Õhutemperatuur erinevatel kõrgustel maapinnast. Õhutemperatuuri muutus kõrgusega. Miks mägedes temperatuur kõrgusega langeb?

inversioon

õhutemperatuuri tõus koos kõrgusega tavapärase languse asemel

Alternatiivsed kirjeldused

Aine ergastatud olek, milles osakeste arv on suurema energiaga. tase ületab osakeste arvu madalamal tasemel (füüsika)

Maa magnetvälja suuna muutumist täheldatakse ajavahemike järel 500 tuhandest aastast 50 miljoni aastani

Elementide tavaasendi muutmine, nende paigutamine vastupidises järjekorras

Keeleline termin lauses tavapärase sõnajärje muutmiseks

Vastupidine järjekord, vastupidine järjekord

Loogiline tehe "mitte"

Kromosoomide ümberkorraldamine, mis on seotud kromosoomi üksikute osade pöörlemisega 180 võrra

Eukleidilise tasandi või ruumi konformne teisendus

Permutatsioon matemaatikas

Dramaatiline seade, mis demonstreerib etenduse alguses konflikti tulemust

Metroloogias mõne parameetri ebanormaalne muutus

Aine olek, milles selle koostisosade osakeste kõrgemad energiatasemed on osakestega rohkem "asustatud" kui madalamad.

Orgaanilises keemias sahhariidi lagundamise protsess

Sõnade järjekorra muutmine lauses

Sõnajärje muutmine rõhuasetuseks

valge rada lennuki taga

Sõnajärje muutmine

Elementide vastupidine järjekord

Sõnade tavapärase järjekorra muutmine lauses kõne väljendusrikkuse suurendamiseks

Esimestes osades tutvusime üldiselt atmosfääri ehitusega piki vertikaali ja temperatuurimuutustega kõrgusega.

Siin käsitleme troposfääri ja seda ümbritsevate sfääride temperatuurirežiimi huvitavaid omadusi.

Temperatuur ja niiskus troposfääris. Troposfäär on kõige huvitavam piirkond, kuna siin toimuvad kivimite moodustumise protsessid. Troposfääris, nagu juba I peatükis mainitud, langeb õhutemperatuur kõrgusega keskmiselt 6° kõrguse kilomeetri kohta või 0,6° 100 kohta. m. Seda vertikaalse temperatuurigradiendi väärtust täheldatakse kõige sagedamini ja see määratletakse paljude mõõtmiste keskmisena. Tegelikult on vertikaalne temperatuurigradient Maa parasvöötme laiuskraadidel muutuv. See sõltub aastaaegadest, kellaajast, atmosfääriprotsesside olemusest ja troposfääri alumistes kihtides - peamiselt aluspinna temperatuurist.

Soojal aastaajal, kui maapinnaga külgnev õhukiht on piisavalt kuumutatud, on iseloomulik temperatuuri langus kõrgusega. Pinnase õhukihi tugeva kuumutamise korral ületab vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus isegi 1 ° iga 100 kohta. mülestõus.

Talvel maapinna ja õhu pinnakihi tugeva jahutamise korral täheldatakse alandamise asemel temperatuuri tõusu kõrgusega, s.o. toimub temperatuuri inversioon. Tugevamaid ja võimsamaid inversioone täheldatakse Siberis, eriti talvel Jakuutias, kus valitseb selge ja vaikne ilm, mis aitab kaasa pinnase õhukihi kiirgusele ja sellele järgnevale jahtumisele. Väga sageli ulatub siin temperatuuri inversioon 2-3 kõrgusele km, ning maapinna õhutemperatuuri ja inversiooni ülemise piiri vahe on sageli 20-25°. Inversioonid on iseloomulikud ka Antarktika keskpiirkondadele. Talvel on nad Euroopas, eriti selle idaosas, Kanadas ja teistes piirkondades. Temperatuuri muutuse suurus kõrgusega (vertikaalne temperatuurigradient) määrab suuresti ilmastikutingimused ja õhu liikumise tüübid vertikaalsuunas.

Stabiilne ja ebastabiilne atmosfäär. Troposfääri õhku soojendab selle aluspind. Õhutemperatuur muutub kõrguse ja atmosfäärirõhuga. Kui see toimub ilma soojusvahetuseta keskkonnaga, nimetatakse sellist protsessi adiabaatiliseks. Tõusev õhk toimib küll sisemise energia arvelt, mis kulub välistakistuse ületamiseks. Seetõttu õhk tõustes jahtub ja laskudes soojeneb.

Adiabaatilised temperatuurimuutused toimuvad vastavalt kuiv adiabaatiline ja niisked adiabaatilised seadused.

Vastavalt sellele eristatakse ka temperatuurimuutuse vertikaalseid gradiente kõrgusega. Kuiv adiabaatiline gradient on kuiva või niiske küllastumata õhu temperatuuri muutus iga 100 kohta m tõsta ja langetada 1 võrra °, a märg adiabaatiline gradient on niiske küllastunud õhu temperatuuri langus iga 100 kohta m kõrgus alla 1°.

Kuiv või küllastumata õhk tõuseb või langeb, muutub selle temperatuur vastavalt kuiva adiabaatilisele seadusele, st langeb või tõuseb vastavalt 1 ° iga 100 kohta m. See väärtus ei muutu enne, kui õhk tõuseb tõustes küllastusseisundisse, s.t. kondensatsiooni tase veeaur. Sellest tasemest kõrgemal hakkab kondenseerumise tõttu eralduma latentne aurustumissoojus, mida kasutatakse õhu soojendamiseks. See lisasoojus vähendab õhku tõustes jahutatava õhu hulka. Küllastunud õhu edasine tõus toimub juba vastavalt niiske adiabaatilise seadusele ja selle temperatuur ei lange 1 ° 100 kohta. m, aga vähem. Kuna õhu niiskusesisaldus sõltub selle temperatuurist, siis mida kõrgem on õhutemperatuur, seda rohkem eraldub kondenseerumisel soojust ja mida madalam on temperatuur, seda vähem soojust. Seetõttu on niiske adiabaatiline gradient soojas õhus väiksem kui külmas õhus. Näiteks tõusva küllastunud õhu temperatuuril +20° maapinna lähedal on niiske adiabaatiline gradient madalamas troposfääris 0,33-0,43° 100 m kohta ja temperatuuril miinus 20° on selle väärtused vahemikus 0,78° kuni 0,87° 100 kohta m.

Märg adiabaatiline gradient oleneb ka õhurõhust: mida madalam on õhurõhk, seda väiksem on märg adiabaatiline gradient samal algtemperatuuril. Põhjuseks on asjaolu, et madalal rõhul on ka õhu tihedus väiksem, seetõttu kasutatakse eralduvat kondensatsioonisoojust väiksema õhumassi soojendamiseks.

Tabelis 15 on näidatud märja adiabaatilise gradiendi keskmised väärtused erinevatel temperatuuridel ja väärtustel

rõhk 1000, 750 ja 500 mb, mis vastab ligikaudu maapinnale ja kõrgustele 2,5-5,5 km.

Soojal aastaajal on vertikaalne temperatuurigradient keskmiselt 0,6-0,7° 100 kohta mülestõus.

Teades temperatuuri maapinnal, on võimalik arvutada temperatuuri ligikaudsed väärtused erinevatel kõrgustel. Kui näiteks õhutemperatuur maapinnal on 28°, siis eeldusel, et vertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,7° 100 kohta m või 7° kilomeetri kohta, saame selle 4. kõrgusel km temperatuur on 0°. Temperatuurigradient talvel keskmistel laiuskraadidel maismaa kohal ületab harva 0,4-0,5 ° 100 kohta m: Sageli on juhtumeid, kui eraldi õhukihtides temperatuur kõrgusega peaaegu ei muutu, st toimub isotermia.

Vertikaalse õhutemperatuuri gradiendi suuruse järgi saab hinnata atmosfääri tasakaalu olemust - stabiilne või ebastabiilne.

Kell stabiilne tasakaal atmosfääri õhumassid ei kipu vertikaalselt liikuma. Sel juhul, kui teatud kogus õhku nihutatakse ülespoole, naaseb see algsesse asendisse.

Stabiilne tasakaal tekib siis, kui küllastumata õhu vertikaalne temperatuurigradient on väiksem kui kuiva adiabaatiline gradient ja küllastunud õhu vertikaalne temperatuurigradient on väiksem kui märja adiabaatiline gradient. Kui sellisel tingimusel tõstetakse väike kogus küllastumata õhku välistegevuse mõjul teatud kõrgusele, siis niipea, kui välisjõu mõju lakkab, naaseb see õhuhulk oma eelmisele positsioonile. See juhtub seetõttu, et suurenenud õhuhulk, mis kulutas paisumisele sisemise energia, jahutati 1 ° võrra iga 100 kohta. m(kuiva adiabaatilise seaduse järgi). Kuid kuna välisõhu vertikaalne temperatuurigradient oli väiksem kui kuiv adiabaatiline, siis selgus, et antud kõrgusel tõstetud õhuhulga temperatuur oli välisõhust madalam. Kuna see tihedus on suurem kui ümbritsev õhk, peab see vajuma, kuni saavutab algse oleku. Näitame seda näitega.

Oletame, et õhutemperatuur maapinna lähedal on 20° ja vertikaalne temperatuurigradient vaadeldavas kihis on 0,7° 100 kohta. m. Selle gradiendi väärtusega õhutemperatuur kõrgusel 2 km võrdub 6°-ga (joonis 19, a). Välise jõu mõjul maapinnalt sellele kõrgusele tõstetud küllastumata või kuiva õhu maht, mis jahtub kuiva adiabaatilise seaduse järgi, st 1 ° võrra 100 m kohta, jahtub 20 ° võrra ja võtab temperatuuri. võrdne 0 °-ga. See õhuhulk on ümbritsevast õhust 6° külmem ja seetõttu ka raskem oma suurema tiheduse tõttu. Nii et ta alustab

laskuda, püüdes jõuda algtasemele, st maapinnale.

Sarnane tulemus saadakse ka tõusva küllastunud õhu puhul, kui ümbritseva keskkonna temperatuuri vertikaalne gradient on väiksem kui niiske adiabaatiline. Seetõttu ei toimu homogeenses õhumassis stabiilse atmosfääriseisundi korral rünk- ja rünkpilvede kiiret teket.

Atmosfääri kõige stabiilsemat olekut täheldatakse vertikaalse temperatuurigradiendi väikeste väärtuste korral ja eriti inversioonide ajal, kuna sel juhul asub soojem ja kergem õhk madalama külma ja seega ka raske õhu kohal.

Kell atmosfääri ebastabiilne tasakaal maapinnalt tõstetud õhu maht ei naase oma algsesse asendisse, vaid säilitab oma ülespoole liikumise tasemeni, mille juures tõusva ja ümbritseva õhu temperatuurid ühtlustuvad. Atmosfääri ebastabiilset seisundit iseloomustavad suured vertikaalsed temperatuurigradiendid, mis on põhjustatud alumiste õhukihtide kuumenemisest. Samal ajal soojenesid õhumassid allpool, kergematena tormavad ülespoole.

Oletame näiteks, et küllastumata õhk alumistes kihtides kuni 2 kõrguseni km kihistunud ebastabiilne, st selle temperatuur

väheneb kõrgusega 1,2° iga 100 kohta m, ja üle selle on küllastunud õhul stabiilne kihistumine, st selle temperatuur langeb juba 0,6 ° iga 100 kohta m kerkib (joon. 19, b). Sellisesse keskkonda sattudes hakkab kuiva küllastumata õhu maht kuiva adiabaatilise seaduse kohaselt tõusma, st see jahtub 1 ° 100 kohta. m. Siis, kui selle temperatuur maapinna lähedal on 20°, siis 1 kõrgusel km see muutub 10°, samas kui ümbritseva õhu temperatuur on 8°. Olles 2° soojem ja seetõttu kergem, tõuseb see helitugevus kõrgemale. Kõrgusel 2 km see on juba 4° soojem kui keskkond, kuna selle temperatuur jõuab 0°-ni ja ümbritseva õhu temperatuur on -4°. Olles taas kergem, jätkab vaadeldav õhuhulk tõusu 3 kõrgusele km, kus selle temperatuur muutub võrdseks ümbritseva õhu temperatuuriga (-10 °). Pärast seda eraldatud õhuhulga vaba tõus peatub.

Atmosfääri seisundi määramiseks kasutatakse aeroloogilised kaardid. Need on ristkülikukujuliste koordinaattelgedega diagrammid, millele on joonistatud õhu oleku karakteristikud.

Pered on joonistatud ülemise õhu diagrammidel kuiv ja märjad adiabaadid, st kõverad, mis kujutavad graafiliselt õhu oleku muutumist kuivade adiabaatiliste ja märgade adiabaatiliste protsesside käigus.

Joonis 20 näitab sellist diagrammi. Siin on isobaarid näidatud vertikaalselt, isotermid (võrdse õhurõhu jooned) horisontaalselt, kaldjooned on kuivad adiabaadid, kaldjooned on niisked adiabaadid, punktiirjooned on spetsiifiline niiskus.Ülaltoodud diagrammil on kujutatud õhutemperatuuri muutuste kõveraid kahe punkti kõrgusega sama vaatlusperioodi kohta - 3. mail 1965 kell 15:00. Vasakul - temperatuurikõver Leningradis lastud raadiosondi andmetel, paremal - Taškendis. Temperatuuri muutuse kõrguse vasakpoolse kõvera kujust järeldub, et Leningradi õhk on stabiilne. Sel juhul kuni isobaarilise pinnani 500 mb vertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,55° 100 kohta m. Kahes väikeses kihis (pindadel 900 ja 700 mb) isoterm registreeriti. See näitab, et Leningradi kohal kõrgustel 1,5-4,5 km on atmosfäärifront, mis eraldab külma õhumassi alumises pooleteise kilomeetri kaugusel ülal paiknevast termilisest õhust. Kondensatsioonitaseme kõrgus, mis on määratud temperatuurikõvera asukoha järgi märja adiabaadi suhtes, on umbes 1 km(900 mb).

Taškendis oli õhul ebastabiilne kihistumine. Kuni kõrguseni 4 km vertikaalne temperatuurigradient oli lähedane adiabaatilisele, st iga 100 kohta m tõus, temperatuur langes 1 ° võrra ja kõrgem, kuni 12 km- adiabaatilisem. Õhu kuivuse tõttu pilvede teket ei toimunud.

Leningradi kohal toimus üleminek stratosfäärile 9. kõrgusel km(300 mb), ja Taškendi kohal on see palju kõrgem - umbes 12 km(200 mb).

Stabiilse atmosfääriseisundi ja piisava õhuniiskuse korral võivad tekkida kihtpilved ja udud ning ebastabiilse oleku ja kõrge õhuniiskusesisaldusega termiline konvektsioon, mis viib rünk- ja rünkpilvede tekkeni. Ebastabiilsusseisundit seostatakse hoovihmade, äikese, rahe, väikeste keeristormide, tuiskhoogude jms tekkega.

Lennuki nn "jubin" ehk lennuki visked lennu ajal on samuti põhjustatud atmosfääri ebastabiilsest seisundist.

Suvel on atmosfääri ebastabiilsus tavaline pärastlõunal, mil maapinnalähedased õhukihid kuumenevad. Seetõttu on vihmasadu, tuisk ja sarnased ohtlikud ilmastikunähtused sagedamini pärastlõunal, kui purunemise ebastabiilsuse tõttu tekivad tugevad vertikaalsed hoovused - tõusev ja laskuvõhu liikumine. Sel põhjusel päeval lendavad lennukid kõrgusel 2-5 km maapinnast kõrgemal alluvad nad rohkem "jutumisele" kui öise lennu ajal, mil pinnapealse õhukihi jahtumise tõttu selle stabiilsus suureneb.

Samuti väheneb õhuniiskus koos kõrgusega. Peaaegu pool kogu niiskusest on koondunud atmosfääri esimesele pooleteise kilomeetrile ja esimesed viis kilomeetrit sisaldavad peaaegu 9/10 kogu veeaurust.

Et illustreerida temperatuuri muutuse iga päev täheldatud olemust kõrgusega troposfääris ja madalamas stratosfääris Maa erinevates piirkondades, on joonisel 21 kolm kihistuskõverat kõrguseni 22-25 km. Need kõverad ehitati kell 15.00 raadiosondide vaatluste põhjal: kaks jaanuaris - Olekminsk (Jakuutia) ja Leningrad ning kolmas juulis - Takhta-Bazar (Kesk-Aasia). Esimest kõverat (Olekminsk) iseloomustab pinna inversioon, mida iseloomustab temperatuuri tõus -48°-lt maapinnal kuni -25°-ni umbes 1° kõrgusel. km. Sel perioodil oli tropopaus Olekminski kohal 9. kõrgusel km(temperatuur -62°). Stratosfääris täheldati temperatuuri tõusu kõrgusega, mille väärtus on tasemel 22 km lähenes -50°. Teine kõver, mis kujutab temperatuuri muutust kõrgusega Leningradis, näitab väikese pinna inversiooni, seejärel isotermi olemasolu suures kihis ja temperatuuri langust stratosfääris. 25. tasemel km temperatuur on -75°. Kolmas kõver (Takhta-Bazar) on väga erinev põhjapunktist - Olekminskist. Maapinna temperatuur on üle 30°. Tropopaus on 16 km, ja üle 18 km koos kõrgusega tõuseb temperatuur, mis on lõunasuvel tavaline.

Eelmine peatükk::: Sisu juurde::: Järgmine peatükk

Maa pinnale langevad päikesekiired soojendavad seda. Õhk soojendatakse alt üles, st maapinnalt.

Soojuse ülekanne alumistest õhukihtidest ülemistesse toimub peamiselt sooja, soojendatud õhu tõusmise ja külma õhu allapoole tõusu tõttu. Seda õhu soojendamise protsessi nimetatakse konvektsioon.

Muudel juhtudel toimub soojusülekanne ülespoole dünaamika tõttu turbulents. Nii nimetatakse kaootilisi pööriseid, mis tekivad õhus selle hõõrdumisel vastu maapinda horisontaalsel liikumisel või erinevate õhukihtide omavahelisel hõõrdumisel.

Konvektsiooni nimetatakse mõnikord termiliseks turbulentsiks. Konvektsiooni ja turbulentsi ühendab mõnikord üldnimetus - vahetada.

Atmosfääri alumiste kihtide jahutamine toimub erinevalt kuumutamisest. Maa pind kaotab pidevalt soojust ümbritsevasse atmosfääri, eraldades silmaga mittenähtavaid soojuskiiri. Eriti tugevaks muutub jahtumine pärast päikeseloojangut (öösel). Soojusjuhtivuse tõttu jahtuvad järk-järgult ka maapinnaga külgnevad õhumassid, kandes selle jahutuse üle katvatele õhukihtidele; samal ajal jahutatakse kõige intensiivsemalt kõige alumisi kihte.

Sõltuvalt päikeseküttest muutub alumiste õhukihtide temperatuur aasta ja päeva jooksul, saavutades maksimumi umbes 13-14 tunnil. Õhutemperatuuri ööpäevane kulg erinevatel päevadel sama koha kohta ei ole konstantne; selle väärtus sõltub peamiselt ilmastikust. Seega on alumiste õhukihtide temperatuurimuutused seotud maa (alus)pinna temperatuuri muutustega.

Õhutemperatuuri muutused tekivad ka selle vertikaalsetest liikumistest.

Teatavasti õhk paisudes jahtub ja kokkusurumisel soojeneb. Atmosfääris ülespoole liikumise ajal õhk, langedes madalama rõhuga piirkondadesse, paisub ja jahtub, ja vastupidi, allapoole liikumise ajal õhk kokkusurudes soojeneb. Õhutemperatuuri muutused selle vertikaalse liikumise ajal määravad suuresti pilvede tekke ja hävimise.

Õhutemperatuur langeb tavaliselt kõrgusega. Keskmise temperatuuri muutus kõrgusega Euroopa kohal suvel ja talvel on toodud tabelis "Keskmised õhutemperatuurid Euroopa kohal".

Temperatuuri langust kõrgusega iseloomustab vertikaalne temperatuuri gradient. See on temperatuuri muutus iga 100 m kõrguse kohta. Tehniliste ja aeronavigatsiooniliste arvutuste puhul eeldatakse, et vertikaalne temperatuurigradient on 0,6. Tuleb meeles pidada, et see väärtus ei ole konstantne. Võib juhtuda, et üheski õhukihis ei muutu temperatuur kõrgusega.

Selliseid kihte nimetatakse isotermi kihid.

Üsna sageli täheldatakse atmosfääris nähtust, kui teatud kihis temperatuur kõrgusega isegi tõuseb. Neid atmosfääri kihte nimetatakse inversioonikihid. Inversioonid tekivad erinevatel põhjustel. Üks neist on aluspinna jahutamine kiirgusega öösel või talvel selge taevaga. Mõnikord jahtuvad tuulevaikse või nõrga tuule korral ka pindmised õhukihid ja muutuvad külmemaks kui pealiskihid. Selle tulemusena on õhk kõrgusel soojem kui põhjas. Selliseid inversioone nimetatakse kiirgust. Tugevaid kiirguse inversioone täheldatakse tavaliselt lumikatte kohal ja eriti mägipiirkondades ning ka tuulevaikuse ajal. Inversioonikihid ulatuvad mitmekümne või saja meetri kõrgusele.

Inversioonid tekivad ka sooja õhu liikumise (advektsiooni) tõttu külmale aluspinnale. Need on nn advektiivsed inversioonid. Nende inversioonide kõrgus on mitusada meetrit.

Lisaks nendele inversioonidele täheldatakse frontaalseid inversioone ja kokkusurumisinversioone. Frontaalsed inversioonid tekivad siis, kui soojad õhumassid voolavad külmematele õhumassidele. Kompressiooni inversioonid tekivad õhu laskumisel atmosfääri ülakihtidest. Samas on laskuv õhk mõnikord nii kuumenenud, et selle all olevad kihid muutuvad külmemaks.

Temperatuuri inversioone täheldatakse troposfääri erinevatel kõrgustel, kõige sagedamini umbes 1 km kõrgusel. Inversioonikihi paksus võib varieeruda mitmekümnest kuni mitmesaja meetrini. Temperatuuride erinevus inversiooni ajal võib ulatuda 15-20°-ni.

Inversioonikihid mängivad ilmastikuoludes suurt rolli. Kuna inversioonikihi õhk on soojem kui aluskiht, ei saa alumiste kihtide õhk üles tõusta. Järelikult aeglustavad inversioonikihid vertikaalset liikumist aluskihis. Inversioonikihi all lennates täheldatakse tavaliselt reemi ("muhklikkust"). Inversioonikihist kõrgemal kulgeb lennuki lend tavaliselt normaalselt. Inversioonikihtide all arenevad nn lainelised pilved.

Õhutemperatuur mõjutab pilooditehnikat ja materjali tööd. Maapinnalähedasel temperatuuril alla -20 ° õli külmub, nii et see tuleb täita kuumutatud olekus. Lennu ajal, madalatel temperatuuridel, jahutatakse mootori jahutussüsteemis olevat vett intensiivselt. Kõrgel temperatuuril (üle + 30 °) võib mootor üle kuumeneda. Õhutemperatuur mõjutab ka lennuki meeskonna töövõimet. Madalatel temperatuuridel, mis ulatuvad stratosfääris kuni -56 ° -ni, on meeskonnal vaja spetsiaalset vormiriietust.

Õhutemperatuur on ilmaennustuse jaoks väga oluline.

Õhutemperatuuri mõõtmine lennukis lennu ajal toimub lennuki külge kinnitatud elektriliste termomeetrite abil. Õhutemperatuuri mõõtmisel tuleb silmas pidada, et tänapäeva lennukite suurte kiiruste tõttu annavad termomeetrid vigu. Lennuki suured kiirused põhjustavad termomeetri enda temperatuuri tõusu, mille põhjuseks on selle reservuaari hõõrdumine õhu vastu ja õhu kokkusurumisest tingitud kuumenemine. Hõõrdeküte suureneb õhusõiduki lennukiiruse suurenedes ja seda väljendatakse järgmiste suurustega:

Kiirus km/h …………. 100 200 Z00 400 500 600

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

Kompressioonist tingitud kuumutamist väljendatakse järgmiste suurustega:

Kiirus km/h …………. 100 200 300 400 500 600

Kuumutamine kompressiooniga ……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Lennukile paigaldatud termomeetri näitude moonutused on pilvedes lennates ülaltoodud väärtustest 30% väiksemad, kuna osa hõõrdumisel ja kokkusurumisel tekkivast soojusest kulub õhus kondenseerunud vee aurustamisele. õhk tilkade kujul.

Õhutemperatuur. Mõõtühikud, temperatuuri muutus kõrgusega. Inversioon, isotermia, inversioonide liigid, adiabaatiline protsess.

Õhutemperatuur on väärtus, mis iseloomustab selle termilist olekut. Seda väljendatakse kas Celsiuse kraadides (ºС Celsiuse skaalal või Kelvinites (K) absoluutskaalal. Üleminek temperatuurilt kelvinites temperatuuridele Celsiuse kraadides toimub valemiga

t = T-273°

Atmosfääri alumist kihti (troposfääri) iseloomustab temperatuuri langus kõrgusega 0,65ºС 100 m kohta.

Seda temperatuurimuutust kõrgusega 100 m kohta nimetatakse vertikaalseks temperatuurigradiendiks. Teades temperatuuri maapinna lähedal ja kasutades vertikaalse gradiendi väärtust, on võimalik arvutada ligikaudne temperatuur igal kõrgusel (näiteks temperatuuril +20ºС maapinna lähedal 5000 m kõrgusel on temperatuur olema võrdne:

20º- (0,65 * 50) \u003d - 12...5.

Vertikaalne gradient γ ei ole konstantne väärtus ja sõltub õhumassi tüübist, kellaajast ja aastaajast, aluspinna iseloomust ja muudest teguritest. Kui temperatuur langeb kõrgusega, loetakse γ  positiivseks, kui temperatuur kõrgusega ei muutu, siis γ = 0  kihid nn. isotermiline. Atmosfääri kihid, kus temperatuur tõuseb koos kõrgusega (γ< 0), называются inversioon. Sõltuvalt vertikaalse temperatuurigradiendi suurusest võib atmosfääri seisund olla stabiilne, ebastabiilne või ükskõikne kuiva (mitte küllastunud) või küllastunud õhu suhtes.

Õhutemperatuuri langus selle tõustes adiabaatiliselt st ilma õhuosakeste soojusvahetuseta keskkonnaga. Kui õhuosake tõuseb, siis selle maht paisub, samal ajal kui osakese siseenergia väheneb.

Kui osake laskub alla, tõmbub see kokku ja tema siseenergia suureneb. Sellest järeldub, et õhuhulga ülespoole liikumisel selle temperatuur langeb ja allapoole liikumisel tõuseb. Need protsessid mängivad olulist rolli pilvede tekkes ja arengus.

Horisontaalne gradient on kraadides väljendatud temperatuur 100 km kaugusel. Üleminekul külmalt soojale VM-ile ja soojalt külmale võib see ületada 10º 100 km kohta.

Inversioonide tüübid.

Inversioonid on viitekihid, need summutavad õhu vertikaalset liikumist, nende alla koguneb veeauru või muid nähtavust halvendavaid tahkeid osakesi, tekib udu ja erinevaid pilvede vorme. Inversioonide kihid on aeglustavad kihid ka horisontaalse õhu liikumise jaoks. Paljudel juhtudel on need kihid tuuletõkkepinnad. Inversioone troposfääris võib täheldada maapinna lähedal ja suurtel kõrgustel. Tropopaus on võimas inversioonikiht.

Sõltuvalt esinemise põhjustest eristatakse järgmist tüüpi inversioone:

1. Kiirgus – pinnase õhukihi jahutamise tulemus, tavaliselt öösel.

2. Advektiivne – kui soe õhk liigub külmale aluspinnale.

3. Kokkusurumine või vajumine – moodustub mitteaktiivsete antitsüklonite keskosades.

Ülesanne:

Teadaolevalt on 750 meetri kõrgusel merepinnast temperatuur +22 o C. Määrake õhutemperatuur kõrgusel:

a) 3500 meetrit üle merepinna

b) 250 meetrit üle merepinna

Otsus:

Teame, et kui kõrgus muutub 1000 meetri (1 km) võrra, muutub õhutemperatuur 6 ° C. Pealegi, kõrguse tõusuga õhutemperatuur langeb ja langusega tõuseb.

a) 1. Määrake kõrguste vahe: 3500 m -750 m = 2750 m = 2,75 km

2. Määrake õhutemperatuuride erinevus: 2,75 km × 6 o C = 16,5 o C

3. Määrake õhutemperatuur 3500 m kõrgusel: 22 ° C - 16,5 ° C \u003d 5,5 ° C

Vastus: 3500 m kõrgusel on õhutemperatuur 5,5 o C.

b) 1. Määrake kõrguste vahe: 750 m -250 m = 500 m = 0,5 km

2. Määrake õhutemperatuuride erinevus: 0,5 km × 6 o C = 3 o C

3. Määrake õhutemperatuur 250 m kõrgusel: 22 o C + 3 o C = 25 o C

Vastus: 250 m kõrgusel on õhutemperatuur 25 ° C.

2. Atmosfäärirõhu määramine sõltuvalt kõrgusest

Ülesanne:

On teada, et 2205 meetri kõrgusel merepinnast on atmosfäärirõhk 550 mm Hg. Määrake õhurõhk kõrgusel:

a) 3255 meetrit üle merepinna

b) 0 meetrit üle merepinna

Otsus:

Teame, et 10,5 meetri kõrguse muutusega muutub atmosfäärirõhk 1 mm Hg võrra. Art. Veelgi enam, kõrguse suurenemisega atmosfäärirõhk langeb ja vähenedes suureneb.

a) 1. Määrake kõrguste vahe: 3255 m - 2205 m = 1050 m

2. Määrake õhurõhu erinevus: 1050 m: 10,5 m = 100 mm Hg.

3. Määrake õhurõhk 3255 m kõrgusel: 550 mm Hg. - 100 mm Hg = 450 mmHg

Vastus: 3255 m kõrgusel on atmosfäärirõhk 450 mmHg.

b) 1. Määrake kõrguste vahe: 2205 m - 0 m = 2205 m

2. Määrake õhurõhu erinevus: 2205 m: 10,5 m = 210 mm Hg. Art.

3. Määrake õhurõhk 0 m kõrgusel: 550 mm Hg. + 210 mmHg Art. = 760 mmHg Art.

Vastus: 0 m kõrgusel on atmosfäärirõhk 760 mm Hg.

3. Beauforti skaala

(tuule kiiruse skaala)

Praktiline materjal 6. klassi geograafiatunniks - UMK: O.A. Klimanov, V.V. Klimanov, E.V. Kim. Kaalumiseks pakutakse teemakohaseid ülesandeid "Õhutemperatuur".

Geograafiliste probleemide lahendamine aitab kaasa geograafia kursuse aktiivsele assimilatsioonile, kujundab üldhariduslikke ja erigeograafilisi oskusi.

Eesmärgid:

Oskuste arendamine erinevatel kõrgustel õhutemperatuuri arvutamiseks, kõrguse arvutamiseks;

Analüüsi-, järelduste tegemise oskuse arendamine.

Kuidas temperatuur muutub kõrgusega?

Kui kõrgus muutub 1000 meetri (1 km) võrra, muutub õhutemperatuur 6 ° C (kõrguse tõusuga õhutemperatuur langeb ja langusega tõuseb).

Geograafilised ülesanded:

1. Mäe tipus on temperatuur -5 kraadi, mäe kõrgus on 4500 m. Määrake temperatuur mäe jalamil?

Otsus:

Iga tõusva kilomeetri kohta langeb õhutemperatuur 6 kraadi võrra ehk kui mäe kõrgus on 4500 või 4,5 km, siis selgub, et:

1) 4,5 x 6 = 27 kraadi. See tähendab, et temperatuur on langenud 27 kraadi ja kui tipus on 5 kraadi, siis mäe jalamil on:

2) - 5 + 27 = 22 kraadi mäe jalamil

Vastus: 22 kraadi mäe jalamil

2. Määrake õhutemperatuur mäe tipus 3 km, kui mäe jalamil oli + 12 kraadi.

Otsus:

Kui 1 km pärast langeb temperatuur 6 kraadi võrra, siis

Vastus:- 6 kraadi mäe otsas

3. Millisele kõrgusele lennuk tõusis, kui temperatuur väljaspool seda on -30 °C ja Maa pinnal + 12 °C?

Otsus:

2) 42: 6 = 7 km

Vastus: lennuk tõusis 7 km kõrgusele

4. Milline on õhutemperatuur Pamiiri tipus, kui juulis jalamil on +36°С? Pamiiri kõrgus on 6 km.

Otsus:

Vastus: 0 kraadi mäe otsas

5. Määrake õhutemperatuur üle lennuki parda, kui õhutemperatuur maapinnal on 31 kraadi ja lennukõrgus on 5 km?

Otsus:

Vastus: välistemperatuur 1 kraadi

Sinine planeet...

See teema pidi saidil ilmuma ühena esimestest. Helikopterid on ju atmosfääriõhusõidukid. Maa atmosfäär- nende nii-öelda elupaik :-). AGA õhu füüsikalised omadused lihtsalt määrake selle elupaiga kvaliteet :-). Nii et see on üks põhitõdesid. Ja alus kirjutatakse alati esimesena. Aga ma sain sellest alles nüüd aru. Siiski, nagu teate, on parem hilja kui mitte kunagi ... Puudutagem seda teemat, kuid ilma metsikusse sattumata ja tarbetute raskusteta :-).

Nii… Maa atmosfäär. See on meie sinise planeedi gaasiline kest. Kõik teavad seda nime. Miks sinine? Lihtsalt sellepärast, et päikesevalguse (spektri) "sinine" (nagu ka sinine ja violetne) komponent on atmosfääris kõige paremini hajutatud, muutes selle sinakas-sinakaks, mõnikord violetse varjundiga (muidugi päikesepaistelisel päeval). :-)) .

Maa atmosfääri koostis.

Atmosfääri koostis on üsna lai. Ma ei hakka tekstis kõiki komponente loetlema, selle kohta on hea illustratsioon.Kõigi nende gaaside koostis on peaaegu konstantne, välja arvatud süsinikdioksiid (CO 2 ). Lisaks sisaldab atmosfäär tingimata vett aurude, hõljuvate tilkade või jääkristallide kujul. Vee hulk ei ole püsiv ja sõltub temperatuurist ja vähemal määral õhurõhust. Lisaks sisaldab Maa atmosfäär (eriti praegune) ka teatud koguses, ma ütleks "igasugu roppusi" :-). Need on SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, lisaks on elavhõbedaaurud Hg. Tõsi, seda kõike on seal väikestes kogustes, jumal tänatud :-).

Maa atmosfäär Tavapärane on jagada mitmeks tsooniks, mis järgnevad üksteisele kõrguselt pinnast.

Esimene, Maale lähim, on troposfäär. See on madalaim ja nii-öelda peamine kiht erinevate tüüpide jaoks. See sisaldab 80% kogu atmosfääriõhu massist (kuigi mahu järgi moodustab see ainult umbes 1% kogu atmosfäärist) ja umbes 90% kogu atmosfääri veest. Suurem osa kõigist tuultest, pilvedest, vihmadest ja lumesadudest 🙂 tulevad sealt. Troposfäär ulatub troopilistel laiuskraadidel umbes 18 km ja polaarlaiuskraadidel kuni 10 km kõrgusele. Õhutemperatuur selles langeb, tõustes umbes 0,65º iga 100 m kohta.

atmosfääri tsoonid.

Teine tsoon on stratosfäär. Pean ütlema, et troposfääri ja stratosfääri vahel eristatakse veel ühte kitsast tsooni - tropopausi. See peatab temperatuuri languse kõrgusega. Tropopausi keskmine paksus on 1,5–2 km, kuid selle piirid on ebaselged ja troposfäär kattub sageli stratosfääriga.

Seega on stratosfääri keskmine kõrgus 12–50 km. Temperatuur selles kuni 25 km jääb muutumatuks (umbes -57ºС), siis kuskil kuni 40 km tõuseb see umbes 0ºС-ni ja edasi kuni 50 km jääb muutumatuks. Stratosfäär on maakera atmosfääri suhteliselt vaikne osa. Ebasoodsaid ilmastikutingimusi selles praktiliselt pole. Just stratosfääris asub kuulus osoonikiht kõrgustel 15-20 km kuni 55-60 km.

Sellele järgneb väike piirkihi stratopaus, kus temperatuur püsib 0ºС ümber ja siis järgmiseks tsooniks on mesosfäär. See ulatub 80–90 km kõrgusele ja selles langeb temperatuur umbes 80ºС-ni. Mesosfääris tulevad tavaliselt nähtavale väikesed meteoorid, mis hakkavad selles helendama ja seal läbi põlema.

Järgmine kitsas vahe on mesopaus ja sellest kaugemal termosfääri tsoon. Selle kõrgus on kuni 700-800 km. Siin hakkab temperatuur taas tõusma ja umbes 300 km kõrgusel võib see jõuda suurusjärku 1200ºС. Edaspidi jääb see konstantseks. Ionosfäär paikneb termosfääri sees kuni umbes 400 km kõrguseni. Siin on õhk päikesekiirguse mõjul tugevalt ioniseeritud ja sellel on kõrge elektrijuhtivus.

Järgmine ja üldiselt viimane tsoon on eksosfäär. See on nn hajuv tsoon. Siin esineb peamiselt väga haruldast vesinikku ja heeliumit (ülekaalus vesinikuga). Umbes 3000 km kõrgusel läheb eksosfäär lähikosmose vaakumisse.

Kuskil on nii. Miks umbes? Sest need kihid on pigem tinglikud. Võimalikud on mitmesugused muutused kõrguses, gaaside koostises, vees, temperatuuril, ionisatsioonis jne. Lisaks on veel palju termineid, mis määratlevad Maa atmosfääri ehitust ja olekut.

Näiteks homosfäär ja heterosfäär. Esimeses on atmosfäärigaasid hästi segunenud ja nende koostis on üsna homogeenne. Teine asub esimese kohal ja seal sellist segunemist praktiliselt pole. Gaase eraldab gravitatsioon. Nende kihtide vaheline piir asub 120 km kõrgusel ja seda nimetatakse turbopausiks.

Võib-olla lõpetame terminitega, kuid kindlasti lisan, et kokkuleppeliselt eeldatakse, et atmosfääri piir asub 100 km kõrgusel merepinnast. Seda piiri nimetatakse Karmani jooneks.

Lisan atmosfääri struktuuri ilmestamiseks veel kaks pilti. Esimene on aga saksakeelne, aga täielik ja piisavalt arusaadav :-). Seda saab suurendada ja hästi läbi mõelda. Teine näitab atmosfääri temperatuuri muutust kõrgusega.

Maa atmosfääri struktuur.

Õhutemperatuuri muutus kõrgusega.

Kaasaegsed mehitatud orbitaalsed kosmoselaevad lendavad umbes 300–400 km kõrgusel. See pole aga enam lennundus, kuigi ala on muidugi teatud mõttes tihedalt seotud ja sellest räägime kindlasti veel :-).

Lennundusvöönd on troposfäär. Kaasaegsed atmosfäärilennukid võivad lennata ka stratosfääri alumistes kihtides. Näiteks MIG-25RB praktiline lagi on 23000 m.

Lend stratosfääris.

Ja täpselt õhu füüsikalised omadused troposfäärid määravad, kuidas lend tuleb, kui tõhus on lennuki juhtimissüsteem, kuidas seda mõjutab turbulentsus atmosfääris, kuidas töötavad mootorid.

Esimene põhivara on õhutemperatuur. Gaasi dünaamikas saab seda määrata Celsiuse või Kelvini skaalal.

Temperatuur t1 etteantud kõrgusel H Celsiuse skaalal määratakse:

t 1 \u003d t - 6,5 N, kus t on õhutemperatuur maapinnal.

Temperatuuri Kelvini skaalal nimetatakse absoluutne temperatuur Null sellel skaalal on absoluutne null. Absoluutse nulli juures molekulide termiline liikumine peatub. Absoluutne null Kelvini skaalal vastab -273º Celsiuse skaalal.

Vastavalt sellele temperatuur T kõrgel H Kelvini skaalal määratakse:

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

Õhurõhk. Atmosfäärirõhku mõõdetakse paskalites (N / m 2), vanas mõõtmissüsteemis atmosfäärides (atm.). On olemas ka selline asi nagu õhurõhk. See on elavhõbedabaromeetri abil mõõdetud rõhk elavhõbeda millimeetrites. Õhurõhk (rõhk merepinnal) on 760 mm Hg. Art. nimetatakse standardiks. Füüsikas 1 atm. täpselt 760 mm Hg.

Õhu tihedus. Aerodünaamikas on kõige sagedamini kasutatav mõiste õhu massitihedus. See on õhu mass 1 m3 mahus. Õhu tihedus muutub kõrgusega, õhk muutub haruldasemaks.

Õhuniiskus. Näitab vee kogust õhus. On olemas kontseptsioon" suhteline niiskus". See on veeauru massi ja antud temperatuuril maksimaalse võimaliku massi suhe. Mõiste 0%, st kui õhk on täiesti kuiv, saab üldiselt eksisteerida ainult laboris. Teisest küljest on 100% õhuniiskus üsna reaalne. See tähendab, et õhk on endasse imanud kogu vee, mida ta võiks imada. Midagi absoluutselt "täis käsna" sarnast. Kõrge suhteline õhuniiskus vähendab õhutihedust, madal suhteline õhuniiskus aga suurendab seda vastavalt.

Tulenevalt asjaolust, et lennukite lennud toimuvad erinevates atmosfääritingimustes, võivad nende lennu- ja aerodünaamilised parameetrid ühes lennurežiimis olla erinevad. Seetõttu tutvustasime nende parameetrite õigeks hindamiseks Rahvusvaheline standardatmosfäär (ISA). See näitab õhu seisundi muutumist kõrguse tõusuga.

Nullniiskusega õhu oleku peamised parameetrid on järgmised:

rõhk P = 760 mm Hg. Art. (101,3 kPa);

temperatuur t = +15°C (288 K);

massitihedus ρ \u003d 1,225 kg / m 3;

ISA puhul eeldatakse (nagu eespool mainitud :-)), et temperatuur langeb troposfääris 0,65º iga 100 kõrguse meetri kohta.

Standardne atmosfäär (näiteks kuni 10000 m).

ISA tabeleid kasutatakse instrumentide kalibreerimiseks, samuti navigatsiooni- ja tehnilisteks arvutusteks.

Õhu füüsikalised omadused hõlmab ka selliseid mõisteid nagu inertsus, viskoossus ja kokkusurutavus.

Inerts on õhu omadus, mis iseloomustab selle võimet seista vastu puhkeseisundi muutumisele või ühtlasele sirgjoonelisele liikumisele. . Inertsi mõõt on õhu massitihedus. Mida kõrgem see on, seda suurem on keskkonna inerts ja tõmbejõud, kui õhusõiduk selles liigub.

Viskoossus. Määrab õhusõiduki liikumisel tekkiva hõõrdetakistuse.

Kokkusurutavus mõõdab õhu tiheduse muutumist rõhu muutumisel. Lennuki madalatel kiirustel (kuni 450 km/h) õhuvoolu ümberringi liikudes rõhumuutust ei toimu, suurtel kiirustel aga hakkab ilmnema kokkusurutavuse efekt. Selle mõju ülehelikiirusele on eriti väljendunud. See on eraldi aerodünaamika valdkond ja eraldi artikli teema :-).

Noh, tundub, et praeguseks on kõik ... On aeg lõpetada see veidi tüütu loendus, millest aga ei saa loobuda :-). Maa atmosfäär, selle parameetrid, õhu füüsikalised omadused on lennuki jaoks sama olulised kui aparaadi enda parameetrid ja neid ei saanud mainimata jätta.

Seniks aga järgmiste kohtumisteni ja huvitavamate teemadeni 🙂…

P.S. Magustoiduks soovitan vaadata videot, mis on filmitud MIG-25PU kaksiku kokpitist selle stratosfääri lennu ajal. Filmis ilmselt turist, kellel on selliste lendude jaoks raha :-). Filmitud enamasti läbi esiklaasi. Pane tähele taeva värvi...

Kõik, kes on lennukiga lennanud, on harjunud sellise sõnumiga: "meie lend on 10 000 m kõrgusel, temperatuur üle parda on 50 °C." Tundub, et pole midagi erilist. Mida kaugemal Päikese poolt kuumutatud Maa pinnast, seda külmem. Paljud inimesed arvavad, et temperatuuri langus kõrgusega jätkub pidevalt ja järk-järgult temperatuur langeb, lähenedes ruumi temperatuurile. Muide, teadlased arvasid nii kuni 19. sajandi lõpuni.

Vaatame lähemalt õhutemperatuuri jaotumist Maa kohal. Atmosfäär jaguneb mitmeks kihiks, mis peegeldavad eelkõige temperatuurimuutuste olemust.

Atmosfääri alumist kihti nimetatakse troposfäär, mis tähendab "pöörlemissfäär". Kõik muutused ilmas ja kliimas on just selles kihis toimuvate füüsikaliste protsesside tulemus. Selle kihi ülemine piir asub seal, kus temperatuuri langus kõrgusega asendub selle tõusuga - ligikaudu kl. kõrgusel ekvaatorist 15-16 km ja pooluste kohal 7-8 km.Nagu Maa ise, on ka atmosfäär meie planeedi pöörlemise mõjul pooluste kohal mõnevõrra lapik ja paisub üle ekvaatori. see mõju on atmosfääris palju tugevam kui Maa tahkel kestal Maa pinnalt troposfääri ülemise piiri suunas õhutemperatuur langeb Ekvaatori kohal on minimaalne õhutemperatuur umbes -62 ° C ja pooluste kohal umbes -45 ° C. Parasvöötme laiuskraadidel on üle 75% atmosfääri massist troposfääris. Troopikas umbes 90% atmosfääri troposfääri massidest.

1899. aastal leiti vertikaalses temperatuuriprofiilis teatud kõrgusel miinimum ja seejärel temperatuur veidi tõusis. Selle tõusu algus tähendab üleminekut järgmisele atmosfääri kihile - kuni stratosfäär, mis tähendab "kihtsfäär". Termin stratosfäär tähendab ja peegeldab endist ideed troposfääri kohal paikneva kihi unikaalsusest. Stratosfäär ulatub umbes 50 km kõrgusele maapinnast. Selle tunnuseks on , eelkõige õhutemperatuuri järsk tõus.Seda temperatuuri tõusu seletatakse osooni moodustumise reaktsiooniga – ühe peamise atmosfääris toimuva keemilise reaktsiooniga.

Põhiosa osoonist on koondunud umbes 25 km kõrgusele, kuid üldiselt on osoonikiht piki kõrgust tugevalt venitatud kest, mis katab peaaegu kogu stratosfääri. Hapniku koostoime ultraviolettkiirtega on üks soodsaid protsesse maakera atmosfääris, mis aitab kaasa elu säilimisele maa peal. Selle energia neeldumine osooni poolt takistab selle liigset voolamist maapinnale, kus tekib täpselt selline energiatase, mis sobib maapealsete eluvormide eksisteerimiseks. Osonosfäär neelab osa atmosfääri läbivast kiirgusenergiast. Selle tulemusena tekib osonosfääris vertikaalne õhutemperatuuri gradient ligikaudu 0,62 ° C 100 m kohta, st temperatuur tõuseb kõrgusega kuni stratosfääri ülemise piirini - stratopausini (50 km), ulatudes vastavalt mõned andmed, 0 °C.

50–80 km kõrgusel on atmosfäärikiht, mida nimetatakse mesosfäär. Sõna "mesosfäär" tähendab "vahesfääri", siin jätkab õhutemperatuuri langus kõrgusega. Mesosfääri kohal kihis nn termosfäär, tõuseb temperatuur uuesti kõrgusega kuni umbes 1000 °C ja langeb seejärel väga kiiresti -96 °C-ni. Siiski ei lange see lõputult, siis tõuseb temperatuur uuesti.

Termosfäär on esimene kiht ionosfäär. Erinevalt eelnevalt mainitud kihtidest ei erista ionosfääri temperatuuri järgi. Ionosfäär on elektrilise iseloomuga piirkond, mis teeb võimalikuks mitut tüüpi raadioside. Ionosfäär on jagatud mitmeks kihiks, mis tähistab neid tähtedega D, E, F1 ja F2. Neil kihtidel on ka erinimetused. Kihtideks jagunemist põhjustavad mitmed põhjused, millest olulisim on kihtide ebavõrdne mõju raadiolainete läbipääsule. Alumine kiht D neelab peamiselt raadiolaineid ja takistab seega nende edasist levimist. Kõige paremini uuritud kiht E asub umbes 100 km kõrgusel maapinnast. Seda nimetatakse ka Kennelly-Heaviside kihiks Ameerika ja Inglise teadlaste nimede järgi, kes selle samaaegselt ja iseseisvalt avastasid. Kiht E, nagu hiiglaslik peegel, peegeldab raadiolaineid. Tänu sellele kihile liiguvad pikad raadiolained kaugemale kui eeldaks ainult sirgjooneliselt levides, ilma E-kihilt peegeldumata.Samuti on F-kihil sarnased omadused.Seda nimetatakse ka Appletoni kihiks. Koos Kennelly-Heaviside kihiga peegeldab see raadiolaineid maapealsetele raadiojaamadele.Selline peegeldus võib esineda erinevate nurkade all. Appletoni kiht asub umbes 240 km kõrgusel.

Sageli nimetatakse atmosfääri äärepoolseimat piirkonda, ionosfääri teist kihti eksosfäär. See termin tähistab kosmose äärealade olemasolu Maa lähedal. Raske on täpselt kindlaks teha, kus atmosfäär lõpeb ja ruum algab, kuna atmosfäärigaaside tihedus väheneb järk-järgult kõrgusega ja atmosfäär ise muutub järk-järgult peaaegu vaakumiks, milles kohtuvad ainult üksikud molekulid. Juba umbes 320 km kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et molekulid suudavad üksteisega kokku põrkamata läbida rohkem kui 1 km. Selle ülemise piirina toimib atmosfääri välimine osa, mis asub 480–960 km kõrgusel.

Rohkem infot atmosfääris toimuvate protsesside kohta leiab kodulehelt "Maa kliima"