispersión. Aquí están presentes principalmente hidrógeno muy enrarecido y helio (con predominio de hidrógeno). A altitudes de unos 3000 km, la exosfera pasa al vacío del espacio cercano.

Es así en alguna parte. ¿Por qué? Porque estas capas son más bien condicionales. Son posibles varios cambios en la altitud, la composición de los gases, el agua, la temperatura, la ionización, etc. Además, hay muchos más términos que definen la estructura y el estado de la atmósfera terrestre.

Por ejemplo, la homosfera y la heterosfera. En el primero, los gases atmosféricos están bien mezclados y su composición es bastante homogénea. El segundo está ubicado sobre el primero y prácticamente no hay tal mezcla allí. Los gases se separan por gravedad. El límite entre estas capas se encuentra a una altitud de 120 km y se denomina turbopausa.

Quizás terminemos con los términos, pero definitivamente agregaré que se supone convencionalmente que el límite de la atmósfera se encuentra a una altitud de 100 km sobre el nivel del mar. Esta frontera se llama Línea Karman.

Agregaré dos imágenes más para ilustrar la estructura de la atmósfera. El primero, sin embargo, está en alemán, pero es bastante completo y fácil de entender :-). Se puede ampliar y considerar bien. El segundo muestra el cambio en la temperatura atmosférica con la altitud.

La estructura de la atmósfera terrestre.

Cambio en la temperatura del aire con la altitud.

Las modernas naves espaciales orbitales tripuladas vuelan a altitudes de unos 300-400 km. Sin embargo, esto ya no es aviación, aunque el área, por supuesto, está en cierto sentido estrechamente relacionada, y definitivamente hablaremos de eso nuevamente :-).

La zona de aviación es la troposfera. Los aviones atmosféricos modernos también pueden volar en las capas inferiores de la estratosfera. Por ejemplo, el techo práctico del MIG-25RB es de 23000 m.

Vuelo en la estratosfera.

y exactamente propiedades fisicas del aire Las troposferas determinan cómo será el vuelo, qué tan efectivo será el sistema de control de la aeronave, cómo lo afectará la turbulencia en la atmósfera, cómo funcionarán los motores.

La primera propiedad principal es temperatura del aire. En dinámica de gases, se puede determinar en la escala Celsius o en la escala Kelvin.

Temperatura t1 a una altura dada H en la escala Celsius se determina:

t 1 \u003d t - 6.5N, donde t es la temperatura del aire en el suelo.

La temperatura en la escala Kelvin se llama temperatura absoluta El cero en esta escala es el cero absoluto. En el cero absoluto, el movimiento térmico de las moléculas se detiene. El cero absoluto en la escala Kelvin corresponde a -273º en la escala Celsius.

En consecuencia, la temperatura T en las alturas H en la escala Kelvin se determina:

T \u003d 273K + t - 6.5H

Presión del aire. La presión atmosférica se mide en Pascales (N/m 2 ), en el antiguo sistema de medida en atmósferas (atm.). También existe la presión barométrica. Esta es la presión medida en milímetros de mercurio usando un barómetro de mercurio. Presión barométrica (presión a nivel del mar) igual a 760 mm Hg. Arte. llamado estándar. En física, 1 atm. igual a 760 mm Hg.

Densidad del aire. En aerodinámica, el concepto más utilizado es la densidad de masa del aire. Esta es la masa de aire en 1 m3 de volumen. La densidad del aire cambia con la altura, el aire se enrarece más.

Humedad del aire. Muestra la cantidad de agua en el aire. Hay un concepto" humedad relativa". Esta es la relación de la masa de vapor de agua al máximo posible a una temperatura dada. El concepto de 0%, es decir, cuando el aire está completamente seco, puede existir en general sólo en el laboratorio. Por otro lado, el 100% de humedad es bastante real. Esto significa que el aire ha absorbido toda el agua que podía absorber. Algo así como una "esponja llena" absolutamente. La humedad relativa alta reduce la densidad del aire, mientras que la humedad relativa baja la aumenta en consecuencia.

Debido al hecho de que los vuelos de las aeronaves se realizan en diferentes condiciones atmosféricas, sus parámetros de vuelo y aerodinámicos en un modo de vuelo pueden ser diferentes. Por lo tanto, para una correcta evaluación de estos parámetros, presentamos Atmósfera estándar internacional (ISA). Muestra el cambio en el estado del aire con el aumento de altitud.

Los principales parámetros del estado del aire a humedad cero se toman como:

presión P = 760 mm Hg. Arte. (101,3 kPa);

temperatura t = +15°C (288 K);

densidad de masa ρ \u003d 1.225 kg / m 3;

Para la ISA, se supone (como se mencionó anteriormente :-)) que la temperatura desciende en la troposfera 0,65º por cada 100 metros de altitud.

Atmósfera estándar (ejemplo hasta 10000 m).

Las tablas ISA se utilizan para calibrar instrumentos, así como para cálculos de navegación e ingeniería.

Propiedades físicas del aire. también incluyen conceptos tales como inercia, viscosidad y compresibilidad.

La inercia es una propiedad del aire que caracteriza su capacidad para resistir un cambio en el estado de reposo o movimiento rectilíneo uniforme. . La medida de la inercia es la densidad de masa del aire. Cuanto más alto es, mayor es la inercia y la fuerza de arrastre del medio cuando la aeronave se mueve en él.

Viscosidad. Determina la resistencia por fricción contra el aire cuando la aeronave se mueve.

La compresibilidad mide el cambio en la densidad del aire a medida que cambia la presión. A bajas velocidades de la aeronave (hasta 450 km/h), no hay cambio de presión cuando el flujo de aire circula a su alrededor, pero a altas velocidades comienza a aparecer el efecto de la compresibilidad. Su influencia en lo supersónico es especialmente pronunciada. Esta es un área separada de aerodinámica y un tema para un artículo separado :-).

Bueno, parece que eso es todo por ahora... Es hora de terminar esta enumeración un poco tediosa, de la que, sin embargo, no se puede prescindir :-). atmósfera terrestre, sus parámetros, propiedades fisicas del aire son tan importantes para la aeronave como los parámetros del propio aparato, y era imposible no mencionarlos.

De momento, hasta las próximas reuniones y más temas interesantes 🙂…

PD Para el postre, sugiero ver un video filmado desde la cabina de un gemelo MIG-25PU durante su vuelo hacia la estratosfera. Filmado, al parecer, por un turista que tiene dinero para esos vuelos :-). Filmado principalmente a través del parabrisas. Fíjate en el color del cielo...

Todos los que han volado en un avión están acostumbrados a este tipo de mensajes: “nuestro vuelo está a una altitud de 10.000 m, la temperatura por la borda es de 50 °C”. No parece nada especial. Cuanto más lejos de la superficie de la Tierra calentada por el Sol, más frío. Mucha gente piensa que la disminución de la temperatura con la altura continúa y gradualmente la temperatura desciende, acercándose a la temperatura del espacio. Por cierto, los científicos pensaron así hasta finales del siglo XIX.

Echemos un vistazo más de cerca a la distribución de la temperatura del aire sobre la Tierra. La atmósfera se divide en varias capas, que reflejan principalmente la naturaleza de los cambios de temperatura.

La capa inferior de la atmósfera se llama troposfera, que significa "esfera de rotación". Todos los cambios en el tiempo y el clima son el resultado de procesos físicos que ocurren precisamente en esta capa. El límite superior de esta capa se encuentra donde la disminución de la temperatura con la altura es reemplazada por su aumento, aproximadamente en una altitud de 15-16 km sobre el ecuador y 7-8 km sobre los polos. Al igual que la Tierra misma, la atmósfera bajo la influencia de la rotación de nuestro planeta también se aplana un poco sobre los polos y se hincha sobre el ecuador. Sin embargo, este efecto es mucho más fuerte en la atmósfera que en la capa sólida de la Tierra. En la dirección desde la superficie de la Tierra hasta el límite superior de la troposfera, la temperatura del aire desciende. Por encima del ecuador, la temperatura mínima del aire es de aproximadamente -62 ° C, y por encima de los polos alrededor de -45 ° C. En latitudes templadas, más del 75% de la masa de la atmósfera está en la troposfera.En los trópicos, alrededor del 90% está dentro de la troposfera masas de la atmósfera.

En 1899, se encontró un mínimo en el perfil de temperatura vertical a cierta altitud, y luego la temperatura aumentó ligeramente. El comienzo de este aumento significa la transición a la siguiente capa de la atmósfera - a estratosfera, que significa "esfera de capa". El término estratosfera significa y refleja la idea anterior de la singularidad de la capa que se encuentra sobre la troposfera. La estratosfera se extiende hasta una altura de unos 50 km sobre la superficie de la tierra. Su característica es , en particular, un fuerte aumento en la temperatura del aire Este aumento en la temperatura se explica reacción de formación de ozono - una de las principales reacciones químicas que ocurren en la atmósfera.

La mayor parte del ozono se concentra en altitudes de unos 25 km, pero en general la capa de ozono es un caparazón fuertemente estirado a lo largo de la altura, que cubre casi toda la estratosfera. La interacción del oxígeno con los rayos ultravioleta es uno de los procesos favorables en la atmósfera terrestre que contribuyen al mantenimiento de la vida en la tierra. La absorción de esta energía por el ozono impide su flujo excesivo hacia la superficie terrestre, donde se crea exactamente el nivel de energía adecuado para la existencia de formas de vida terrestres. La ozonosfera absorbe parte de la energía radiante que atraviesa la atmósfera. Como resultado, en la ozonosfera se establece un gradiente vertical de temperatura del aire de aproximadamente 0,62 °C por cada 100 m, es decir, la temperatura aumenta con la altura hasta el límite superior de la estratosfera - la estratopausa (50 km), alcanzando, según algunos datos, 0°C.

En altitudes de 50 a 80 km existe una capa de la atmósfera llamada mesosfera. La palabra "mesosfera" significa "esfera intermedia", aquí la temperatura del aire continúa disminuyendo con la altura. Por encima de la mesosfera, en una capa llamada termosfera, la temperatura vuelve a subir con la altitud hasta unos 1000°C y luego desciende muy rápidamente a -96°C. Sin embargo, no cae indefinidamente, luego la temperatura vuelve a subir.

termosfera es la primera capa ionosfera. A diferencia de las capas mencionadas anteriormente, la ionosfera no se distingue por la temperatura. La ionosfera es una región de naturaleza eléctrica que hace posibles muchos tipos de comunicaciones por radio. La ionosfera se divide en varias capas, designándolas con las letras D, E, F1 y F2. Estas capas también tienen nombres especiales. La división en capas se debe a varias razones, entre las cuales la más importante es la influencia desigual de las capas en el paso de las ondas de radio. La capa más baja, D, absorbe principalmente las ondas de radio y, por lo tanto, evita que se sigan propagando. La capa E mejor estudiada se encuentra a una altitud de unos 100 km sobre la superficie terrestre. También se denomina capa de Kennelly-Heaviside por los nombres de los científicos estadounidenses e ingleses que la descubrieron de forma simultánea e independiente. La capa E, como un espejo gigante, refleja las ondas de radio. Gracias a esta capa, las ondas de radio largas viajan distancias más largas de lo que se esperaría si se propagaran solo en línea recta, sin ser reflejadas desde la capa E. La capa F también tiene propiedades similares, también llamada capa de Appleton. Junto con la capa de Kennelly-Heaviside, refleja las ondas de radio hacia las estaciones de radio terrestres. Tal reflexión puede ocurrir en varios ángulos. La capa de Appleton se encuentra a una altitud de unos 240 km.

La región más externa de la atmósfera, la segunda capa de la ionosfera, a menudo se denomina exosfera. Este término indica la existencia de las afueras del espacio cerca de la Tierra. Es difícil determinar exactamente dónde termina la atmósfera y comienza el espacio, ya que la densidad de los gases atmosféricos disminuye gradualmente con la altura y la atmósfera misma se convierte gradualmente en un casi vacío, en el que solo se encuentran las moléculas individuales. Ya a una altitud de unos 320 km, la densidad de la atmósfera es tan baja que las moléculas pueden viajar más de 1 km sin chocar entre sí. La parte más externa de la atmósfera sirve como su límite superior, que se encuentra en altitudes de 480 a 960 km.

Se puede encontrar más información sobre los procesos en la atmósfera en el sitio web "Clima terrestre"