Температура воздуха на разных высотах над землей. Изменение температуры воздуха с высотой. Почему с высотой понижается температура в горах

инверсия

повышение температуры воздуха с высотой вместо обычного понижения

Альтернативные описания

Возбужденное состояние вещества, в котором число частиц на более высоком энергетич. уровне превышает число частиц на более низком уровне (физика)

Изменение направления магнитного поля Земли на обратное, наблюдается через интервалы времени от 500 тысяч лет до 50 млн. лет

Изменение нормального положения элементов, расположение их в обратном порядке

Лингвистический термин, означающий изменение обычного порядка слов в предложении

Обратный порядок, обращение наоборот

Логическая операция «не»

Хромосомная перестройка, связанная с поворотом отдельных участков хромосомы на 180

Конформное преобразование евклидовой плоскости или пространства

Перестановка в математике

Драматургический прием, демонстрирующий исход конфликта в начале пьесы

В метрологии - аномальное изменение какого-либо параметра

Состояние вещества, при котором более высокие уровни энергии составляющих его частиц больше «населены» частицами, чем нижние

В органической химии - процесс расщепления сахарида

Изменение порядка слов в предложении

Изменение порядка слов для усиления выразительности

Белый след за самолетом

Изменение порядка слов

Обратный порядок элементов

Изменение обычного порядка слов в предложении с целью усилить выразительность речи

В первых разделах мы познакомились в общих чертах со структурой атмосферы по вертикали и с изменениями температуры с высотой.

Здесь рассмотрим некоторые интересные особенности режима температуры в тропосфере и в вышележащих сферах.

Температура и влажность воздуха в тропосфере. Тропосфера является наиболее интересной сферой, поскольку здесь формируются породообразующие процессы. В тропосфере, как уже указывалось в главе I, температура воздуха с высотой понижается в среднем на 6° при поднятии на каждый километр, или на 0,6° на 100 м. Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив. Он зависит от сезонов года, времени суток, характера атмосферных процессов, а в нижних слоях тропосферы - главным образом от температуры подстилающей поверхности.

В теплое время года, когда прилегающий к поверхности земли слой воздуха достаточно нагрет, характерно понижение температуры с высотой. При сильном прогреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° на каждые 100 м поднятия.

Зимой, при сильном охлаждении поверхности земли и приземного слоя воздуха, вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, т. е. возникает инверсия температуры. Наиболее сильные и мощные инверсии наблюдаются в Сибири, особенно в Якутии зимой, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая излучению и последующему охлаждению приземного слоя воздуха. Очень часто инверсия температуры здесь распространяется до высоты 2-3 км, а разность между температурой воздуха у поверхности земли и верхней границы инверсии нередко составляет 20-25°. Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, Канаде и других районах. От величины изменения температуры с высотой (вертикального градиента температуры) в большой степени зависят условия погоды и виды движений воздуха по вертикальному направлению.

Устойчивая и неустойчивая атмосфера. Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. Температура воздуха изменяется с высотой и в зависимости от атмосферного давления. Когда это происходит без обмена тепла с окружающей средой, то такой процесс называется адиабатическим. Поднимающийся воздух производит работу за счет внутренней энергии, которая расходуется на преодоление внешнего сопротивления. Поэтому при поднятии воздух охлаждается, а при опускании нагревается.

Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам.

Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент - это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия и опускания его на 1°, а влажноадиабатический градиент - это понижение температуры влажного насыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия меньше чем на 1°.

При подъеме или опускании сухого, или ненасыщенного, воздуха температура его изменяется по сухоадиабатическому закону, т. е. соответственно падает или растет на 1° каждые 100 м. Эта величина не изменяется до тех пор, пока воздух при поднятии не достигает состояния насыщения, т. е. уровня конденсации водяного пара. Выше этого уровня вследствие конденсации начинает выделяться скрытая теплота парообразования, которая идет на нагревание воздуха. Это дополнительное тепло уменьшает величину охлаждения воздуха при подъеме. Дальнейшее поднятие насыщенного воздуха происходит уже по влажноадиабатическому закону, и температура его понижается не на 1° на 100 м, а меньше. Так как влагосодержание воздуха зависит от его температуры, то, чем выше температура воздуха, тем больше тепла выделяется при конденсации, а чем ниже температура, тем тепла меньше. Поэтому влажноадиабатический градиент в теплом воздухе меньше, чем в холодном. Например, при температуре у поверхности земли поднимающегося насыщенного воздуха +20° влажноадиабатический градиент в нижней тропосфере составляет 0,33-0,43° на 100 м, а при температуре минус 20° значения его колеблются от 0,78° до 0,87° на 100 м.

Влажноадиабатический градиент зависит и от давления воздуха: чем меньше давление воздуха, тем меньше при одной и той же начальной температуре влажноадиабатический градиент. Это происходит оттого, что при малом давлении плотность воздуха также меньше, следовательно, освободившаяся теплота конденсации идет на нагревание меньшей массы воздуха.

В таблице 15 приведены осредненные величины влажноадиабатического градиента при различной температуре и значениях

давления 1000, 750 и 500 мб, что приблизительно соответствует поверхности земли и высотам 2,5-5,5 км.

В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6-0,7° на 100 м поднятия.

Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности земли температура воздуха равна 28°, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° на 100 м или 7° на каждый километр, получим, что на высоте 4 км температура равна 0°. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4-0,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.

По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы - устойчивое или неустойчивое.

При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он возвратится в первоначальное положение.

Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического градиента, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха воздействием извне поднять на некоторую высоту, то как только прекратится действие внешней силы, этот объем воздуха возвратится в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив внутреннюю энергию на свое расширение, при подъеме охлаждался на 1° на каждые 100 м (по сухоадиабатическому закону). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха был меньше сухоадиабатического, то оказалось, что поднятый объем воздуха на данной высоте имел более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния. Покажем это на примере.

Предположим, что у поверхности земли температура воздуха равна 20°, а вертикальный градиент температуры в рассматриваемом слое равен 0,7° на 100 м. При этой величине градиента температура воздуха на высоте 2 км будет равна 6° (рис. 19, а). Под воздействием внешней силы поднятый с поверхности земли на эту высоту объем ненасыщенного или сухого воздуха, охлаждаясь по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1° на 100 м, охладится на 20° и примет температуру, равную 0°. Этот объем воздуха окажется на 6° холоднее окружающего воздуха, а значит, и тяжелее вследствие большей плотности. Поэтому он начнет

опускаться, стремясь достичь первоначального уровня, т. е. поверхности земли.

Аналогичный результат получится и в случае подъема насыщенного воздуха, если вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабатического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.

Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, так как в этом случае над нижним холодным, а следовательно и тяжелым, воздухом располагается более теплый и легкий воздух.

При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с поверхности земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.

Предположим, например, что ненасыщенный воздух в нижних слоях до высоты 2 км стратифицирован неустойчиво, т. е. его температура

с высотой уменьшается на 1,2° на каждые 100 м, а выше воздух, став насыщенным, имеет устойчивую стратификацию, т. е. его температура понижается уже на 0,6° на каждые 100 м поднятия (рис. 19, б). Попав в такую среду, объем сухого ненасыщенного воздуха станет подниматься по сухоадиабатическому закону, т. е. охлаждаться на 1° на 100 м. Тогда, если его температура у поверхности земли 20°, то на высоте 1 км она станет равной 10°, в то время как температура окружающей среды 8°. Будучи теплее на 2°, а следовательно и легче, этот объем устремится выше. На высоте 2 км он будет теплее окружающей среды уже на 4°, так как его температура достигнет 0°, а температура окружающего воздуха равна -4°. Будучи снова легче, рассматриваемый объем воздуха продолжит свой подъем до высоты 3 км, где его температура станет равной температуре окружающей среды (-10°). После этого свободное поднятие выделенного объема воздуха прекратится.

Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха.

На аэрологических диаграммах нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т. е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатическом и влажноадиабатическом процессах.

На рисунке 20 представлена такая диаграмма. Здесь по вертикали изображены изобары, по горизонтали - изотермы (линии одинакового давления воздуха), наклонные сплошные линии - сухие адиабаты, наклонные прерывистые - влажные адиабаты, пунктирные - линии удельной влажности .На приведенной диаграмме нанесены кривые изменения температуры воздуха с высотой в двух пунктах в один и тот же срок наблюдения - 15 часов 3 мая 1965 г. Слева - кривая температуры по данным радиозонда, выпущенного в Ленинграде, справа - в Ташкенте. Из формы левой кривой изменения температуры с высотой следует, что в Ленинграде воздух устойчив. При этом до изобарической поверхности 500 мб вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,55° на 100 м. В двух небольших слоях (на поверхностях 900 и 700 мб) зарегистрирована изотермия. Это указывает, что над Ленинградом на высотах 1,5-4,5 км находится атмосферный фронт, разделяющий холодные массы воздуха в нижних полутора километрах от теплового воздуха, расположенного выше. Высота уровня конденсации, определяемая положением температурной кривой по отношению к влажной адиабате, находится около 1 км (900 мб).

В Ташкенте воздух имел неустойчивую стратификацию. До высоты 4 км вертикальный градиент температуры был близок к адиабатическому, т. е. на каждые 100 м поднятия температура уменьшалась на 1°, а выше, до 12 км - больше адиабатического. Вследствие сухости воздуха облакообразования не происходило.

Над Ленинградом переход в стратосферу происходил на высоте 9 км (300 мб), а над Ташкентом значительно выше - около 12 км (200 мб).

При устойчивом состоянии атмосферы и достаточной влажности могут образоваться слоистые облака и туманы, а при неустойчивом состоянии и большом влагосодержании атмосферы возникает термическая конвекция, приводящая к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. С состоянием неустойчивости связано образование ливней, гроз, града, малых вихрей, шквала и т.

п. Так называемая «болтанка» самолета, т. е. броски самолета при полете, также вызывается неустойчивым состоянием атмосферы.

Летом обычна неустойчивость атмосферы после полудня, когда нагреваются близкие к земной поверхности слои воздуха. Поэтому ливневые дожди, шквалы и подобные опасные явления погоды чаще наблюдаются после полудня, когда вследствие разбивающейся неустойчивости возникают сильные вертикальные токи - восходящие и нисходящие движения воздуха. По этой причине самолеты, летающие днем на высоте 2-5 км над поверхностью земли, больше подвергаются «болтанке», чем при ночном полете, когда вследствие охлаждения приземного слоя воздуха устойчивость его увеличивается.

Влажность воздуха с высотой также уменьшаете. Почти половина всей влажности сосредоточена в первых полутора километрах атмосферы, а в первых пяти километрах содержится почти 9 / 10 всего водяного пара.

Для иллюстрации ежедневно наблюдаемого характера изменения температуры с высотой в тропосфере и нижней стратосфере в различных районах Земли на рисунке 21 приведены три кривые стратификации до высоты 22-25 км. Эти кривые построены по наблюдениям радиозондов в 3 часа дня: две в январе - Олекминск (Якутия) и Ленинград, а третья в июле - Тахта-Базар (Средняя Азия). Для первой кривой (Олекминск) характерно наличие приземной инверсии, характеризующейся повышением температуры от -48° у поверхности земли до -25° на высоте около 1 км. В этот срок тропопауза над Олекминском находилась на высоте 9 км (температура -62°). В стратосфере наблюдалось повышение температуры с высотой, значение которой на уровне 22 км приближалось к -50°. Вторая кривая, представляющая изменение температуры с высотой в Ленинграде, указывает на наличие небольшой приземной инверсии, затем изотермии в большом слое и понижение температуры в стратосфере. На уровне 25 км температура равна -75°. Третья кривая (Тахта-Базар) сильно отличается от северного пункта - Олекминска. Температура у поверхности земли выше 30°. Тропопауза находится на высоте 16 км, а выше 18 км происходит обычное для южного лета повышение температуры с высотой.

Предыдущая глава::: К содержанию::: Следующая глава

Солнечные лучи, падающие на поверхность земли, нагревают ее. Нагревание же воздуха происходит снизу вверх, т. е. от земной поверхности.

Передача тепла от нижних слоев воздуха в верхние происходит главным образом благодаря подъему теплого, нагретого воздуха вверх и опусканию холодного вниз. Этот процесс нагрева воздуха называется конвекцией .

В других случаях передача тепла вверх происходит благодаря динамической турбулентности . Так называются беспорядочные вихри, возникающие в воздухе вследствие трения его о земную поверхность при горизонтальном перемещении или при трении разных слоев воздуха между собой.

Конвекцию иногда называют термической турбулентностью. Конвекцию и турбулентность объединяют иногда общим названием - обмен .

Охлаждение нижних слоев атмосферы происходит иначе, чем нагревание. Земная поверхность непрерывно теряет тепло в окружающую ее атмосферу путем излучения не видимых для глаза тепловых лучей. Особенно сильно охлаждение становится после захода солнца (в ночные часы). Благодаря теплопроводности прилегающие к земле воздушные массы также постепенно охлаждаются, передавая затем это охлаждение вышележащим слоям воздуха; при этом наиболее интенсивно охлаждаются самые низкие слои.

В зависимости от солнечного нагрева температура нижних слоев воздуха изменяется в течение года и суток, достигая максимума около 13-14 часов. Суточный ход температуры воз духа в разные дни для одного и того же места непостоянен; его величина зависит главным образом от состояния погоды. Таким образом, изменения температуры нижних слоев воздуха связаны с изменениями температуры земной (подстилающей) поверхности.

Изменения температуры воздуха происходят также и от вертикальных перемещений его.

Известно, что воздух при расширении охлаждается, при сжатии - нагревается. В атмосфере при восходящем движении воздух, попадая в области более низкого давления, расширяется и охлаждается, и, наоборот, при нисходящем движении воздух, сжимаясь, нагревается. Изменения температуры воздуха при его вертикальных движениях в значительной степени обусловливают образование и разрушение облаков.

Температура воздуха с высотой обычно понижается. Изменение средней температуры с высотой над Европой летом и зимой приведено в таблице «Средние температуры воздуха над Европой».

Уменьшение температуры с высотой характеризуется вертикальным температурным градиентом . Так называется изменение температуры на каждые 100 м высоты. Для технических и аэронавигационных расчетов вертикальный температурный градиент принимают равным 0,6. Нужно иметь в виду, что это величина непостоянная. Может случиться, что в каком-либо слое воздуха температура с высотой не будет изменяться.

Такие слои называются слоями изотермии .

Весьма часто в атмосфере наблюдается явление, когда в некотором слое температура с высотой даже возрастает. Такие слои атмосферы называются слоями инверсии . Инверсии возникают от различных причин. Одной из них является охлаждение подстилающей поверхности путем излучения в ночное или зимнее время при ясном небе. Иногда, в случае штиля или слабого ветра, приземные слон воздуха также охлаждаются и становятся холоднее вышележащих слоев. В результате на высоте воздух оказывается более теплым, чем внизу. Такие инверсии называются радиационными . Сильные радиационные инверсии наблюдаются обычно над снежным покровом и особенно в горных котловинах, я также при штиле. Слои инверсии простираются до высоты нескольких десятков или сотен метров.

Инверсии возникают также вследствие перемещения (адвекции) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность. Это так называемые адвективные инверсии . Высота этих инверсии - несколько сот метров.

Кроме этих инверсий, наблюдаются инверсии фронтальные и инверсии сжатия. Фронтальные инверсии возникают при натекании теплых воздушных масс на более холодные. Инверсии сжатия возникают при опускании воздуха из верхних слоев атмосферы. При этом опускающийся воздух нагревается иногда настолько сильно, что нижележащие слои его оказываются более холодными.

Инверсии температуры наблюдаются на различных высотах тропосферы, наиболее часто-на высотах около 1 км. Толщина инверсионного слоя может колебаться от нескольких десятков, до нескольких сотен метров. Разность температур при инверсии может достигать 15-20°.

Слои инверсий играют большую роль в погоде. Вследствие того что воздух в слое инверсии теплее нижележащего слоя, воздух нижних слоев не может подняться. Следовательно, слои инверсий задерживают вертикальные движения в нижележащем слое воздуха. При полете под слоем инверсии обычно наблюдается рему («болтанка»). Выше же слоя инверсии полет самолета обычно происходит нормально. Под слоями инверсий развиваются так называемые волнистые облака.

Температура воздуха оказывает влияние на технику пилотирования и эксплуатацию материальной части. При температурах у земли ниже -20° застывает масло, поэтому заливать его приходится в подогретом состоянии. В полете при низких температурах интенсивно охлаждается вода в охлаждающей системе мотора. При повышенных же температурах (выше+30°) может получиться перегрев мотора. Температура воздуха влияет также и на работоспособность экипажа самолета. При низкой температуре, доходящей в стратосфере до -56°, требуется специальное обмундирование для экипажа.

Температура воздуха имеет весьма большое значение для прогноза погоды.

Измерение температуры воздуха во время полета на самолете производится при помощи электрических термометров, прикрепляемых на самолете. При измерении температуры воздуха необходимо иметь в виду, что вследствие больших скоростей современных самолетов термометры дают ошибки. Большие скорости самолетов вызывают повышение температуры самого термометра, обусловленное трением его резервуара о воздух и влиянием нагрева вследствие сжатия воздуха. Нагревание от трения с повышением скорости полета самолета возрастает и выражается следующими величинами:

Скорость в км/час …………. 100 200 З00 400 500 600

Нагревание от трения ……. 0°,34 1°,37 3°.1 5°,5 8°,6 12°,б

Нагревание же от сжатия выражается следующими величинами:

Скорость в км/час …………. 100 200 300 400 500 600

Нагревание от сжатия ……. 0°,39 1°,55 3°,5 5°,2 9°,7 14°,0

Искажения показаний термометра, установленного на самолете, при полете в облаках на 30 % меньше приведенных выше величин, вследствие того что часть тепла, возникающего при трении и сжатии, расходуется на испарение воды, сконденсированной в воздухе в виде капель.

Температура воздуха. Единицы измерения, изменение температуры с высотой. Инверсия, изотермия, Виды инверсий, Адиабатический процесс.

Температура воздуха — это величина, характеризующая её тепловое состояние. Она выражается или в градусах Цельсия (ºС по стоградусной шкале или в Кельвинах (К) по абсолютной шкале. Переход от температуры в Кельвинах к температуре в градусах Цельсия выполняется по формуле

t = T-273º

Для нижнего слоя атмосферы (тропосферы) характерно понижение температуры с высотой, составляющее 0,65ºС на 100м.

Это изменение температуры с высотой на 100м называется вертикальным градиентом температуры. Зная температуру у поверхности земли и используя значение вертикального градиента можно вычислить приблизительную температуру на любой высоте (например, при температуре у поверхности земли +20ºС на высоте 5000м температура будет равна:

20º- (0,65*50) = — 12.,5.

Вертикальный градиент γ не является постоянной величиной и зависит от типа воздушной массы, времени суток и сезона года, характера подстилающей поверхности и других причин. При понижении температуры с высотой γ считается положительным, если температура с высотой не изменяется, то γ= 0 слои называются изотермическими . Слои атмосферы, где происходит повышение температуры с высотой (γ < 0), называются инверсионными . В зависимости от величины вертикального градиента температуры состояние атмосферы может быть устойчивым, неустойчивым или безразличным по отношению к сухому (не насыщенному) или насыщенному воздуху.

Понижение температуры воздуха при его подъёме происходит адиабатически , то есть без теплообмена воздушных частиц с окружающей средой. Если воздушная частица поднимается вверх, то имеет место расширение её объёма, при этом внутренняя энергия частицы уменьшается.

Если частица опускается, при этом она сжимается и её внутренняя энергия увеличивается. Из этого следует, что при восходящем движении объёма воздуха температура его понижается, а при нисходящем — повышается. Эти процессы играют важную роль в образовании и развитии облаков.

Горизонтальный градиент — это температура выраженная в градусах на расстоянии 100км. При переходе из холодной ВМ в теплую и из тёплой в холодную может превышать 10º на 100км.

Виды инверсий.

Инверсии являются задерживающими слоями, они гасят вертикальные движения воздуха, под ними происходит скопление водяного пара или других твердых частиц, ухудшающих видимость, образование тумана и различных форм облаков. Слои инверсий являются тормозящими слоями и для горизонтальных движений воздуха. Во многих случаях эти слои являются поверхностями разрыва ветра. Инверсии в тропосфере могут наблюдаться у поверхности земли и на больших высотах. Мощным слоем инверсии является тропопауза.

В зависимости от причин возникновения различают следующие типы инверсий:

1. Радиационные – результат охлаждения приземного слоя воздуха, обычно в ночное время.

2. Адвективные – при перемещении теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность.

3. Сжатия или опускания – формируются в центральных частях малоподвижных антициклонов.

Задача:

Известно, что на высоте 750 метров над уровнем моря температура составляет +22 о С. Определите температуру воздуха на высоте:

а) 3500 метров над уровнем моря

б) 250 метров над уровнем моря

Решение:

Нам известно, что при изменении высоты на 1000 метров (1 км) температура воздуха изменяется на 6 о С. Причём, при увеличении высоты температура воздуха понижается, а при уменьшении - повышается.

а) 1. Определим разницу высот: 3500 м -750 м = 2750 м = 2,75 км

2. Определим разницу температур воздуха: 2,75 км × 6 о С = 16,5 о С

3. Определим температуру воздуха на высоте 3500 м: 22 о С - 16,5 о С = 5,5 о С

Ответ: на высоте 3500 м температура воздуха составляет 5,5 о С.

б) 1. Определим разницу высот: 750 м -250 м = 500 м = 0,5 км

2. Определим разницу температур воздуха: 0,5 км × 6 о С = 3 о С

3. Определим температуру воздуха на высоте 250 м: 22 о С + 3 о С = 25 о С

Ответ: на высоте 250 м температура воздуха составляет 25 о С.

2. Определение атмосферного давления в зависимости от высоты

Задача:

Известно, что на высоте 2205 метров над уровнем моря атмосферное давление составляет 550 мм ртутного столба. Определите атмосферное давление на высоте:

а) 3255 метров над уровнем моря

б) 0 метров над уровнем моря

Решение:

Нам известно, что при изменении высоты на 10,5 метров атмосферное давление изменяется на 1 мм рт. ст. Причём, при увеличении высоты атмосферное давление понижается, а при уменьшении - повышается.

а) 1. Определим разницу высот: 3255 м - 2205 м = 1050 м

2. Определим разницу атмосферного давления: 1050 м: 10,5 м = 100 мм рт.ст.

3. Определим атмосферное давление на высоте 3255 м: 550 мм рт.ст. - 100 мм рт.ст. = 450 мм рт.ст.

Ответ: на высоте 3255 м атмосферное давление составляет 450 мм ртутного столба..

б) 1. Определим разницу высот: 2205 м - 0 м = 2205 м

2. Определим разницу атмосферного давления: 2205 м: 10,5 м = 210 мм рт. ст.

3. Определим атмосферное давление на высоте 0 м: 550 мм рт.ст. + 210 мм рт. ст. = 760 мм рт. ст.

Ответ: на высоте 0 м атмосферное давление составляет 760 мм ртутного столба.

3. Шкала Бофорта

(шкала скорости ветра)

Практический материал для урока географии в 6 классе - УМК: О.А. Климанова, В.В. Климанов, Э.В. Ким. Для рассмотрения предлагаются задачи по теме «Температура воздуха».

Решение географических задач способствует активному усвоению курса географии, формирует общеучебные и специальные географические навыки.

Цели:

Развитие умений высчитывать температуру воздуха на разных высотах, вычислять высоту;

Развитие способностей анализировать, делать выводы.

Как изменяется температура с высотой?

При изменении высоты на 1000 метров (1 км) температура воздуха изменяется на 6°С (при увеличении высоты температура воздуха понижается, а при уменьшении - повышается).

Географические задачи:

1.На вершине горы температура -5 градусов высота горы 4500 м. Определите температуру у подножия горы?

Решение:

На каждый километр вверх температура воздуха понижается на 6 градусов, то есть, если высота горы 4500 или 4,5 км получается, что:

1) 4,5 х 6 = 27 градусов. Это значит, что на 27 градусов понизилась температура, а если на вершине - 5 градусов, то у подножия горы будет:

2) - 5 + 27 = 22 градуса у подножия горы

Ответ: 22 градуса у подножия горы

2.Определите температуру воздуха на вершине горы 3 км, если у подножия горы она составила + 12 градусов.

Решение:

Если через 1 км температура понижается на 6 градусов, следовательно

Ответ: - 6 градусов на вершине горы

3. На какую высоту поднялся самолет, если за его бортом температура -30°С, а у поверхности Земли +12°С?

Решение:

2) 42: 6 = 7 км

Ответ: самолёт поднялся на высоту 7 км

4. Какова температура воздуха на вершине Памире, если в июле у подножия она составляет +36°С? Высота Памира 6 км.

Решение:

Ответ: 0 градусов на вершине горы

5. Определите температуру воздуха за бортом самолета, если температура воздуха у поверхности земли равна 31 градус, а высота полета - 5 км?

Решение:

Ответ : 1 градус температура за бортом самолета

Голубая планета...

Эта тема должна была появится на сайте одной из первых. Ведь и вертолеты – атмосферные летательные аппараты. Атмосфера Земли – их, так сказать, среда обитания:-). А физические свойства воздуха как раз и определяют качество этого обитания:-). То есть это одна из основ. И об основе всегда пишут вначале. Но сообразил я об этом только сейчас. Однако лучше, как известно, поздно, чем никогда… Коснемся этого вопроса, в дебри и ненужные сложности однако не залезая:-).

Итак… Атмосфера Земли . Это газовая оболочка нашей голубой планеты. Такое название всем известно. А почему голубая? Просто потому, что «голубая» (а также синяя и фиолетовая) составляющая солнечного света (спектра) наиболее хорошо рассеивается в атмосфере, окрашивая ее тем самым в голубовато-синеватые, иногда с оттенком фиолетового тона (в солнечный день, конечно:-)).

Состав атмосферы Земли.

Состав атмосферы достаточно широк. Перечислять в тексте все составляющие не буду, для этого есть хорошая иллюстрация.Состав всех этих газов практически постоянен, за исключением углекислого газа (СО 2 ). Кроме того в атмосфере обязательно содержится вода в виде паров, взвеси капель или кристаллов льда. Количество воды непостоянно и зависит от температуры и, в меньшей степени, от давления воздуха. Кроме того атмосфера Земли (особенно нынешняя) содержит и определенное количество я бы сказал «всякой гадости»:-). Это SO 2 , NH 3 , CO , HCl , NO , кроме того есть там пары ртути Hg . Правда все это находится там в небольших количествах, слава богу:-).

Атмосферу Земли принято делить на несколько следующих друг за другом по высоте над поверхностью зон.

Первая, самая близкая к земле - это тропосфера . Это самый нижний и, так сказать, основной слой для жизнедеятельности разного вида. В нем содержится 80% массы всего атмосферного воздуха (хотя по объему она составляет всего около 1% всей атмосферы) и около 90% всей атмосферной воды. Основная масса всех ветров, облаков, дождей и снегов 🙂 — оттуда. Тропосфера простирается до высот порядка 18 км в тропических широтах и до 10 км в полярных. Температура воздуха в ней падает с подъемом на высоту примерно 0,65º на каждые 100 м.

Атмосферные зоны.

Зона вторая – стратосфера . Надо сказать, что между тропосферой и стратосферой выделяют еще одну узкую зону – тропопаузу . В ней прекращается падение температуры с высотой. Тропопауза имеет среднюю толщину 1,5- 2 км, но границы ее нечетки и тропосфера часто перекрывает стратосферу.

Так вот стратосфера имеет высоту в среднем от 12 км до 50 км. Температура в ней до 25 км остается неизменной (порядка -57ºС), затем где-то до 40 км повышается примерно до 0ºС и далее до 50 км остается неизменной. Стратосфера – относительно спокойная часть атмосферы земли. Неблагоприятные погодные условия в ней практически отсутствуют. Именно в стратосфере располагается знаменитый озоновый слой на высотах от 15-20 км до 55-60 км.

Далее следует небольшой пограничный слой стратопауза , температура в которой сохраняется около 0ºС, и затем следующая зона мезосфера. Она простирается до высот 80-90 км, и в ней температура падает примерно до 80ºС. В мезосфере обычно становятся видны мелкие метеоры, которые начинают в ней светиться и там же сгорают.

Следующий узкий промежуток – мезопауза и за ней зона термосфера . Ее высота – до 700-800 км. Здесь температура опять начинает повышаться и на высотах порядка 300 км может достигать величин порядка 1200ºС. Далее она остается постоянной. Внутри термосферы до высоты около 400 км расположена ионосфера. Здесь воздух сильно ионизирован из-за воздействия солнечной радиации и обладает большой электропроводностью.

Следующая и, вобщем-то, последняя зона – экзосфера . Это так называемая зона рассеяния . Здесь в основном присутствует очень сильно разреженный водород и гелий (с преобладанием водорода). На высотах порядка 3000 км экзосфера переходит в ближнекосмический вакуум.

Вот примерно где-то так. Почему примерно? Потому что слои эти достаточно условны. Возможны различные изменения высоты, состава газов, воды, величины температуры, ионизации и так далее. Кроме того существует еще немало терминов, определяющих строение и состояние атмосферы земли.

Например гомосфера и гетеросфера . В первой атмосферные газы хорошо перемешаны, и их состав достаточно однороден. Вторая расположена выше первой и такого перемешивания там уже практически нет. Газы в ней разделяет гравитация. Граница между этими слоями расположена на высоте 120 км, и называется она турбопауза .

С терминами пожалуй покончим, но обязательно еще добавлю, что условно принято считать, что граница атмосферы расположена на высоте 100 км над уровнем моря. Эта граница называется Линия Кармана .

Добавлю еще две картинки для иллюстрации строения атмосферы. Первая, правда, на немецком, но зато полная и достаточно легка в понимании:-). Ее можно увеличить и хорошо рассмотреть. Вторая показывает изменение температуры атмосферы с высотой.

Строение атмосферы Земли.

Изменение температуры воздуха с высотой.

Современные пилотируемые орбитальные космические аппараты летают на высотах около 300-400 км . Однако это уже не авиация, хотя область, конечно, в определенном смысле близкородственная, и мы о ней еще непременно поговорим:-).

Зона авиации – это тропосфера. Современные атмосферные летательные аппараты могут летать и в нижних слоях стратосферы. Например практический потолок МИГ-25РБ – 23000 м .

Полет в стратосфере.

И именно физические свойства воздуха тропосферы определяют каким будет полет, насколько будет эффективна система управления самолета, как будет влиять на него турбулентность в атмосфере, как будут работать двигатели.

Первое основное свойство – это температура воздуха . В газодинамике она может определяться по шкале Цельсия либо по шкале Кельвина .

Температура t 1 на заданной высоте Н по шкале Цельсия определяется:

t 1 = t — 6,5Н , где t – температура воздуха у земли.

Температура по шкале Кельвина называется абсолютной температурой , ноль по этой шкале – это абсолютный ноль. При абсолютном нуле прекращается тепловое движение молекул. Абсолютный ноль по шкале Кельвина соответствует -273º по шкале Цельсия.

Соответственно температура Т на высоте Н по шкале Кельвина определяется:

T = 273K + t — 6,5H

Давление воздуха . Атмосферное давление измеряется в Паскалях (Н/м 2), в старой системе измерения в атмосферах (атм.). Существует еще такое понятие как барометрическое давление. Это давление, измеренное в миллиметрах ртутного столба при помощи ртутного барометра. Барометрическое давление (давление на уровне моря) равное 760 мм рт. ст. называется стандартным. В физике 1 атм. как раз и равна 760 мм рт.ст.

Плотность воздуха . В аэродинамике чаще всего пользуются таким понятием, как массовая плотность воздуха. Это масса воздуха в 1 м 3 объема. Плотность воздуха с высотой меняется, воздух становится более разреженным.

Влажность воздуха . Показывает количество воды, находящееся в воздухе. Существует понятие «относительная влажность ». Это отношение массы водяного пара к максимально возможной при данной температуре. Понятие 0%, то есть когда воздух совершенно сухой может существовать вобщем-то только в лаборатории. С другой стороны 100%-ная влажность вполне реальна. Это означает, что воздух впитал в себя всю воду, которую мог впитать. Что-то типа абсолютно «полной губки». Высокая относительная влажность снижает плотность воздуха, а малая, соответственно повышает.

В связи с тем, что полеты самолетов происходят при разных атмосферных условиях, то и их полетные и аэродинамические параметры на одном режиме полета могут быть различными. Поэтому для правильной оценки этих параметров введена Международная стандартная атмосфера (МСА) . Она показывает изменение состояния воздуха с подъемом на высоту.

За основные приняты параметры состояния воздуха при нулевой влажности:

давление P = 760 мм рт. ст. (101,3 кПА);

температура t = +15°C (288 К);

массовая плотность ρ = 1,225 kg/m 3 ;

Для МСА принято (как уже было сказано выше:-)), что температура падает в тропосфере на 0,65º на каждые 100 метров высоты.

Стандартная атмосфера (пример до 10000 м).

Таблицы МСА используются при градуировании приборов, а также для штурманских и инженерных расчетов.

Физические свойства воздуха включают в себя также такие понятия как инертность, вязкость и сжимаемость.

Инертность — свойство воздуха, характеризующее его способность сопротивляться изменению состояния покоя или равномерного прямолинейного движения. Мерой инертности является массовая плотность воздуха. Чем она выше, тем выше инертность и сила сопротивления среды при движении в ней самолета.

Вязкость . Определяет сопротивление трения об воздух при движении самолета.

Сжимаемость определяет изменение плотности воздуха при изменении давления. На малых скоростях движения летательного аппарата (до 450 км/ч) изменения давления при обтекании его воздушным потоком не происходит, но при больших скоростях начинает проявляться эффект сжимаемости. Особенно сказывается его влияние на сверхзвуке. Это отдельная область аэродинамики и тема для отдельной статьи:-).

Ну вот кажется пока все… Пора закончить это слегка нудноватое перечисление, без которого однако не обойтись:-). Атмосфера Земли , ее параметры, физические свойства воздуха также важны для летательного аппарата, как и параметры самого аппарата, и о них нельзя было не упомянуть.

Пока, до следующих встреч и более интересных тем 🙂 …

P.S. На сладкое предлагаю посмотреть ролик снятый из кабины спарки МИГ-25ПУ при его полете в стратосферу. Снимал, видимо, турист, у которого есть деньги для таких полетов:-). Снято в основном все через лобовое стекло. Обратите внимание на цвет неба…

Все, кто летал на самолете, привыкли к сообщению такого рода: «наш полет проходит на высоте 10 000 м, температура за бортом - 50 °С». Кажется, ничего особенного. Чем дальше от нагретой Солнцем поверхности Земли, тем холоднее. Многие думают, что понижение температуры с высотой идет непрерывно и постепенно температура падает, приближаясь к температуре космоса. Между прочем, так думали ученые вплоть до конца 19 века.

Разберемся подробнее с распределением температуры воздуха над Землей. Атмосферу подразделяют на несколько слоев, которые и отражают в первую очередь характер изменения температуры.

Нижний слой атмосферы называется тропосферой , что означает „сфера поворота". Все перемены погоды и климата являются результатом физических процессов, происходящих именно в этом слое. Верхняя граница этого слоя располагается там, где уменьшение температуры с высотой сменяется ее возрастанием,— примерно на высоте 15—16 км над экватором и 7—8 км над полюсами. Как и сама Земля, атмосфера под влиянием вращения нашей планеты тоже несколько сплющена над полюсами и разбухает над экватором. Однако этот эффект выражен в атмосфере значительно сильнее, чем в твердой оболочке Земли. В направлении от поверхности Земли к верхней границе тропосферы температура воздуха понижается. Над экватором минимальная температура воздуха составляет около —62°С, а над полюсами около —45°С. В умеренных широтах более 75% массы атмосферы находится в тропосфере. В тропиках же в пределах тропосферы находится около 90% массы атмосферы.

В 1899 г. в вертикальном профиле температуры на некоторой высоте был обнаружен ее минимум, а затем температура незначительно повышалась. Начало этого повышения означает переход к следующему слою атмосферы — к стратосфере , что означает „сфера слоя". Термин стратосфера означает и отражает прежнее представление о единственности слоя, лежащего выше тропосферы. Стратосфера простирается до высоты около 50 км над земной поверхностью. Особенностью ее является, в частности, резкое повышение температуры воздуха. Это повышение температуры объясняют реакцией образования озона — одной из главных химических реакций, происходящих в атмосфере.

Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км, но в целом слой озона представляет собой сильно растянутую по высоте оболочку, охватывающую почти всю стратосферу. Взаимодействие кислорода с ультрафиолетовыми лучами — один из благоприятных процессов в земной атмосфере, способствующих поддержанию жизни на Земле. Поглощение озоном этой энергии препятствует излишнему поступлению ее на земную поверхность, где создается именно такой уровень энергии, который пригоден для существования земных форм жизни. Озоносфера поглощает часть лучистой энергии, проходщей через атмосферу. В результате этого в озоносфере устанавливается вертикальный градиент температуры воздуха примерно 0,62°С на 100 м, т. е, температура повышается с высотой вплоть до верхнего предела стратосферы — стратопаузы (50 км), достигая, по некоторым данным, 0 °С.

На высотах от 50 до 80 км располагается слой атмосферы, называемый мезосферой . Слово „мезосфера" означает „промежуточная сфера", здесь температура воздуха продолжает понижаться с высотой. Выше мезосферы, в слое, называемом термосферой , температура снова растет с высотой примерно до 1000°С, а затем очень быстро падает до —96°С. Однако падает не беспредельно, потом температура снова увеличивается.

Термосфера является первым слоем ионосферы . В отличие от упомянутых ранее слоев, ионосфера выделена не по температурному признаку. Ионосфера является областью, имеющей электрическую природу, благодаря которой становятся возможными многие виды радиосвязи. Ионосферу делят на несколько слоев, обозначая их буквами D, Е, F1 и F2 Эти слои имеют и особые названия. Разделение на слои вызвано несколькими причинами, среди которых самая важная—неодинаковое влияние слоев на прохождение радиоволн. Самый нижний слой, D, в основном поглощает радиоволны и тем самым препятствует дальнейшему их распространению. Лучше всего изученный слой Е расположен на высоте примерно 100 км над земной поверхностью. Его называют также слоем Кеннелли — Хевисайда по именам американского и английского ученых, которые одновременно и независимо друг от друга обнаружили его. Слой Е, подобно гигантскому зеркалу, отражает радиоволны. Благодаря этому слою длинные радиоволны проходят более далекие расстояния, чем следовало бы ожидать, если бы они распространялись только прямолинейно, не отражаясь от слоя Е. Аналогичные свойства имеет и слой F. Его называют также слоем Эпплтона. Вместе со слоем Кеннелли—Хевисайда он отражаем радиоволны к наземным радиостанциями Такое отражение может происходить под различными углами. Слой Эпплтона расположен на высоте около 240 км.

Самая внешняя область атмосферы, второй слой ионосферы, часто называется экзосферой . Этот термин указывает на существование окраины космоса вблизи Земли. Определить, где именно кончается атмосфера и начинается космос, трудно, поскольку с высотой плотность атмосферных газов уменьшается постепенно и сама атмосфера плавно превращается почти в вакуум, в котором встречаются лишь отдельные молекулы. Уже на высоте примерно 320 км плотность атмосферы настолько мала, что молекулы, не сталкиваясь друг с другом, могут проходить путь более 1 км. Самая внешняя часть атмосферы служит как бы ее верхней границей, которая располагается на высотах от 480 до 960 км.

Подробнее о процессах а атмосфере можно узнать на сайте «Земной климат»