Ilman lämpötila eri korkeuksilla maanpinnan yläpuolella. Ilman lämpötilan muutos korkeuden mukaan. Miksi lämpötila vuoristossa laskee korkeuden myötä?

inversio

ilman lämpötilan nousu korkeuden myötä tavanomaisen laskun sijaan

Vaihtoehtoiset kuvaukset

Aineen viritystila, jossa hiukkasten lukumäärä on korkeammalla energialla. taso ylittää hiukkasten määrän alemmalla tasolla (fysiikka)

Maan magneettikentän suunnan kääntymistä havaitaan aikavälein 500 tuhannesta vuodesta 50 miljoonaan vuoteen

Elementtien normaalin sijainnin muuttaminen, niiden sijoittaminen käänteiseen järjestykseen

Kielellinen termi tavanomaisen sanajärjestyksen muuttamiseksi lauseessa

Käänteinen järjestys, käänteinen järjestys

Looginen operaatio "ei"

Kromosomien uudelleenjärjestely, joka liittyy kromosomin yksittäisten osien kiertoon 180

Euklidisen tason tai avaruuden konforminen muunnos

Permutaatio matematiikassa

Dramaattinen laite, joka näyttää konfliktin lopputuloksen näytelmän alussa

Metrologiassa epänormaali muutos jossain parametrissa

Aineen tila, jossa sen muodostavien hiukkasten korkeammat energiatasot ovat enemmän "kansoitettuja" hiukkasilla kuin alemmat.

Orgaanisessa kemiassa sakkaridin hajoamisprosessi

Sanojen järjestyksen muuttaminen lauseessa

Sanajärjestyksen muuttaminen painotuksen vuoksi

valkoinen polku koneen takana

Sanajärjestyksen muuttaminen

Elementtien käänteinen järjestys

Normaalin sanojen järjestyksen muuttaminen lauseessa puheen ilmaisukyvyn parantamiseksi

Ensimmäisissä osissa tutustuttiin yleisesti ilmakehän rakenteeseen pystysuorassa ja lämpötilan muutoksissa korkeuden mukaan.

Tässä tarkastelemme joitain mielenkiintoisia piirteitä troposfäärin ja sen päällä olevien sfäärien lämpötilajärjestelmästä.

Troposfäärin lämpötila ja kosteus. Troposfääri on kiinnostavin alue, koska täällä muodostuu kallionmuodostusprosesseja. Troposfäärissä, kuten luvussa I jo mainittiin, ilman lämpötila laskee korkeuden myötä keskimäärin 6° korkeuskilometriä kohti tai 0,6° 100 astetta kohti. m. Tätä pystysuoran lämpötilagradientin arvoa havaitaan useimmiten ja se määritellään useiden mittausten keskiarvona. Itse asiassa pystysuora lämpötilagradientti maan lauhkeilla leveysasteilla on vaihteleva. Se riippuu vuodenajoista, vuorokaudenajasta, ilmakehän prosessien luonteesta ja troposfäärin alemmissa kerroksissa - pääasiassa alla olevan pinnan lämpötilasta.

Lämpimänä vuodenaikana, kun maan pinnan vieressä oleva ilmakerros lämpenee riittävästi, on ominaista lämpötilan lasku korkeuden myötä. Ilman pintakerroksen voimakkaalla lämmityksellä pystysuoran lämpötilagradientin arvo ylittää jopa 1 ° jokaista 100:aa kohti. m kohottaa.

Talvella maan pinnan ja ilmakerroksen voimakkaalla jäähtymisellä lämpötilan laskun sijaan havaitaan lämpötilan nousua korkeudella, eli tapahtuu lämpötilan inversio. Voimakkaimmat ja voimakkaimmat inversiot havaitaan Siperiassa, erityisesti Jakutiassa talvella, missä vallitsee selkeä ja tyyni sää, mikä edistää pintailmakerroksen säteilyä ja myöhempää jäähtymistä. Hyvin usein lämpötilan inversio ulottuu täällä 2-3: n korkeuteen km, ja maanpinnan ilman lämpötilan ja inversion ylärajan välinen ero on usein 20-25°. Inversiot ovat tyypillisiä myös Etelämantereen keskisille alueille. Talvella ne ovat Euroopassa, erityisesti sen itäosassa, Kanadassa ja muilla alueilla. Lämpötilan muutoksen suuruus korkeuden mukaan (pysty lämpötilagradientti) määrää suurelta osin sääolosuhteet ja ilman liikkeet pystysuunnassa.

Vakaa ja epävakaa ilmapiiri. Troposfäärin ilmaa lämmittää alla oleva pinta. Ilman lämpötila muuttuu korkeuden ja ilmanpaineen mukaan. Kun tämä tapahtuu ilman lämmönvaihtoa ympäristön kanssa, tällaista prosessia kutsutaan adiabaattiseksi. Nouseva ilma toimii sisäisen energian kustannuksella, joka kuluu ulkoisen vastuksen voittamiseksi. Siksi noustessa ilma jäähtyy, ja kun se laskeutuu, se lämpenee.

Adiabaattiset lämpötilan muutokset tapahtuvat sen mukaan kuiva adiabaattinen ja märät adiabaattiset lait.

Vastaavasti erotetaan myös lämpötilan muutoksen vertikaaliset gradientit korkeuden mukaan. Kuiva adiabaattinen gradientti on kuivan tai kostean tyydyttymättömän ilman lämpötilan muutos 100:aa kohden m nosta ja laske sitä 1 °, a märkä adiabaattinen gradientti on kostean kylläisen ilman lämpötilan lasku jokaista 100:aa kohden m korkeus alle 1°.

Kuivana tai tyydyttymättömänä ilma nousee tai laskee, sen lämpötila muuttuu kuivan adiabaattisen lain mukaan, eli vastaavasti laskee tai nousee 1° joka 100. m. Tämä arvo ei muutu ennen kuin ilma nousee noustessa kyllästystilaan, ts. kondensaatiotaso vesihöyry. Tämän tason yläpuolella alkaa kondensoitumisen vuoksi vapautua piilevää höyrystymislämpöä, jota käytetään ilman lämmittämiseen. Tämä lisälämpö vähentää ilmajäähdytyksen määrää sen noustessa. Kyllästetyn ilman lisänousu tapahtuu jo kostean adiabaattisen lain mukaan, eikä sen lämpötila laske 1 ° / 100 m, mutta vähemmän. Koska ilman kosteuspitoisuus riippuu sen lämpötilasta, mitä korkeampi ilman lämpötila on, sitä enemmän lämpöä vapautuu kondensoitumisen aikana ja mitä alhaisempi lämpötila, sitä vähemmän lämpöä. Siksi kostea adiabaattinen gradientti lämpimässä ilmassa on pienempi kuin kylmässä. Esimerkiksi nousevan kylläisen ilman lämpötilassa lähellä maan pintaa +20°, kostea adiabaattinen gradientti alemmassa troposfäärissä on 0,33-0,43°/100 m ja miinus 20°:n lämpötilassa sen arvot vaihtelevat 0,78° - 0,87° per 100 m.

Märkä adiabaattinen gradientti riippuu myös ilmanpaineesta: mitä pienempi ilmanpaine, sitä pienempi on märkä adiabaattinen gradientti samassa alkulämpötilassa. Tämä johtuu siitä, että alhaisessa paineessa ilman tiheys on myös pienempi, joten vapautunutta kondensaatiolämpöä käytetään pienemmän ilmamassan lämmittämiseen.

Taulukossa 15 on esitetty märän adiabaattisen gradientin keskiarvot eri lämpötiloissa ja arvoissa

paineet 1000, 750 ja 500 mb, joka vastaa suunnilleen maan pintaa ja korkeuksia 2,5-5,5 km.

Lämpimänä vuodenaikana pystysuora lämpötilagradientti on keskimäärin 0,6-0,7 astetta per 100 m kohottaa.

Maan pinnan lämpötilan tuntemalla on mahdollista laskea lämpötilan likimääräiset arvot eri korkeuksilla. Jos esimerkiksi ilman lämpötila maan pinnalla on 28°, niin olettaen, että pystysuora lämpötilagradientti on keskimäärin 0,7°/100 m tai 7° kilometriä kohden, saamme sen 4:n korkeudella km lämpötila on 0°. Lämpötilagradientti talvella keskileveysasteilla maan päällä harvoin ylittää 0,4-0,5 ° per 100 m: Usein esiintyy tapauksia, joissa erillisissä ilmakerroksissa lämpötila ei juuri muutu korkeuden mukaan, eli tapahtuu isotermiaa.

Pystysuoran ilman lämpötilagradientin suuruuden perusteella voidaan arvioida ilmakehän tasapainon luonne - vakaa vai epävakaa.

klo vakaa tasapaino ilmakehän ilmamassoilla ei ole taipumusta liikkua pystysuunnassa. Tässä tapauksessa, jos tietty määrä ilmaa siirretään ylöspäin, se palaa alkuperäiseen asentoonsa.

Stabiili tasapaino tapahtuu, kun tyydyttymättömän ilman pystysuora lämpötilagradientti on pienempi kuin kuiva adiabaattinen gradientti ja kylläisen ilman pystysuora lämpötilagradientti on pienempi kuin märän adiabaattisen gradientti. Jos tässä tilanteessa pieni määrä tyydyttymätöntä ilmaa nostetaan ulkoisella toiminnalla tiettyyn korkeuteen, niin heti kun ulkoisen voiman vaikutus lakkaa, tämä ilmamäärä palaa edelliseen asentoonsa. Tämä johtuu siitä, että kohonnut ilmatilavuus, joka on käyttänyt sisäistä energiaa laajentumiseensa, jäähtyi 1 °:lla jokaista 100:aa kohti. m(kuivan adiabaattisen lain mukaan). Mutta koska ympäröivän ilman pystysuora lämpötilagradientti oli pienempi kuin kuivan adiabaattisen, kävi ilmi, että tietyllä korkeudella nostetun ilman tilavuudella oli alhaisempi lämpötila kuin ympäröivällä ilmalla. Koska sen tiheys on suurempi kuin ympäröivän ilman, sen on vajottava, kunnes se saavuttaa alkuperäisen tilan. Osoitetaan tämä esimerkillä.

Oletetaan, että ilman lämpötila lähellä maan pintaa on 20° ja pystysuora lämpötilagradientti tarkasteltavassa kerroksessa on 0,7° per 100 m. Tällä gradientin arvolla ilman lämpötila 2:n korkeudella km on yhtä suuri kuin 6° (kuva 19, a). Ulkoisen voiman vaikutuksesta maan pinnalta tälle korkeudelle nostettu tilavuus tyydyttymätöntä tai kuivaa ilmaa, joka jäähtyy kuivaadiabaattisen lain mukaan, eli 1°/100 m, jäähtyy 20° ja lämpenee. yhtä suuri kuin 0 °. Tämä ilmatilavuus on 6° kylmempää kuin ympäröivä ilma ja siksi raskaampaa sen suuremman tiheyden vuoksi. Joten hän aloittaa

laskeutua ja yrittää saavuttaa alkutason, eli maan pinnan.

Samanlainen tulos saadaan nousevan kylläisen ilman tapauksessa, jos ympäristön lämpötilan vertikaalinen gradientti on pienempi kuin kostea adiabaattinen. Siksi ilmakehän vakaassa tilassa homogeenisessa ilmamassassa ei tapahdu nopeaa kumpu- ja cumulonimbus-pilvien muodostumista.

Ilmakehän vakain tila havaitaan pienillä pystysuoran lämpötilagradientin arvoilla ja erityisesti inversioiden aikana, koska tässä tapauksessa lämpimämpi ja kevyempi ilma sijaitsee alemman kylmän ja siten raskaan ilman yläpuolella.

klo ilmakehän epävakaa tasapaino Maan pinnasta nostetun ilman tilavuus ei palaa alkuperäiseen asentoonsa, vaan säilyttää ylöspäin suuntautuvan liikkeensä tasolle, jolla nousevan ja ympäröivän ilman lämpötilat tasaavat. Ilmakehän epävakaalle tilalle on ominaista suuret pystysuuntaiset lämpötilagradientit, jotka johtuvat alempien ilmakerrosten kuumenemisesta. Samaan aikaan ilmamassat lämpenivät alhaalla, kun kevyempiä ryntäsivät ylöspäin.

Oletetaan esimerkiksi, että alemmissa kerroksissa on tyydyttymätöntä ilmaa 2:n korkeuteen asti km kerrostunut epävakaa, eli sen lämpötila

laskee korkeuden myötä 1,2° jokaista 100:aa kohden m, ja sen yläpuolella kyllästyneenä ilmalla on vakaa kerrostuminen, eli sen lämpötila laskee jo 0,6 ° jokaista 100:aa kohti m nousut (kuva 19, b). Tällaisessa ympäristössä kuivan tyydyttymättömän ilman tilavuus alkaa nousta kuivan adiabaattisen lain mukaan, eli se jäähtyy 1 ° / 100 m. Sitten, jos sen lämpötila lähellä maan pintaa on 20°, niin 1:n korkeudella km siitä tulee 10°, kun taas ympäristön lämpötila on 8°. Koska tämä on 2° lämpimämpi ja siksi kevyempi, tämä äänenvoimakkuus nousee korkeammalle. Korkeudessa 2 km se on jo 4° ympäristöä lämpimämpi, koska sen lämpötila nousee 0°:een ja ympäristön lämpötila on -4°. Taas kevyemmäksi katsottu ilmamäärä jatkaa nousuaan 3:n korkeuteen km, jossa sen lämpötila on yhtä suuri kuin ympäristön lämpötila (-10 °). Tämän jälkeen allokoidun ilmamäärän vapaa nousu pysähtyy.

Ilmakehän tilan määrittämiseen käytetään aerologiset kartat. Nämä ovat kaavioita suorakaiteen muotoisilla koordinaattiakseleilla, joita pitkin piirretään ilman tilan ominaisuudet.

Perheet on piirretty yläilmakaavioihin kuiva ja märät adiabaatit, eli käyrät, jotka edustavat graafisesti ilman tilan muutosta kuivien adiabaattisten ja märkien adiabaattisten prosessien aikana.

Kuva 20 esittää tällaista kaaviota. Tässä isobaarit on esitetty pystysuunnassa, isotermit (saman ilmanpaineen viivat) vaakasuunnassa, kaltevat kiinteät viivat ovat kuivia adiabaatteja, vinot katkoviivat ovat märkiä adiabaatteja, katkoviivat ovat ominaiskosteus Yllä oleva kaavio esittää ilman lämpötilan muutoskäyrät kahden pisteen korkeudella samalla havaintojaksolla - klo 15:00 3.5.1965. Vasemmalla - lämpötilakäyrä Leningradissa laukaisun radiosondin tietojen mukaan oikealla - Taškentissa. Lämpötilan muutoksen vasemman käyrän muodosta korkeuden kanssa seuraa, että Leningradin ilma on vakaa. Tässä tapauksessa isobaariseen pintaan 500 asti mb pystysuora lämpötilagradientti on keskimäärin 0,55°/100 m. Kahdessa pienessä kerroksessa (pinnoilla 900 ja 700 mb) isotermi tallennettiin. Tämä osoittaa, että yli Leningradin korkeudella 1,5-4,5 km on ilmakehän rintama, joka erottaa kylmät ilmamassat alempana puolitoista kilometriä yläpuolella sijaitsevasta lämpöilmasta. Kondensaatiotason korkeus, joka määräytyy lämpötilakäyrän sijainnista märkään adiabattiin nähden, on noin 1 km(900 mb).

Taškentissa ilmalla oli epävakaa kerrostuminen. Korkeuteen asti 4 km pystysuora lämpötilagradientti oli lähellä adiabaattista, eli jokaista 100:aa kohden m nousu, lämpötila laski 1 °:lla ja korkeampi, jopa 12 km- adiabaattisempi. Ilman kuivuudesta johtuen pilvien muodostumista ei tapahtunut.

Leningradin yläpuolella siirtymä stratosfääriin tapahtui 9:n korkeudessa km(300 mb), ja Taškentin yläpuolella se on paljon korkeampi - noin 12 km(200 Mt).

Ilman vakaalla tilalla ja riittävällä kosteudella voi muodostua kerrospilviä ja sumuja, ja epävakaassa tilassa ja korkealla ilmakehän kosteuspitoisuudella lämpö konvektio, mikä johtaa cumulus- ja cumulonimbus-pilvien muodostumiseen. Epävakaustila liittyy sateiden, ukkosmyrskyjen, rakeiden, pienten pyörteiden, myrskyjen jne. muodostumiseen.

Ilman epävakaasta tilasta aiheuttaa myös lentokoneen ns. "puhinaa" eli lentokoneen heittoja lennon aikana.

Kesällä ilmakehän epävakaus on yleistä iltapäivällä, jolloin maan pinnan lähellä olevat ilmakerrokset lämpenevät. Siksi rankkoja sateita, myrskyjä ja vastaavia vaarallisia sääilmiöitä havaitaan useammin iltapäivällä, jolloin syntyy voimakkaita pystysuuntaisia ​​virtauksia murtuvan epävakauden vuoksi - nouseva ja laskeva ilman liikettä. Tästä syystä lentokoneet lentävät päiväsaikaan korkeudessa 2-5 km maan pinnan yläpuolella ne ovat enemmän alttiina "puhinalle" kuin yölennon aikana, jolloin pintailmakerroksen jäähtymisen vuoksi sen vakaus kasvaa.

Myös kosteus laskee korkeuden myötä. Lähes puolet kosteudesta on keskittynyt ilmakehän ensimmäiselle puolelletoista kilometrille, ja ensimmäiset viisi kilometriä sisältävät lähes 9/10 kaikesta vesihöyrystä.

Havainnollistaakseen päivittäin havaittua lämpötilan muutoksen luonnetta korkeudella troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä maapallon eri alueilla, kuvassa 21 on kolme kerrostumiskäyrää 22-25 asteen korkeuteen asti. km. Nämä käyrät rakennettiin kello 15 radiosondihavaintojen perusteella: kaksi tammikuussa - Olekminsk (Jakutia) ja Leningrad ja kolmas heinäkuussa - Takhta-Bazar (Keski-Aasia). Ensimmäiselle käyrälle (Olekminsk) on ominaista pinnan inversio, jolle on ominaista lämpötilan nousu -48°:sta maan pinnalla -25°:een noin 1°:n korkeudessa. km. Tänä aikana tropopaussi Olekminskin yllä oli yhdeksän asteen korkeudella km(lämpötila -62°). Stratosfäärissä havaittiin lämpötilan nousu korkeuden myötä, jonka arvo on tasolla 22 km lähestyi -50°. Toinen käyrä, joka edustaa lämpötilan muutosta korkeuden mukaan Leningradissa, osoittaa pienen pinnan inversion, sitten isotermin suuressa kerroksessa ja lämpötilan laskun stratosfäärissä. Tasolla 25 km lämpötila on -75°. Kolmas käyrä (Takhta-Bazar) on hyvin erilainen kuin pohjoispiste - Olekminsk. Maan pinnan lämpötila on yli 30 astetta. Tropopaussi on klo 16 km, ja yli 18 km lämpötila nousee korkeuden myötä, mikä on tavallista eteläisellä kesällä.

Edellinen luku::: Sisältö::: Seuraava luku

Maan pinnalle putoavat auringonsäteet lämmittävät sen. Ilma lämpenee alhaalta ylöspäin eli maan pinnalta.

Lämmön siirtyminen alemmista ilmakerroksista ylempiin tapahtuu pääasiassa lämpimän, lämmitetyn ilman nousun ja kylmän ilman laskun myötä. Tätä ilman lämmitysprosessia kutsutaan konvektio.

Muissa tapauksissa lämmönsiirto ylöspäin tapahtuu dynaamisen vuoksi turbulenssi. Tämä on kaoottisten pyörteiden nimi, jotka syntyvät ilmassa sen kitkan seurauksena maan pintaa vasten vaakasuoran liikkeen aikana tai eri ilmakerrosten kitkan aikana.

Konvektiota kutsutaan joskus termiseksi turbulenssiksi. Konvektio ja turbulenssi yhdistetään joskus yleisellä nimellä - vaihto.

Ilmakehän alempien kerrosten jäähtyminen tapahtuu eri tavalla kuin lämmitys. Maan pinta menettää jatkuvasti lämpöä ympäröivään ilmakehään lähettämällä lämpösäteitä, joita silmä ei näe. Jäähtyminen tulee erityisen voimakkaaksi auringonlaskun jälkeen (yöllä). Lämmönjohtavuudesta johtuen myös maan vieressä olevat ilmamassat jäähtyvät vähitellen siirtäen tämän jäähtymisen päällekkäisiin ilmakerroksiin; samaan aikaan alimmat kerrokset jäähtyvät voimakkaimmin.

Aurinkolämmityksestä riippuen alempien ilmakerrosten lämpötila muuttuu vuoden ja vuorokauden aikana saavuttaen maksiminsa noin 13-14 tunnissa. Ilman lämpötilan päivittäinen kulku eri päivinä samalle paikalle ei ole vakio; sen arvo riippuu pääasiassa sään tilasta. Näin ollen alempien ilmakerrosten lämpötilan muutokset liittyvät maan (alla) pinnan lämpötilan muutoksiin.

Muutoksia ilman lämpötilassa tapahtuu myös sen pystysuuntaisista liikkeistä.

Tiedetään, että kun ilma laajenee, se jäähtyy ja puristuessaan se lämpenee. Ilmakehässä ylöspäin suuntautuvan liikkeen aikana ilma, joka putoaa alhaisemman paineen alueille, laajenee ja jäähtyy, ja päinvastoin alaspäin suuntautuvan liikkeen aikana ilma lämpenee puristuessaan. Ilman lämpötilan muutokset sen pystysuuntaisten liikkeiden aikana määräävät suurelta osin pilvien muodostumisen ja tuhoutumisen.

Ilman lämpötila yleensä laskee korkeuden myötä. Keskilämpötilan muutos korkeudella Euroopassa kesällä ja talvella on esitetty taulukossa "Keskilämpötilat Euroopassa".

Lämpötilan laskulle korkeuden myötä on ominaista pystysuora lämpötilagradientti. Tämä on lämpötilan muutos jokaista 100 metriä kohti. Teknisissä ja ilmailulaskelmissa vertikaalisen lämpötilagradientin oletetaan olevan 0,6. On pidettävä mielessä, että tämä arvo ei ole vakio. Saattaa käydä niin, että lämpötila ei muutu missään ilmakerroksessa korkeuden mukaan.

Tällaisia ​​kerroksia kutsutaan isotermikerroksia.

Melko usein ilmakehässä havaitaan ilmiö, kun tietyssä kerroksessa lämpötila jopa nousee korkeuden mukana. Näitä ilmakehän kerroksia kutsutaan inversiokerrokset. Inversiot syntyvät useista syistä. Yksi niistä on alla olevan pinnan jäähdyttäminen säteilyllä yöllä tai talvella kirkkaalla taivaalla. Joskus tyynessä tai kevyessä tuulessa myös pinnalliset ilmakerrokset jäähtyvät ja tulevat kylmemmiksi kuin pintakerrokset. Tämän seurauksena ilma on korkeudessa lämpimämpää kuin pohjassa. Tällaisia ​​inversioita kutsutaan säteilyä. Voimakkaita säteilyn inversioita havaitaan yleensä lumipeiteellä ja erityisesti vuoristoalueilla sekä tyynessä. Inversiokerrokset ulottuvat useiden kymmenien tai satojen metrien korkeuteen.

Inversioita syntyy myös lämpimän ilman liikkeestä (advektiosta) kylmälle alla olevalle pinnalle. Nämä ovat ns advetiiviset inversiot. Näiden inversioiden korkeus on useita satoja metrejä.

Näiden inversioiden lisäksi havaitaan frontaalisia inversioita ja kompressioinversioita. Frontaaliset käännökset tapahtuu, kun lämpimät ilmamassat virtaavat kylmempien ilmamassojen päälle. Pakkausinversiot syntyy, kun ilma laskeutuu yläilmakehästä. Samanaikaisesti laskeutuva ilma lämpenee joskus niin paljon, että sen alla olevat kerrokset muuttuvat kylmemmiksi.

Lämpötilan inversioita havaitaan troposfäärin eri korkeuksilla, useimmiten noin 1 km:n korkeudella. Inversiokerroksen paksuus voi vaihdella useista kymmenistä useisiin satoihin metreihin. Lämpötilaero inversion aikana voi olla 15-20°.

Inversiokerroksilla on suuri rooli säässä. Koska inversiokerroksen ilma on lämpimämpää kuin alla olevan kerroksen, ilma alemmista kerroksista ei voi nousta ylös. Tämän seurauksena inversiokerrokset hidastavat pystysuuntaisia ​​liikkeitä alla olevassa ilmakerroksessa. Kun lennät inversiokerroksen alla, havaitaan yleensä rhee ("kuoppaus"). Inversiokerroksen yläpuolella koneen lento etenee yleensä normaalisti. Inversiokerrosten alle kehittyy niin sanottuja aaltoilevia pilviä.

Ilman lämpötila vaikuttaa ohjaustekniikkaan ja materiaalin toimintaan. Maan lähellä olevissa lämpötiloissa alle -20 °, öljy jäätyy, joten se on täytettävä lämmitettynä. Lennon aikana alhaisissa lämpötiloissa moottorin jäähdytysjärjestelmässä oleva vesi jäähdytetään voimakkaasti. Korkeissa lämpötiloissa (yli + 30 °) moottori voi ylikuumentua. Ilman lämpötila vaikuttaa myös lentokoneen miehistön suorituskykyyn. Alhaisissa lämpötiloissa, jotka ulottuvat jopa -56 °C:seen stratosfäärissä, miehistöltä vaaditaan erityisiä univormuja.

Ilman lämpötila on erittäin tärkeä sääennusteelle.

Ilman lämpötilan mittaus lentokoneella lennon aikana suoritetaan koneeseen kiinnitetyillä sähkölämpömittareilla. Ilman lämpötilaa mitattaessa on otettava huomioon, että nykyaikaisten lentokoneiden suurista nopeuksista johtuen lämpömittarit antavat virheitä. Lentokoneen suuret nopeudet nostavat itse lämpömittarin lämpötilaa johtuen sen säiliön kitkasta ilmaa vastaan ​​ja ilman puristamisesta johtuvasta kuumenemisesta. Kitkalämmitys lisääntyy ilma-aluksen lentonopeuden kasvaessa ja se ilmaistaan ​​seuraavilla suureilla:

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

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

Puristamisesta johtuva lämpeneminen ilmaistaan ​​seuraavilla määrillä:

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

Lämmitys puristamalla ……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Lentokoneeseen asennetun lämpömittarin lukemien vääristymät pilvissä lentäessä ovat 30 % pienemmät kuin yllä mainitut arvot johtuen siitä, että osa kitkan ja puristuksen aikana syntyvästä lämmöstä kuluu tiivistyneen veden haihtumiseen. ilma pisaroiden muodossa.

Ilman lämpötila. Mittayksiköt, lämpötilan muutos korkeuden mukaan. Inversio, isotermia, inversiotyypit, adiabaattinen prosessi.

Ilman lämpötila on arvo, joka kuvaa sen lämpötilaa. Se ilmaistaan ​​joko celsiusasteina (ºС celsiusasteikolla tai kelvineinä (K) absoluuttisella asteikolla. Siirtyminen kelvinin lämpötilasta celsiusasteina olevaan lämpötilaan tapahtuu kaavalla

t = T-273º

Ilmakehän alemmalle kerrokselle (troposfäärille) on ominaista lämpötilan lasku korkeuden myötä, joka on 0,65 ºС / 100 m.

Tätä lämpötilan muutosta korkeudella 100 metriä kohti kutsutaan pystysuoraksi lämpötilagradienttiksi. Kun tiedetään lämpötila lähellä maan pintaa ja käytetään pystysuoran gradientin arvoa, on mahdollista laskea likimääräinen lämpötila millä tahansa korkeudella (esim. lämpötilassa lähellä maan pintaa +20ºС 5000m korkeudella, lämpötila laskee olla yhtä suuri kuin:

20º- (0,65 * 50) \u003d - 12...5.

Pystygradientti γ ei ole vakioarvo ja riippuu ilmamassan tyypistä, vuorokaudenajasta ja vuodenajasta, alla olevan pinnan luonteesta ja muista tekijöistä. Kun lämpötila laskee korkeuden mukana, γ  katsotaan positiiviseksi, jos lämpötila ei muutu korkeuden mukana, niin γ = 0  kerrokset ns. isoterminen. Ilmakehän kerrokset, joissa lämpötila nousee korkeuden mukana (γ< 0), называются inversio. Pystysuuntaisen lämpötilagradientin suuruudesta riippuen ilmakehän tila voi olla vakaa, epävakaa tai välinpitämätön kuivalle (ei kyllästyneelle) tai kylläiselle ilmalle.

Ilman lämpötilan lasku sen noustessa adiabaattisesti eli ilman ilman hiukkasten lämmönvaihtoa ympäristön kanssa. Jos ilmahiukkanen kohoaa, sen tilavuus laajenee, kun taas hiukkasen sisäenergia pienenee.

Kun hiukkanen laskeutuu, se supistuu ja sen sisäinen energia kasvaa. Tästä seuraa, että ilmamäärän liikkuessa ylöspäin sen lämpötila laskee ja alaspäin suuntautuvalla liikkeellä se nousee. Näillä prosesseilla on tärkeä rooli pilvien muodostumisessa ja kehittymisessä.

Vaakagradientti on lämpötila ilmaistuna asteina 100 km:n etäisyydellä. Siirtyessä kylmästä lämpimään ja lämpimästä kylmään se voi ylittää 10º/100 km.

Inversioiden tyypit.

Inversiot ovat viivekerroksia, ne vaimentavat ilman pystysuuntaista liikettä, niiden alle kerääntyy vesihöyryä tai muita näkyvyyttä heikentäviä kiinteitä hiukkasia, muodostuu sumua ja erilaisia ​​pilviä. Inversiokerrokset ovat hidastavia kerroksia myös vaakasuuntaisille ilmanliikkeille. Monissa tapauksissa nämä kerrokset ovat tuulensuojapintoja. Inversioita troposfäärissä voidaan havaita lähellä maan pintaa ja suurilla korkeuksilla. Tropopaussi on voimakas inversiokerros.

Esiintymissyistä riippuen erotetaan seuraavat inversiotyypit:

1. Säteily - tulos ilmakerroksen jäähtymisestä, yleensä yöllä.

2. Advektiivinen - kun lämmin ilma siirtyy kylmälle alla olevalle pinnalle.

3. Puristuminen tai vajoaminen - muodostuu inaktiivisten antisyklonien keskusosiin.

Tehtävä:

Tiedetään, että 750 metrin korkeudessa merenpinnan yläpuolella lämpötila on +22 o C. Määritä ilman lämpötila korkeudessa:

a) 3500 metriä merenpinnan yläpuolella

b) 250 metriä merenpinnan yläpuolella

Päätös:

Tiedämme, että kun korkeus muuttuu 1000 metrillä (1 km), ilman lämpötila muuttuu 6 ° C. Lisäksi korkeuden kasvaessa ilman lämpötila laskee ja laskeessa se nousee.

a) 1. Määritä korkeusero: 3500 m -750 m = 2750 m = 2,75 km

2. Määritä ilman lämpötilojen ero: 2,75 km × 6 o C = 16,5 o C

3. Määritä ilman lämpötila 3500 m:n korkeudella: 22 °C - 16,5 °C \u003d 5,5 °C

Vastaus: 3500 metrin korkeudessa ilman lämpötila on 5,5 o C.

b) 1. Määritä korkeusero: 750 m -250 m = 500 m = 0,5 km

2. Määritä ilman lämpötilojen ero: 0,5 km × 6 o C = 3 o C

3. Määritä ilman lämpötila 250 m korkeudella: 22 o C + 3 o C = 25 o C

Vastaus: 250 metrin korkeudessa ilman lämpötila on 25 ° C.

2. Ilmanpaineen määritys korkeudesta riippuen

Tehtävä:

Tiedetään, että 2205 metrin korkeudessa merenpinnan yläpuolella ilmanpaine on 550 mm Hg. Määritä ilmanpaine korkeudessa:

a) 3255 metriä merenpinnan yläpuolella

b) 0 metriä merenpinnan yläpuolella

Päätös:

Tiedämme, että kun korkeus muuttuu 10,5 metriä, ilmanpaine muuttuu 1 mmHg. Taide. Lisäksi ilmakehän paine laskee korkeuden noustessa ja laskee se kasvaa.

a) 1. Määritä korkeusero: 3255 m - 2205 m = 1050 m

2. Määritä ilmanpaineen ero: 1050 m: 10,5 m = 100 mm Hg.

3. Määritetään ilmanpaine 3255 m:n korkeudessa: 550 mm Hg. - 100 mm Hg = 450 mmHg

Vastaus: 3255 metrin korkeudessa ilmanpaine on 450 mmHg.

b) 1. Määritä korkeusero: 2205 m - 0 m = 2205 m

2. Määritä ilmanpaineen ero: 2205 m: 10,5 m = 210 mm Hg. Taide.

3. Määritä ilmanpaine 0 m:n korkeudella: 550 mm Hg. + 210 mmHg Taide. = 760 mmHg Taide.

Vastaus: 0 metrin korkeudessa ilmanpaine on 760 mm Hg.

3. Beaufort-asteikko

(tuulen nopeusasteikko)

Käytännön materiaalia 6. luokan maantiedon tunnille - UMK: O.A. Klimanov, V.V. Klimanov, E.V. Kim. Harkittavaksi ehdotetaan aiheeseen liittyviä tehtäviä "Ilman lämpötila".

Maantieteellisten ongelmien ratkaisu edistää maantieteen kurssin aktiivista omaksumista, muodostaa yleissivistävää ja erityistä maantieteellistä osaamista.

Tavoitteet:

Taitojen kehittäminen laskea ilman lämpötila eri korkeuksilla, laskea korkeus;

Analysointi- ja johtopäätöksien kyvyn kehittäminen.

Miten lämpötila muuttuu korkeuden mukaan?

Kun korkeus muuttuu 1000 metrillä (1 km), ilman lämpötila muuttuu 6 ° C (korkeuden noustessa ilman lämpötila laskee ja laskeessa se nousee).

Maantieteelliset tehtävät:

1. Vuoren huipulla lämpötila on -5 astetta, vuoren korkeus 4500 m. Määritä lämpötila vuoren juurella?

Päätös:

Jokaista kilometriä ylöspäin ilman lämpötila laskee 6 astetta, eli jos vuoren korkeus on 4500 tai 4,5 km, käy ilmi, että:

1) 4,5 x 6 = 27 astetta. Tämä tarkoittaa, että lämpötila on laskenut 27 astetta ja jos se on huipulla 5 astetta, niin vuoren juurella se on:

2) - 5 + 27 = 22 astetta vuoren juurella

Vastaus: Vuoren juurella 22 astetta

2. Määritä ilman lämpötila vuoren huipulla 3 km, jos vuoren juurella oli +12 astetta.

Päätös:

Jos 1 km:n jälkeen lämpötila laskee 6 astetta, niin

Vastaus:-6 astetta vuoren huipulla

3. Mihin korkeuteen kone nousi, jos lämpötila sen ulkopuolella on -30 °C ja maan pinnalla +12 °C?

Päätös:

2) 42: 6 = 7 km

Vastaus: kone nousi 7 km korkeuteen

4. Mikä on ilman lämpötila Pamirin huipulla, jos heinäkuussa sen juurella on +36°C? Pamirsin korkeus on 6 km.

Päätös:

Vastaus: 0 astetta vuoren huipulla

5. Määritä ilman lämpötila lentokoneen yli, jos ilman lämpötila maan pinnalla on 31 astetta ja lentokorkeus on 5 km?

Päätös:

Vastaus: 1 asteen ulkolämpötila

Sininen planeetta...

Tämän aiheen piti ilmestyä sivustolla ensimmäisten joukossa. Loppujen lopuksi helikopterit ovat ilmakehän lentokoneita. Maan ilmakehä- heidän niin sanotusti elinympäristönsä :-). MUTTA ilman fysikaaliset ominaisuudet vain määrittää tämän elinympäristön laatu :-). Se on siis yksi perusasioista. Ja peruste kirjoitetaan aina ensin. Mutta tajusin tämän vasta nyt. Kuitenkin on parempi, kuten tiedätte, myöhään kuin ei milloinkaan... Kosketaanpa tätä asiaa, mutta joutumatta erämaahan ja turhiin vaikeuksiin :-).

Niin… Maan ilmakehä. Tämä on sinisen planeettamme kaasumainen kuori. Kaikki tietävät tämän nimen. Miksi sininen? Yksinkertaisesti siksi, että auringonvalon "sininen" (sekä sininen ja violetti) komponentti (spektri) on parhaiten hajallaan ilmakehässä, mikä värjää sen sinertävän sinertäväksi, joskus vivahteella violetilla (aurinkoisena päivänä tietysti :-)) .

Maan ilmakehän koostumus.

Ilmakehän koostumus on melko laaja. En luettele tekstissä kaikkia komponentteja, tästä on hyvä havainnollistaminen.Kaikkien näiden kaasujen koostumus on lähes vakio, lukuun ottamatta hiilidioksidia (CO 2 ). Lisäksi ilmakehä sisältää välttämättä vettä höyryjen, suspendoituneiden pisaroiden tai jääkiteiden muodossa. Veden määrä ei ole vakio ja riippuu lämpötilasta ja vähäisemmässä määrin ilmanpaineesta. Lisäksi maan ilmakehässä (etenkin nykyisessä) on myös jonkin verran, sanoisin "kaikenlaista saastaa" :-). Näitä ovat SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, lisäksi on elohopeahöyryjä Hg. Totta, kaikkea tätä on siellä pieniä määriä, luojan kiitos :-).

Maan ilmakehä On tapana jakaa useisiin vyöhykkeisiin, jotka seuraavat toisiaan korkeudessa pinnan yläpuolella.

Ensimmäinen, lähinnä maapalloa, on troposfääri. Tämä on alhaisin ja niin sanotusti tärkein kerros eri tyyppisten elämän kannalta. Se sisältää 80 % koko ilmakehän ilman massasta (vaikka tilavuuden mukaan se muodostaa vain noin 1 % koko ilmakehästä) ja noin 90 % kaikesta ilmakehän vedestä. Suurin osa kaikista tuulista, pilvistä, sateista ja lumista 🙂 tulee sieltä. Troposfääri ulottuu noin 18 kilometrin korkeuteen trooppisilla leveysasteilla ja jopa 10 kilometrin korkeudelle polaarisilla leveysasteilla. Ilman lämpötila siinä laskee noin 0,65 astetta 100 metrin välein.

ilmakehän vyöhykkeitä.

Toinen vyöhyke on stratosfääri. Minun on sanottava, että troposfäärin ja stratosfäärin välillä erotetaan toinen kapea vyöhyke - tropopaussi. Se pysäyttää lämpötilan laskun korkeuden myötä. Tropopaussin keskimääräinen paksuus on 1,5-2 km, mutta sen rajat ovat epäselviä ja troposfääri on usein päällekkäin stratosfäärin kanssa.

Stratosfäärin keskikorkeus on siis 12 km - 50 km. Lämpötila siinä 25 km asti pysyy muuttumattomana (noin -57 ºС), sitten jossain 40 km: ssä se nousee noin 0 ºС ja edelleen 50 km: iin asti se pysyy muuttumattomana. Stratosfääri on suhteellisen hiljainen osa maan ilmakehää. Siinä ei käytännössä ole haitallisia sääolosuhteita. Kuuluisa otsonikerros sijaitsee stratosfäärissä 15-20 km:n ja 55-60 km:n korkeudella.

Tätä seuraa pieni rajakerroksen stratopaussi, jossa lämpötila pysyy noin 0ºС, ja sitten seuraava vyöhyke on mesosfääri. Se ulottuu 80-90 km korkeuteen, ja siinä lämpötila laskee noin 80 ºС. Mesosfäärissä näkyvät yleensä pienet meteorit, jotka alkavat hehkua siinä ja palaa siellä.

Seuraava kapea aukko on mesopaussi ja sen jälkeen termosfäärivyöhyke. Sen korkeus on jopa 700-800 km. Täällä lämpötila alkaa taas nousta ja noin 300 km:n korkeudessa se voi saavuttaa luokkaa 1200 ºС. Sen jälkeen se pysyy vakiona. Ionosfääri sijaitsee termosfäärin sisällä noin 400 kilometrin korkeuteen asti. Täällä ilma on voimakkaasti ionisoitunut auringonsäteilylle altistumisen vuoksi ja sillä on korkea sähkönjohtavuus.

Seuraava ja yleensä viimeinen vyöhyke on eksosfääri. Tämä on niin kutsuttu hajontavyöhyke. Täällä esiintyy pääasiassa hyvin harvinaista vetyä ja heliumia (jossa vallitsee vety). Noin 3000 km:n korkeudessa eksosfääri siirtyy lähiavaruuden tyhjiöön.

Jossain näin on. Miksi noin? Koska nämä kerrokset ovat melko ehdollisia. Erilaiset muutokset korkeudessa, kaasujen koostumuksessa, vedessä, lämpötilassa, ionisaatiossa ja niin edelleen ovat mahdollisia. Lisäksi on monia muita termejä, jotka määrittelevät maan ilmakehän rakenteen ja tilan.

Esimerkiksi homosfääri ja heterosfääri. Ensimmäisessä ilmakehän kaasut ovat hyvin sekoittuneet ja niiden koostumus on melko homogeeninen. Toinen sijaitsee ensimmäisen yläpuolella ja siellä ei käytännössä ole tällaista sekoittumista. Kaasut erotetaan toisistaan ​​painovoiman vaikutuksesta. Näiden kerrosten välinen raja sijaitsee 120 km:n korkeudessa, ja sitä kutsutaan turbopaussiksi.

Ehkä lopetamme termeillä, mutta lisään ehdottomasti, että perinteisesti oletetaan, että ilmakehän raja sijaitsee 100 km:n korkeudessa merenpinnan yläpuolella. Tätä rajaa kutsutaan Karman-linjaksi.

Lisään vielä kaksi kuvaa havainnollistamaan tunnelman rakennetta. Ensimmäinen on kuitenkin saksaksi, mutta se on täydellinen ja tarpeeksi helppo ymmärtää :-). Sitä voidaan suurentaa ja harkita hyvin. Toinen näyttää ilmakehän lämpötilan muutoksen korkeuden mukaan.

Maan ilmakehän rakenne.

Ilman lämpötilan muutos korkeuden mukaan.

Nykyaikaiset miehitetyt kiertorata-avaruusalukset lentävät noin 300-400 km korkeudessa. Tämä ei kuitenkaan ole enää ilmailua, vaikka alue tietysti liittyy tietyssä mielessä läheisesti toisiinsa, ja varmasti puhumme siitä vielä :-).

Ilmailuvyöhyke on troposfääri. Nykyaikaiset ilmakehän lentokoneet voivat lentää myös stratosfäärin alemmissa kerroksissa. Esimerkiksi MIG-25RB:n käytännöllinen katto on 23000 m.

Lento stratosfäärissä.

Ja täsmälleen ilman fysikaaliset ominaisuudet troposfäärit määräävät, kuinka lento tulee olemaan, kuinka tehokas lentokoneen ohjausjärjestelmä on, miten ilmakehän turbulenssi vaikuttaa siihen, miten moottorit toimivat.

Ensimmäinen pääominaisuus on ilman lämpötila. Kaasudynamiikassa se voidaan määrittää Celsius-asteikolla tai Kelvin-asteikolla.

Lämpötila t1 tietyllä korkeudella H Celsius-asteikolla määritetään:

t 1 \u003d t - 6,5N, missä t on ilman lämpötila maassa.

Lämpötilaa Kelvin-asteikolla kutsutaan absoluuttinen lämpötila Nolla tällä asteikolla on absoluuttinen nolla. Absoluuttisessa nollapisteessä molekyylien lämpöliike pysähtyy. Absoluuttinen nolla Kelvin-asteikolla vastaa -273º Celsius-asteikolla.

Vastaavasti lämpötila T korkealla H Kelvin-asteikolla määritetään:

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

Ilmanpaine. Ilmanpaine mitataan pascaleina (N / m 2), vanhassa mittausjärjestelmässä ilmakehissä (atm.). On myös sellainen asia kuin ilmanpaine. Tämä on elohopeamillimetreinä mitattu paine elohopeabarometrillä. Barometrinen paine (paine merenpinnan tasolla) on 760 mm Hg. Taide. kutsutaan standardiksi. Fysiikassa 1 atm. vain 760 mm Hg.

Ilman tiheys. Aerodynamiikassa yleisimmin käytetty käsite on ilman massatiheys. Tämä on ilman massa 1 tilavuusm3:ssä. Ilman tiheys muuttuu korkeuden mukana, ilmasta tulee harvinaisempaa.

Ilman kosteus. Näyttää ilmassa olevan veden määrän. On käsite" suhteellinen kosteus". Tämä on vesihöyryn massan suhde enimmäismäärään, joka on mahdollista tietyssä lämpötilassa. Käsite 0%, eli kun ilma on täysin kuiva, voi olla olemassa yleensä vain laboratoriossa. Toisaalta 100 % kosteus on aivan todellista. Tämä tarkoittaa, että ilma on imenyt kaiken veden, jonka se voi imeä. Jotain aivan "täysi sieni" kaltaista. Korkea suhteellinen kosteus vähentää ilman tiheyttä, kun taas alhainen suhteellinen kosteus lisää sitä vastaavasti.

Koska lentokoneiden lennot tapahtuvat erilaisissa ilmakehän olosuhteissa, niiden lento- ja aerodynaamiset parametrit yhdessä lentotilassa voivat olla erilaisia. Siksi otimme käyttöön näiden parametrien oikean arvioinnin Kansainvälinen standardiilmapiiri (ISA). Se näyttää ilman tilan muutoksen korkeuden noustessa.

Ilman tilan pääparametrit nollakosteudessa ovat seuraavat:

paine P = 760 mm Hg. Taide. (101,3 kPa);

lämpötila t = +15°C (288 K);

massatiheys ρ \u003d 1,225 kg / m 3;

ISA:ssa oletetaan (kuten edellä mainittiin :-)), että lämpötila troposfäärissä laskee 0,65º jokaista 100 metrin korkeutta kohti.

Normaali ilmapiiri (esimerkiksi 10 000 m asti).

ISA-taulukoita käytetään instrumenttien kalibrointiin sekä navigointi- ja suunnittelulaskelmiin.

Ilman fysikaaliset ominaisuudet sisältävät myös sellaiset käsitteet kuin inertisyys, viskositeetti ja puristuvuus.

Inertia on ilman ominaisuus, joka kuvaa sen kykyä vastustaa lepotilan muutosta tai tasaista suoraviivaista liikettä. . Inertian mitta on ilman massatiheys. Mitä korkeampi se on, sitä suurempi väliaineen hitaus- ja vastusvoima on lentokoneen liikkuessa siinä.

Viskositeetti. Määrittää kitkavastuksen ilmaa vastaan ​​lentokoneen liikkuessa.

Kokoonpuristuvuus mittaa ilman tiheyden muutosta paineen muuttuessa. Lentokoneen alhaisilla nopeuksilla (jopa 450 km/h) paineessa ei tapahdu ilmavirran kulkua sen ympärillä, mutta suurilla nopeuksilla puristuvuuden vaikutus alkaa näkyä. Sen vaikutus yliääneen on erityisen selvä. Tämä on erillinen aerodynamiikan osa-alue ja aihe erilliselle artikkelille :-).

No, tässä taitaa olla nyt kaikki... On aika päättää tämä hieman tylsä ​​listaus, josta ei kuitenkaan voi luopua :-). Maan ilmakehä, sen parametrit, ilman fysikaaliset ominaisuudet ovat lentokoneelle yhtä tärkeitä kuin itse laitteen parametrit, eikä niistä voinut olla mainitsematta.

Toistaiseksi seuraaviin tapaamisiin ja mielenkiintoisiin aiheisiin 🙂…

P.S. Jälkiruoaksi suosittelen katsomaan videon, joka on kuvattu MIG-25PU-kaksosen ohjaamosta sen lennon aikana stratosfääriin. Kuvannut ilmeisesti turisti, jolla on rahaa sellaisiin lentoihin :-). Kuvattu pääosin tuulilasin läpi. Huomaa taivaan väri...

Kaikki lentokoneella lentäneet ovat tottuneet tällaiseen viestiin: "lentomme on 10 000 metrin korkeudessa, lämpötila yli laidan 50 °C." Ei näytä olevan mitään erikoista. Mitä kauempana Auringon lämmittämästä Maan pinnasta, sitä kylmempää. Monet ihmiset ajattelevat, että lämpötilan lasku korkeuden myötä jatkuu jatkuvasti ja vähitellen lämpötila laskee lähestyen avaruuden lämpötilaa. Muuten, tutkijat ajattelivat niin 1800-luvun loppuun asti.

Katsotaanpa tarkemmin ilman lämpötilan jakautumista Maan yli. Ilmakehä on jaettu useisiin kerroksiin, jotka heijastavat ensisijaisesti lämpötilan muutosten luonnetta.

Ilmakehän alempaa kerrosta kutsutaan troposfääri, joka tarkoittaa "pyörimispalloa". Kaikki sään ja ilmaston muutokset ovat seurausta juuri tässä kerroksessa tapahtuvista fysikaalisista prosesseista. Tämän kerroksen yläraja sijaitsee siellä, missä lämpötilan lasku korkeudella korvataan sen nousulla - noin klo. korkeus 15-16 km päiväntasaajan yläpuolella ja 7-8 km napojen yläpuolella. Kuten itse maapallo, myös planeettamme pyörimisen vaikutuksesta ilmakehä on litistynyt jonkin verran napojen yli ja turpoaa päiväntasaajan yli. tämä vaikutus on ilmakehässä paljon voimakkaampi kuin Maan kiinteässä kuoressa. Maan pinnasta troposfäärin ylärajalle suunnassa ilman lämpötila laskee Päiväntasaajan yläpuolella ilman alin lämpötila on noin -62 ° C ja napojen yläpuolella noin -45 °C. Lauhkeilla leveysasteilla yli 75 % ilmakehän massasta on troposfäärissä, tropiikissa noin 90 % ilmakehän troposfäärimassojen sisällä.

Vuonna 1899 pystysuorassa lämpötilaprofiilissa löydettiin minimi tietyllä korkeudella, minkä jälkeen lämpötila nousi hieman. Tämän kasvun alku tarkoittaa siirtymistä seuraavaan ilmakehän kerrokseen - kohti stratosfääri, joka tarkoittaa "kerrospalloa". Termi stratosfääri tarkoittaa ja heijastaa aikaisempaa ajatusta troposfäärin yläpuolella olevan kerroksen ainutlaatuisuudesta. Stratosfääri ulottuu noin 50 km:n korkeuteen maanpinnan yläpuolella. Sen ominaisuus on Erityisesti ilman lämpötilan jyrkkä nousu Tämä lämpötilan nousu selittyy otsonin muodostumisreaktiolla, joka on yksi tärkeimmistä ilmakehässä tapahtuvista kemiallisista reaktioista.

Suurin osa otsonista on keskittynyt noin 25 kilometrin korkeuteen, mutta yleensä otsonikerros on korkeudelle voimakkaasti venynyt kuori, joka peittää lähes koko stratosfäärin. Hapen vuorovaikutus ultraviolettisäteiden kanssa on yksi maapallon ilmakehän suotuisista prosesseista, jotka edistävät elämän säilymistä maan päällä. Tämän energian imeytyminen otsoniin estää sen liiallisen virtauksen maan pinnalle, missä syntyy juuri sellainen energiataso, joka soveltuu maanpäällisten elämänmuotojen olemassaoloon. Otsonosfääri imee osan ilmakehän läpi kulkevasta säteilyenergiasta. Tämän seurauksena otsonosfääriin muodostuu noin 0,62 °C:n pystysuora ilman lämpötilagradientti 100 metriä kohden, eli lämpötila nousee korkeuden myötä stratosfäärin ylärajaan - stratopausiin (50 km) asti ja saavuttaa joitakin tietoja, 0 ° C.

50-80 kilometrin korkeudessa ilmakehässä on kerros, jota kutsutaan mesosfääri. Sana "mesosfääri" tarkoittaa "välipalloa", jossa ilman lämpötila laskee edelleen korkeuden mukana. Mesosfäärin yläpuolella kerroksessa nimeltä termosfääri, lämpötila nousee jälleen korkeudessa noin 1000 °C:een ja laskee sitten hyvin nopeasti -96 °C:seen. Se ei kuitenkaan laske loputtomiin, sitten lämpötila nousee jälleen.

Termosfääri on ensimmäinen kerros ionosfääri. Toisin kuin aiemmin mainitut kerrokset, ionosfääri ei erotu lämpötilasta. Ionosfääri on sähköinen alue, joka mahdollistaa monenlaisen radioviestinnän. Ionosfääri on jaettu useisiin kerroksiin, jotka merkitään kirjaimilla D, E, F1 ja F2. Näillä kerroksilla on myös erityisnimet. Kerrokseen jakautuminen johtuu useista syistä, joista tärkein on kerrosten epätasainen vaikutus radioaaltojen kulkuun. Alin kerros, D, absorboi pääasiassa radioaaltoja ja estää siten niiden etenemisen. Paras tutkittu kerros E sijaitsee noin 100 km:n korkeudessa maanpinnan yläpuolella. Sitä kutsutaan myös Kennelly-Heaviside-kerrokseksi amerikkalaisten ja englantilaisten tutkijoiden nimien mukaan, jotka löysivät sen samanaikaisesti ja itsenäisesti. Kerros E, kuten jättimäinen peili, heijastaa radioaaltoja. Tämän kerroksen ansiosta pitkät radioaallot kulkevat pitemmälle kuin olisi odotettavissa, jos ne leviäisivät vain suorassa linjassa heijastumatta E-kerroksesta. Myös F-kerroksella on samanlaiset ominaisuudet. Sitä kutsutaan myös Appleton-kerrokseksi. Yhdessä Kennelly-Heaviside kerroksen kanssa se heijastaa radioaaltoja maanpäällisiin radioasemiin, mikä voi tapahtua eri kulmista. Appleton-kerros sijaitsee noin 240 kilometrin korkeudessa.

Ilmakehän ulointa aluetta, ionosfäärin toista kerrosta, kutsutaan usein eksosfääri. Tämä termi osoittaa avaruuden reuna-alueiden olemassaolon lähellä Maata. On vaikea määrittää tarkasti, missä ilmakehä päättyy ja avaruus alkaa, koska ilmakehän kaasujen tiheys pienenee vähitellen korkeuden myötä ja ilmakehä itse muuttuu vähitellen melkein tyhjiöksi, jossa vain yksittäiset molekyylit kohtaavat. Jo noin 320 km:n korkeudessa ilmakehän tiheys on niin alhainen, että molekyylit voivat kulkea yli 1 km törmätämättä toisiinsa. Sen ylärajana toimii ilmakehän uloin osa, joka sijaitsee 480–960 km:n korkeudessa.

Lisää tietoa ilmakehän prosesseista löytyy nettisivuilta "Maan ilmasto"