Razele Soarelui, la trecerea prin substante transparente, le incalzesc foarte slab. Acest lucru se datorează faptului că lumina directă a soarelui practic nu încălzește aerul atmosferic, ci încălzește puternic suprafața pământului, care este capabilă să transfere energie termică straturilor de aer adiacente. Pe măsură ce se încălzește, aerul devine mai ușor și se ridică mai sus. În straturile superioare, aerul cald se amestecă cu aerul rece, dându-i o parte din energia termică.

Cu cât aerul încălzit crește mai mult, cu atât se răcește mai mult. Temperatura aerului la o altitudine de 10 km este constantă și este de -40-45 °C.

O trăsătură caracteristică a atmosferei Pământului este scăderea temperaturii aerului odată cu înălțimea. Uneori există o creștere a temperaturii pe măsură ce crește altitudinea. Numele unui astfel de fenomen este inversarea temperaturii (permutarea temperaturilor).

Schimbarea temperaturii

Apariția inversiilor se poate datora răcirii suprafeței pământului și a stratului de aer adiacent într-o perioadă scurtă de timp. Acest lucru este posibil și atunci când aerul rece dens se deplasează de pe versanții munților în văi.În timpul zilei, temperatura aerului se modifică continuu. În timpul zilei, suprafața pământului se încălzește și încălzește stratul inferior de aer. Noaptea, odată cu răcirea pământului, aerul se răcește. Este cel mai rece în zori și cel mai cald după-amiaza.

Nu există fluctuații de temperatură diurnă în zona ecuatorială. Temperaturile de noapte și de zi sunt aceleași. Amplitudinile diurne pe coastele mărilor, oceanelor și deasupra suprafeței lor sunt nesemnificative. Dar în zona deșertică, diferența dintre temperaturile de noapte și de zi poate ajunge la 50-60 ° C.

În zona temperată, cantitatea maximă de radiație solară de pe Pământ cade în zilele solstițiilor de vară. Dar cea mai tare lună este iulie în emisfera nordică și ianuarie în sud. Acest lucru se explică prin faptul că, în ciuda faptului că radiația solară este mai puțin intensă în aceste luni, o cantitate uriașă de energie termică este emisă de suprafața pământului foarte încălzită.

Amplitudinea anuală a temperaturii este determinată de latitudinea unei anumite zone. De exemplu, la ecuator este constantă și este de 22-23 ° C. Cele mai mari amplitudini anuale se observă în regiunile de latitudini medii și adânci pe continente.

Temperaturile absolute și medii sunt, de asemenea, caracteristice oricărei zone. Temperaturile absolute sunt determinate prin observații pe termen lung la stațiile meteo. Cea mai fierbinte zonă de pe Pământ este Deșertul Libian (+58°C), iar cea mai rece este Stația Vostok din Antarctica (-89,2°C).

Temperaturile medii sunt setate la calcularea mediei aritmetice a mai multor citiri ale termometrului. Așa se determină temperaturile medii zilnice, medii lunare și medii anuale.

Pentru a afla cum este distribuită căldura pe Pământ, temperaturile sunt reprezentate pe o hartă și punctele cu aceleași valori sunt conectate. Liniile rezultate se numesc izoterme. Această metodă vă permite să identificați anumite modele în distribuția temperaturilor. Astfel, cele mai ridicate temperaturi se înregistrează nu la ecuator, ci în deșerturile tropicale și subtropicale. Este caracteristică o scădere a temperaturilor de la tropice la poli în două emisfere. Având în vedere că în emisfera sudică, corpurile de apă ocupă o suprafață mai mare decât pământul, amplitudinile temperaturii dintre lunile cele mai calde și cele mai reci sunt mai puțin pronunțate acolo decât în ​​emisfera nordică.

După localizarea izotermelor, se disting șapte zone termice: 1 caldă, 2 moderată, 2 reci, 2 zone de permafrost.

Continut Asemanator:

inversiune

cresterea temperaturii aerului cu inaltimea in loc de scaderea obisnuita

Descrieri alternative

O stare excitată a materiei în care numărul de particule la o energie mai mare. nivelul depășește numărul de particule la un nivel inferior (fizică)

Inversarea direcției câmpului magnetic al Pământului se observă la intervale de timp de la 500 de mii de ani la 50 de milioane de ani.

Schimbarea poziției normale a elementelor, plasarea lor în ordine inversă

Termen lingvistic pentru schimbarea ordinii obișnuite a cuvintelor într-o propoziție

Ordine inversă, ordine inversă

Operație logică „nu”

Rearanjarea cromozomală asociată cu rotația secțiunilor individuale ale cromozomului cu 180

Transformarea conformă a planului sau spațiului euclidian

Permutarea în matematică

Un dispozitiv dramatic care demonstrează rezultatul conflictului la începutul piesei

În metrologie, o modificare anormală a unui parametru

O stare a materiei în care nivelurile superioare de energie ale particulelor sale constitutive sunt mai „populate” de particule decât cele inferioare

În chimia organică, procesul de descompunere a unei zaharide

Schimbarea ordinii cuvintelor într-o propoziție

Schimbarea ordinii cuvintelor pentru accentuare

dâră albă în spatele avionului

Schimbarea ordinii cuvintelor

Ordinea inversă a elementelor

Schimbarea ordinii normale a cuvintelor dintr-o propoziție pentru a spori expresivitatea vorbirii

În primele secțiuni, ne-am familiarizat în termeni generali cu structura atmosferei pe verticală și cu schimbările de temperatură cu înălțimea.

Aici luăm în considerare câteva caracteristici interesante ale regimului de temperatură în troposferă și în sferele supraiacente.

Temperatura și umiditatea în troposferă. Troposfera este cea mai interesantă zonă, deoarece aici se formează procese de formare a rocii. În troposferă, așa cum sa menționat deja în capitolul I, temperatura aerului scade odată cu înălțimea cu o medie de 6° pe kilometru de altitudine sau cu 0,6° la 100. m. Această valoare a gradientului vertical de temperatură este observată cel mai des și este definită ca media multor măsurători. De fapt, gradientul vertical de temperatură în latitudinile temperate ale Pământului este variabil. Depinde de anotimpurile anului, momentul zilei, natura proceselor atmosferice și în straturile inferioare ale troposferei - în principal de temperatura suprafeței subiacente.

În sezonul cald, când stratul de aer adiacent suprafeței pământului este suficient de încălzit, este caracteristică o scădere a temperaturii cu înălțimea. Cu o încălzire puternică a stratului de suprafață de aer, valoarea gradientului vertical de temperatură depășește chiar și 1 ° la fiecare 100 mînălţa.

Iarna, cu o răcire puternică a suprafeței pământului și a stratului de suprafață de aer, în loc de scădere, se observă o creștere a temperaturii odată cu înălțimea, adică are loc o inversare a temperaturii. Cele mai puternice și mai puternice inversiuni se observă în Siberia, în special în Yakutia iarna, unde predomină vremea senină și calmă, ceea ce contribuie la radiația și răcirea ulterioară a stratului de aer de suprafață. Foarte des, inversarea temperaturii aici se extinde la o înălțime de 2-3 km, iar diferența dintre temperatura aerului de la suprafața pământului și limita superioară a inversării este adesea de 20-25°. Inversiunile sunt, de asemenea, caracteristice regiunilor centrale ale Antarcticii. Iarna se află în Europa, în special în partea de est, Canada și alte zone. Mărimea schimbării temperaturii cu înălțimea (gradientul de temperatură vertical) determină în mare măsură condițiile meteorologice și tipurile de mișcare a aerului în direcția verticală.

Atmosferă stabilă și instabilă. Aerul din troposferă este încălzit de suprafața subiacentă. Temperatura aerului se modifică cu altitudinea și cu presiunea atmosferică. Când acest lucru se întâmplă fără schimb de căldură cu mediul, atunci un astfel de proces se numește adiabatic. Aerul în creștere funcționează în detrimentul energiei interne, care este cheltuită pentru depășirea rezistenței externe. Prin urmare, atunci când se ridică, aerul se răcește, iar când coboară, se încălzește.

Modificările de temperatură adiabatice apar în funcţie de adiabatic uscatși legi adiabatice umede.

În consecință, se disting și gradienții verticali de modificare a temperaturii cu înălțimea. Gradient adiabatic uscat este modificarea temperaturii aerului nesaturat uscat sau umed la fiecare 100 m ridicați-l și coborâți-l cu 1 °, A gradient adiabatic umed este scăderea temperaturii aerului umed saturat la fiecare 100 m altitudine mai mică de 1°.

Când aerul uscat, sau nesaturat, urcă sau scade, temperatura acestuia se schimbă conform legii adiabatice uscate, adică, respectiv, scade sau crește cu 1 ° la fiecare 100 m. Această valoare nu se modifică până când aerul, la urcare, ajunge într-o stare de saturație, adică. nivelul de condensare vapor de apă. Peste acest nivel, din cauza condensului, începe să se elibereze căldura latentă de vaporizare, care este folosită pentru încălzirea aerului. Această căldură suplimentară reduce cantitatea de răcire a aerului pe măsură ce se ridică. O creștere suplimentară a aerului saturat are loc deja conform legii adiabatice umede, iar temperatura acestuia nu scade cu 1 ° la 100 m, dar mai putin. Deoarece conținutul de umiditate al aerului depinde de temperatura acestuia, cu cât temperatura aerului este mai mare, cu atât se eliberează mai multă căldură în timpul condensului și cu cât temperatura este mai mică, cu atât mai puțină căldură. Prin urmare, gradientul adiabatic umed în aerul cald este mai mic decât în ​​aerul rece. De exemplu, la o temperatură a aerului saturat în creștere lângă suprafața pământului de +20 °, gradientul adiabatic umed în troposfera inferioară este de 0,33-0,43 ° la 100 m, iar la o temperatură de minus 20 °, valorile sale variază de la 0,78° până la 0,87° la 100 m.

De presiunea aerului depinde și gradientul adiabatic umed: cu cât presiunea aerului este mai mică, cu atât gradientul adiabatic umed este mai mic la aceeași temperatură inițială. Acest lucru se datorează faptului că la presiune scăzută, densitatea aerului este, de asemenea, mai mică, prin urmare, căldura de condensare eliberată este utilizată pentru a încălzi o masă mai mică de aer.

Tabelul 15 prezintă valorile medii ale gradientului adiabatic umed la diferite temperaturi și valori

presiune 1000, 750 și 500 mb, care corespunde aproximativ cu suprafaţa pământului şi înălţimi de 2,5-5,5 km.

În sezonul cald, gradientul vertical de temperatură este în medie de 0,6-0,7° la 100 mînălţa.

Cunoscând temperatura de la suprafața pământului, este posibil să se calculeze valorile aproximative ale temperaturii la diferite înălțimi. Dacă, de exemplu, temperatura aerului la suprafața pământului este de 28°, atunci, presupunând că gradientul vertical de temperatură este în medie de 0,7° la 100°C. m sau 7° pe kilometru, obținem asta la o înălțime de 4 km temperatura este de 0°. Gradientul de temperatură în timpul iernii la latitudinile mijlocii deasupra pământului depășește rar 0,4-0,5 ° la 100 m: Există cazuri frecvente când în straturi separate de aer temperatura aproape nu se schimbă cu înălțimea, adică are loc izotermia.

După mărimea gradientului vertical de temperatură a aerului, se poate judeca natura echilibrului atmosferei - stabil sau instabil.

La echilibru stabil masele atmosferice de aer nu tind să se deplaseze pe verticală. În acest caz, dacă un anumit volum de aer este deplasat în sus, acesta va reveni la poziția inițială.

Echilibrul stabil apare atunci când gradientul vertical de temperatură al aerului nesaturat este mai mic decât gradientul adiabatic uscat, iar gradientul vertical de temperatură al aerului saturat este mai mic decât cel adiabatic umed. Dacă, în această condiție, un volum mic de aer nesaturat este ridicat printr-o acțiune externă la o anumită înălțime, atunci de îndată ce acțiunea forței externe încetează, acest volum de aer va reveni la poziția anterioară. Acest lucru se întâmplă deoarece volumul crescut de aer, după ce a cheltuit energia internă pentru expansiunea sa, a fost răcit cu 1 ° la fiecare 100 m(după legea adiabatică uscată). Dar, deoarece gradientul vertical de temperatură al aerului înconjurător era mai mic decât cel adiabatic uscat, s-a dovedit că volumul de aer ridicat la o înălțime dată avea o temperatură mai scăzută decât aerul ambiant. Având o densitate mai mare decât aerul din jur, trebuie să se scufunde până când ajunge la starea inițială. Să arătăm asta cu un exemplu.

Să presupunem că temperatura aerului de lângă suprafața pământului este de 20°, iar gradientul vertical de temperatură în stratul luat în considerare este de 0,7° la 100°C. m. Cu această valoare a gradientului, temperatura aerului la o înălțime de 2 km va fi egal cu 6° (Fig. 19, A). Sub influența unei forțe externe, un volum de aer nesaturat sau uscat ridicat de la suprafața pământului la această înălțime, răcindu-se conform legii adiabatice uscate, adică cu 1 ° la 100 m, se va răci cu 20 ° și va lua o temperatură egală cu 0 °. Acest volum de aer va fi cu 6° mai rece decât aerul din jur și, prin urmare, mai greu datorită densității sale mai mari. Așa că începe

coboara, incercand sa ajunga la nivelul initial, adica suprafata pamantului.

Un rezultat similar se va obtine si in cazul aerului saturat in crestere, daca gradientul vertical al temperaturii ambientale este mai mic decat cel adiabatic umed. Prin urmare, într-o stare stabilă a atmosferei într-o masă omogenă de aer, nu există o formare rapidă a norilor cumulus și cumulonimbus.

Cea mai stabilă stare a atmosferei se observă la valori mici ale gradientului vertical de temperatură, și mai ales în timpul inversiilor, deoarece în acest caz aerul mai cald și mai ușor este situat deasupra aerului rece inferior și, prin urmare, greu.

La echilibrul instabil al atmosferei volumul de aer ridicat de la suprafața pământului nu revine la poziția inițială, ci își păstrează mișcarea ascendentă până la un nivel la care temperaturile aerului care se ridică și din jur sunt egalizate. Starea instabilă a atmosferei este caracterizată de gradienți verticali mari de temperatură, care sunt cauzate de încălzirea straturilor inferioare de aer. În același timp, masele de aer s-au încălzit dedesubt, pe măsură ce cele mai ușoare, se repezi în sus.

Să presupunem, de exemplu, că aerul nesaturat în straturile inferioare până la o înălțime de 2 km stratificat instabil, adică temperatura sa

scade cu altitudinea cu 1,2° la fiecare 100 m, iar mai sus, aerul, devenit saturat, are o stratificare stabilă, adică temperatura sa scade deja cu 0,6 ° la fiecare 100 m ridicări (Fig. 19, b). Odată ajuns într-un astfel de mediu, volumul de aer uscat nesaturat va începe să crească conform legii adiabatice uscate, adică se va răci cu 1 ° la 100 m. Apoi, dacă temperatura sa lângă suprafața pământului este de 20 °, atunci la o înălțime de 1 km va deveni 10°, în timp ce temperatura ambiantă este de 8°. Fiind cu 2° mai cald și, prin urmare, mai ușor, acest volum se va grăbi mai sus. La inaltimea 2 km va fi deja cu 4° mai cald decât mediul înconjurător, deoarece temperatura acestuia va ajunge la 0°, iar temperatura ambientală este de -4°. Fiind din nou mai ușor, volumul de aer considerat își va continua creșterea până la o înălțime de 3 km, unde temperatura sa devine egală cu temperatura ambiantă (-10 °). După aceea, creșterea liberă a volumului de aer alocat se va opri.

Pentru a determina starea atmosferei se folosesc hărți aerologice. Acestea sunt diagrame cu axe de coordonate dreptunghiulare, de-a lungul cărora sunt trasate caracteristicile stării aerului.

Familiile sunt reprezentate pe diagrame în aer uscatși adiabate umede, adică curbe reprezentând grafic schimbarea stării aerului în timpul proceselor adiabatice uscate și adiabatice umede.

Figura 20 prezintă o astfel de diagramă. Aici, izobarele sunt afișate pe verticală, izotermele (liniile de presiune egală a aerului) pe orizontală, liniile continue înclinate sunt adiabate uscate, liniile întrerupte înclinate sunt adiabatele umede, liniile întrerupte sunt umiditatea specifică.Diagrama de mai sus prezintă curbe ale modificărilor temperaturii aerului cu o înălțime de două puncte pentru aceeași perioadă de observație - ora 15:00 pe 3 mai 1965. În stânga - curba de temperatură conform datelor unei radiosonde lansate la Leningrad, pe dreapta - în Tașkent. Din forma curbei din stânga a schimbării temperaturii cu înălțimea rezultă că aerul din Leningrad este stabil. În acest caz, până la suprafața izobară de 500 mb gradientul vertical de temperatură este în medie de 0,55° la 100 m.În două straturi mici (pe suprafețele 900 și 700 mb) a fost înregistrată izoterma. Acest lucru indică faptul că peste Leningrad la înălțimi de 1,5-4,5 km există un front atmosferic care separă masele de aer rece din kilometrul și jumătate inferior de aerul termic situat deasupra. Înălțimea nivelului de condensare, determinată de poziția curbei de temperatură față de adiabatul umed, este de aproximativ 1. km(900 mb).

În Tașkent, aerul avea o stratificare instabilă. Până la înălțimea 4 km gradientul vertical de temperatură a fost aproape de adiabatic, adică pentru fiecare 100 m creștere, temperatura a scăzut cu 1 ° și mai mare, până la 12 km- mai adiabatic. Din cauza uscăciunii aerului, nu s-a produs nori.

Peste Leningrad, tranziția către stratosferă a avut loc la o altitudine de 9 km(300 mb), iar peste Tașkent este mult mai mare - aproximativ 12 km(200 mb).

Cu o stare stabilă a atmosferei și o umiditate suficientă, se pot forma nori stratus și ceață, iar cu o stare instabilă și un conținut ridicat de umiditate al atmosferei, convecție termică, ducând la formarea norilor cumulus și cumulonimbus. Starea de instabilitate este asociată cu formarea de averse, furtuni, grindină, mici vârtejuri, furtuni etc.

Așa-numitul „chatter” al aeronavei, adică aruncările aeronavei în timpul zborului, este cauzat și de starea instabilă a atmosferei.

Vara, instabilitatea atmosferei este frecventă după-amiaza, când straturile de aer apropiate de suprafața pământului sunt încălzite. Prin urmare, ploile abundente, furtunii și fenomene meteorologice periculoase similare sunt observate mai des după-amiaza, când apar curenți verticali puternici din cauza instabilității de rupere - ascendentși Descendentă mișcarea aerului. Din acest motiv, aeronavele zboară în timpul zilei la o altitudine de 2-5 km deasupra suprafeței pământului, ele sunt mai mult supuse „câmbăturilor” decât în ​​timpul zborului de noapte, când, datorită răcirii stratului de suprafață de aer, stabilitatea acestuia crește.

Umiditatea scade și ea odată cu altitudinea. Aproape jumătate din toată umiditatea este concentrată în primul kilometru și jumătate din atmosferă, iar primii cinci kilometri conțin aproape 9/10 din toți vaporii de apă.

Pentru a ilustra natura observată zilnic a schimbării temperaturii cu înălțimea în troposferă și stratosfera inferioară în diferite regiuni ale Pământului, Figura 21 prezintă trei curbe de stratificare până la o înălțime de 22-25. km. Aceste curbe au fost construite pe baza observațiilor radiosondelor la ora 15:00: două în ianuarie - Olekminsk (Yakutia) și Leningrad, iar a treia în iulie - Takhta-Bazar (Asia Centrală). Prima curbă (Olekminsk) se caracterizează prin prezența unei inversiuni de suprafață, caracterizată printr-o creștere a temperaturii de la -48° la suprafața pământului la -25° la o înălțime de aproximativ 1. km.În această perioadă, tropopauza peste Olekminsk a fost la o înălțime de 9 km(temperatura -62°). În stratosferă s-a observat o creștere a temperaturii cu înălțimea, a cărei valoare este la nivelul de 22. km s-a apropiat de -50°. A doua curbă, reprezentând schimbarea temperaturii cu înălțimea în Leningrad, indică prezența unei mici inversiuni de suprafață, apoi a unei izoterme într-un strat mare și a unei scăderi a temperaturii în stratosferă. La nivelul 25 km temperatura este de -75°. A treia curbă (Takhta-Bazar) este foarte diferită de punctul nordic - Olekminsk. Temperatura de la suprafața pământului este peste 30°. Tropopauza este la 16 ani km,și peste 18 km are loc o creștere a temperaturii cu altitudinea, ceea ce este obișnuit pentru o vară sudica.

Capitolul anterior::: La conținut::: Capitolul următor

Razele soarelui care cad pe suprafata pamantului il incalzesc. Aerul este încălzit de jos în sus, adică de la suprafața pământului.

Transferul de căldură din straturile inferioare de aer către cele superioare are loc în principal datorită creșterii aerului cald, încălzit în sus și scăderii aerului rece în jos. Acest proces de încălzire a aerului se numește convecție.

În alte cazuri, transferul de căldură ascendent are loc datorită dinamicii turbulenţă. Acesta este numele vârtejelor haotice care apar în aer ca urmare a frecării sale cu suprafața pământului în timpul mișcării orizontale sau în timpul frecării diferitelor straturi de aer între ele.

Convecția este uneori numită turbulență termică. Convecția și turbulența sunt uneori combinate printr-un nume comun - schimb valutar.

Răcirea straturilor inferioare ale atmosferei are loc diferit decât încălzirea. Suprafața pământului pierde în mod continuu căldură în atmosfera înconjurătoare prin emiterea de raze de căldură care nu sunt vizibile pentru ochi. Răcirea devine deosebit de puternică după apusul soarelui (noaptea). Datorită conductivității termice, masele de aer adiacente solului se răcesc și ele treptat, transferând această răcire în straturile de aer de deasupra; în același timp, straturile cele mai de jos sunt răcite cel mai intens.

În funcție de încălzirea solară, temperatura straturilor inferioare de aer se modifică pe parcursul anului și al zilei, atingând un maxim la aproximativ 13-14 ore. Cursul zilnic al temperaturii aerului în zile diferite pentru același loc nu este constant; valoarea sa depinde în principal de starea vremii. Astfel, schimbările de temperatură ale straturilor inferioare de aer sunt asociate cu schimbările de temperatură a suprafeței (subiacente) a pământului.

Modificări ale temperaturii aerului apar și din mișcările sale verticale.

Se știe că atunci când aerul se dilată, se răcește, iar când este comprimat, se încălzește. În atmosferă, în timpul mișcării în sus, aerul, căzând în zone de presiune mai scăzută, se dilată și se răcește, iar, invers, în timpul mișcării în jos, aerul, comprimându-se, se încălzește. Modificările temperaturii aerului în timpul mișcărilor sale verticale determină în mare măsură formarea și distrugerea norilor.

Temperatura aerului scade de obicei cu altitudinea. Modificarea temperaturii medii cu înălțimea peste Europa vara și iarna este dată în tabelul „Temperaturile medii ale aerului peste Europa”.

Scăderea temperaturii cu înălțimea se caracterizează printr-o verticală gradient de temperatură. Aceasta este schimbarea temperaturii la fiecare 100 m de altitudine. Pentru calculele tehnice și aeronautice, se presupune că gradientul vertical de temperatură este de 0,6. Trebuie avut în vedere că această valoare nu este constantă. Se poate întâmpla ca în orice strat de aer temperatura să nu se schimbe odată cu înălțimea.

Astfel de straturi sunt numite straturi de izotermă.

Destul de des, în atmosferă se observă un fenomen când, într-un anumit strat, temperatura chiar crește odată cu înălțimea. Aceste straturi ale atmosferei se numesc straturi de inversare. Inversiunile apar din diverse motive. Una dintre ele este răcirea suprafeței subiacente prin radiații noaptea sau iarna cu cer senin. Uneori, în cazul vântului calm sau slab, straturile de aer de la suprafață se răcesc și devin mai reci decât straturile de deasupra. Ca urmare, aerul la altitudine este mai cald decât în ​​partea de jos. Se numesc astfel de inversiuni radiatii. Inversiunile radiative puternice se observă de obicei peste stratul de zăpadă și mai ales în bazinele montane, precum și în timpul calmului. Straturile de inversare se extind până la o înălțime de câteva zeci sau sute de metri.

Inversiunile apar și din cauza mișcării (advecția) aerului cald pe suprafața rece subiacentă. Acestea sunt așa-numitele inversiuni advective. Înălțimea acestor inversiuni este de câteva sute de metri.

Pe lângă aceste inversiuni, se observă inversiuni frontale și inversiuni de compresie. Inversări frontale apar atunci când masele de aer cald curg pe masele de aer mai rece. Inversări de compresie apar atunci când aerul coboară din atmosfera superioară. În același timp, aerul care coboară este uneori încălzit atât de mult încât straturile sale de dedesubt se dovedesc a fi mai reci.

Inversiunile de temperatură se observă la diferite înălțimi ale troposferei, cel mai adesea la altitudini de aproximativ 1 km. Grosimea stratului de inversare poate varia de la câteva zeci la câteva sute de metri. Diferența de temperatură în timpul inversării poate ajunge la 15-20°.

Straturile de inversare joacă un rol important în vreme. Deoarece aerul din stratul de inversare este mai cald decât cel de dedesubt, aerul din straturile inferioare nu se poate ridica. În consecință, straturile de inversiuni întârzie mișcările verticale în stratul de aer subiacent. Când zboară sub un strat de inversare, se observă de obicei o remă („bumpiness”). Deasupra stratului de inversare, zborul aeronavei se desfășoară de obicei normal. Așa-zișii nori ondulați se dezvoltă sub straturile de inversiuni.

Temperatura aerului afectează tehnica de pilotare și funcționarea materialului. La temperaturi în apropierea solului sub -20 °, uleiul îngheață, așa că trebuie să fie completat în stare încălzită. În zbor, la temperaturi scăzute, apa din sistemul de răcire a motorului este răcită intens. La temperaturi ridicate (peste + 30 °), motorul se poate supraîncălzi. Temperatura aerului afectează și performanța echipajului aeronavei. La temperaturi scăzute, ajungând până la -56 ° în stratosferă, sunt necesare uniforme speciale pentru echipaj.

Temperatura aerului este foarte importantă pentru prognoza meteo.

Măsurarea temperaturii aerului în timpul zborului cu o aeronavă se realizează cu ajutorul termometrelor electrice atașate la aeronavă. La măsurarea temperaturii aerului, trebuie avut în vedere faptul că, datorită vitezei mari ale aeronavelor moderne, termometrele dau erori. Vitezele mari ale aeronavei provoacă o creștere a temperaturii termometrului propriu-zis, datorită frecării rezervorului său față de aer și a efectului de încălzire datorită comprimării aerului. Încălzirea prin frecare crește odată cu creșterea vitezei de zbor a aeronavei și este exprimată prin următoarele mărimi:

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

Încălzire prin frecare ……. 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°,b

Încălzirea prin compresie este exprimată prin următoarele mărimi:

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

Încălzire prin compresie ……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Distorsiunile în citirile unui termometru instalat pe un avion, atunci când zboară în nori, sunt cu 30% mai mici decât valorile de mai sus, datorită faptului că o parte din căldura care apare în timpul frecării și compresiei este cheltuită pentru evaporarea apei condensate în aerul sub formă de picături.

Temperatura aerului. Unități de măsură, modificarea temperaturii cu înălțimea. Inversiune, izotermie, Tipuri de inversiuni, Proces adiabatic.

Temperatura aerului este o valoare care îi caracterizează starea termică. Se exprimă fie în grade Celsius (ºС pe o scară centigrade, fie în Kelvin (K) pe o scară absolută. Trecerea de la temperatură în Kelvin la temperatură în grade Celsius se realizează prin formula

t=T-273º

Stratul inferior al atmosferei (troposfera) se caracterizează printr-o scădere a temperaturii cu înălțimea, în valoare de 0,65ºС la 100 m.

Această modificare a temperaturii cu înălțimea la 100 m se numește gradient vertical de temperatură. Cunoscând temperatura de lângă suprafața pământului și folosind valoarea gradientului vertical, este posibil să se calculeze temperatura aproximativă la orice înălțime (de exemplu, la o temperatură aproape de suprafața pământului de +20ºС la o înălțime de 5000m, temperatura va fi egal cu:

20º- (0,65 * 50) \u003d - 12..5.

Gradientul vertical γ nu este o valoare constantă și depinde de tipul de masă de aer, de ora zilei și de sezon, de natura suprafeței de bază și de alți factori. Când temperatura scade odată cu înălțimea, γ  este considerat pozitiv, dacă temperatura nu se modifică odată cu înălțimea, atunci γ = 0  straturile se numesc izotermă. Straturi atmosferice unde temperatura crește odată cu înălțimea (γ< 0), называются inversiune. În funcție de magnitudinea gradientului vertical de temperatură, starea atmosferei poate fi stabilă, instabilă sau indiferentă față de aerul uscat (nesaturat) sau saturat.

Scăderea temperaturii aerului pe măsură ce crește adiabatic, adică fără schimb de căldură al particulelor de aer cu mediul. Dacă o particulă de aer se ridică, atunci volumul ei se extinde, în timp ce energia internă a particulei scade.

Pe măsură ce particula coboară, se contractă și energia sa internă crește. De aici rezultă că, cu o mișcare în sus a volumului de aer, temperatura acestuia scade, iar cu o mișcare în jos, se ridică. Aceste procese joacă un rol important în formarea și dezvoltarea norilor.

Gradientul orizontal este temperatura exprimată în grade la o distanță de 100 km. În timpul trecerii de la rece la cald VM și de la cald la rece, poate depăși 10º la 100 km.

Tipuri de inversiuni.

Inversiunile sunt straturi de întârziere, atenuează mișcarea verticală a aerului, sub ele există o acumulare de vapori de apă sau alte particule solide care afectează vizibilitatea, formarea de ceață și diferite forme de nori. Straturile de inversiuni sunt straturi de decelerare si pentru miscarile orizontale ale aerului. În multe cazuri, aceste straturi sunt suprafețe antivânt. Inversiunile în troposferă pot fi observate în apropierea suprafeței pământului și la altitudini mari. Tropopauza este un strat puternic de inversiune.

În funcție de cauzele apariției, se disting următoarele tipuri de inversiuni:

1. Radiația – rezultatul răcirii stratului de aer superficial, de obicei noaptea.

2. Advective - atunci când aerul cald se deplasează pe o suprafață rece subiacentă.

3. Compresiune sau subsidență – formată în părțile centrale ale anticiclonilor inactivi.

Razele soarelui care cad pe suprafata pamantului il incalzesc. Aerul este încălzit de jos în sus, adică de la suprafața pământului.

Transferul de căldură din straturile inferioare de aer către cele superioare are loc în principal datorită creșterii aerului cald, încălzit în sus și scăderii aerului rece în jos. Acest proces de încălzire a aerului se numește convecție.

În alte cazuri, transferul de căldură ascendent are loc datorită dinamicii turbulenţă. Acesta este numele vârtejelor haotice care apar în aer ca urmare a frecării sale cu suprafața pământului în timpul mișcării orizontale sau în timpul frecării diferitelor straturi de aer între ele.

Convecția este uneori numită turbulență termică. Convecția și turbulența sunt uneori combinate printr-un nume comun - schimb valutar.

Răcirea straturilor inferioare ale atmosferei are loc diferit decât încălzirea. Suprafața pământului pierde în mod continuu căldură în atmosfera înconjurătoare prin emiterea de raze de căldură care nu sunt vizibile pentru ochi. Răcirea devine deosebit de puternică după apusul soarelui (noaptea). Datorită conductivității termice, masele de aer adiacente solului se răcesc și ele treptat, transferând această răcire în straturile de aer de deasupra; în același timp, straturile cele mai de jos sunt răcite cel mai intens.

În funcție de încălzirea solară, temperatura straturilor inferioare de aer se modifică pe parcursul anului și al zilei, atingând un maxim la aproximativ 13-14 ore. Cursul zilnic al temperaturii aerului în zile diferite pentru același loc nu este constant; valoarea sa depinde în principal de starea vremii. Astfel, schimbările de temperatură ale straturilor inferioare de aer sunt asociate cu schimbările de temperatură a suprafeței (subiacente) a pământului.

Modificări ale temperaturii aerului apar și din mișcările sale verticale.

Se știe că atunci când aerul se dilată, se răcește, iar când este comprimat, se încălzește. În atmosferă, în timpul mișcării în sus, aerul, căzând în zone de presiune mai scăzută, se dilată și se răcește, iar, invers, în timpul mișcării în jos, aerul, comprimându-se, se încălzește. Modificările temperaturii aerului în timpul mișcărilor sale verticale determină în mare măsură formarea și distrugerea norilor.

Temperatura aerului scade de obicei cu altitudinea. Modificarea temperaturii medii cu înălțimea peste Europa vara și iarna este dată în tabelul „Temperaturile medii ale aerului peste Europa”.

Scăderea temperaturii cu înălțimea se caracterizează printr-o verticală gradient de temperatură. Aceasta este schimbarea temperaturii la fiecare 100 m de altitudine. Pentru calculele tehnice și aeronautice, se presupune că gradientul vertical de temperatură este de 0,6. Trebuie avut în vedere că această valoare nu este constantă. Se poate întâmpla ca în orice strat de aer temperatura să nu se schimbe odată cu înălțimea. Astfel de straturi sunt numite straturi de izotermă.

Destul de des, în atmosferă se observă un fenomen când, într-un anumit strat, temperatura chiar crește odată cu înălțimea. Aceste straturi ale atmosferei se numesc straturi de inversare. Inversiunile apar din diverse motive. Una dintre ele este răcirea suprafeței subiacente prin radiații noaptea sau iarna cu cer senin. Uneori, în cazul vântului calm sau slab, straturile de aer de la suprafață se răcesc și devin mai reci decât straturile de deasupra. Ca urmare, aerul la altitudine este mai cald decât în ​​partea de jos. Se numesc astfel de inversiuni radiatii. Inversiunile radiative puternice se observă de obicei peste stratul de zăpadă și mai ales în bazinele montane, precum și în timpul calmului. Straturile de inversare se extind până la o înălțime de câteva zeci sau sute de metri.

Inversiunile apar și din cauza mișcării (advecția) aerului cald pe suprafața rece subiacentă. Acestea sunt așa-numitele inversiuni advective. Înălțimea acestor inversiuni este de câteva sute de metri.

Pe lângă aceste inversiuni, se observă inversiuni frontale și inversiuni de compresie. Inversări frontale apar atunci când masele de aer cald curg pe masele de aer mai rece. Inversări de compresie apar atunci când aerul coboară din atmosfera superioară. În același timp, aerul care coboară este uneori încălzit atât de mult încât straturile sale de dedesubt se dovedesc a fi mai reci.

Inversiunile de temperatură se observă la diferite înălțimi ale troposferei, cel mai adesea la altitudini de aproximativ 1 km. Grosimea stratului de inversare poate varia de la câteva zeci la câteva sute de metri. Diferența de temperatură în timpul inversării poate ajunge la 15-20°.

Straturile de inversare joacă un rol important în vreme. Deoarece aerul din stratul de inversare este mai cald decât cel de dedesubt, aerul din straturile inferioare nu se poate ridica. În consecință, straturile de inversiuni întârzie mișcările verticale în stratul de aer subiacent. Când zboară sub un strat de inversare, se observă de obicei o remă („bumpiness”). Deasupra stratului de inversare, zborul aeronavei se desfășoară de obicei normal. Așa-zișii nori ondulați se dezvoltă sub straturile de inversiuni.

Temperatura aerului afectează tehnica de pilotare și funcționarea materialului. La temperaturi în apropierea solului sub -20 °, uleiul îngheață, așa că trebuie să fie completat în stare încălzită. În zbor, la temperaturi scăzute, apa din sistemul de răcire a motorului este răcită intens. La temperaturi ridicate (peste + 30 °), motorul se poate supraîncălzi. Temperatura aerului afectează și performanța echipajului aeronavei. La temperaturi scăzute, ajungând până la -56 ° în stratosferă, sunt necesare uniforme speciale pentru echipaj.

Temperatura aerului este foarte importantă pentru prognoza meteo.

Măsurarea temperaturii aerului în timpul zborului cu o aeronavă se realizează cu ajutorul termometrelor electrice atașate la aeronavă. La măsurarea temperaturii aerului, trebuie avut în vedere faptul că, datorită vitezei mari ale aeronavelor moderne, termometrele dau erori. Vitezele mari ale aeronavei provoacă o creștere a temperaturii termometrului propriu-zis, datorită frecării rezervorului său față de aer și a efectului de încălzire datorită comprimării aerului. Încălzirea prin frecare crește odată cu creșterea vitezei de zbor a aeronavei și este exprimată prin următoarele mărimi:

Viteza în km/h .............. 100 200 Z00 400 500 600

Încălzire prin frecare...... 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°,b

Încălzirea prin compresie este exprimată prin următoarele mărimi:

Viteza în km/h .............. 100 200 300 400 500 600

Încălzire prin compresie...... 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Distorsiunile în citirile unui termometru instalat pe un avion, atunci când zboară în nori, sunt cu 30% mai mici decât valorile de mai sus, datorită faptului că o parte din căldura care apare în timpul frecării și compresiei este cheltuită pentru evaporarea apei condensate în aerul sub formă de picături.

Lecție publică

în istorie naturală la 5

clasa corecţională

Modificarea temperaturii aerului de la înălțime

Dezvoltat

profesoara Shuvalova O.T.

Scopul lecției:

Pentru a forma cunoștințe despre măsurarea temperaturii aerului cu înălțimea, pentru a familiariza cu procesul de formare a norilor, tipurile de precipitații.

În timpul orelor

1. Organizarea timpului

Prezența unui manual, caiet de lucru, jurnal, stilou.

2. Verificarea cunoștințelor elevilor

Studiem tema: aerul

Înainte de a începe să studiem material nou, să ne amintim materialul acoperit, ce știm despre aer?

Sondaj frontal

Compoziția aerului

De unde provin aceste gaze din aer azot, oxigen, dioxid de carbon, impurități.

Proprietatea aerului: ocupa spatiu, compresibilitate, elasticitate.

Greutatea aerului?

Presiunea atmosferică, modificarea acesteia cu altitudinea.

Încălzire cu aer.

3. Învățarea de materiale noi

Știm că aerul încălzit crește. Și ce se întâmplă cu aerul încălzit în continuare, știm?

Crezi că temperatura aerului va scădea odată cu altitudinea?

Tema lecției: modificarea temperaturii aerului cu înălțimea.

Scopul lecției: pentru a afla cum se modifică temperatura aerului odată cu înălțimea și care sunt rezultatele acestor schimbări.

Un fragment din cartea scriitorului suedez „Călătoria minunată a lui Nils cu gâște sălbatice” despre un troll cu un singur ochi care a decis „Voi construi o casă mai aproape de soare - lasă-l să mă încălzească”. Iar trolul s-a pus pe treabă. Strângea pietre peste tot și le strângea una peste alta. Curând, muntele pietrelor lor s-a ridicat aproape până la nori.

Acum, e de ajuns! – spuse trolul. Acum îmi voi construi o casă pe vârful acestui munte. Voi locui chiar lângă soare. Nu voi îngheța lângă soare! Și trolul a urcat pe munte. Doar ce este? Cu cât merge mai sus, cu atât devine mai rece. A ajuns sus.

„Ei bine – crede el – de aici până la soare e la o aruncătură de băţ!”. Iar la foarte frig, dintele nu cade pe dinte. Acest troll era încăpățânat: dacă i se afundă deja în cap, nimic nu-l poate doborî. Am hotărât să construiesc o casă pe munte și am construit-o. Soarele pare să fie aproape, dar frigul încă pătrunde până în oase. Așa că acest troll prost a înghețat.

Explicați de ce trollul încăpățânat a înghețat.

Concluzie: cu cât aerul este mai aproape de suprafața pământului, cu atât este mai cald, iar odată cu înălțimea devine mai rece.

Când urcăm la o înălțime de 1500m, temperatura aerului crește cu 8 grade. Prin urmare, în afara aeronavei la o altitudine de 1000 m, temperatura aerului este de 25 de grade, iar la suprafața pământului, în același timp, termometrul arată 27 de grade.

Ce se întâmplă aici?

Straturile inferioare de aer, care se încălzesc, se extind, își reduc densitatea și, ridicându-se, transferă căldură în straturile superioare ale atmosferei. Aceasta înseamnă că căldura care vine de la suprafața pământului este prost conservată. De aceea nu devine mai cald, ci mai rece peste bord, motiv pentru care trollul încăpățânat a înghețat.

Demonstrația cărții: munții sunt jos și înalți.

Ce diferențe vedeți?

De ce vârfurile munților înalți sunt acoperite de zăpadă, dar nu există zăpadă la poalele munților? Apariția ghețarilor și a zăpezilor veșnice pe vârfurile munților este asociată cu o schimbare a temperaturii aerului odată cu înălțimea, clima devine mai severă, iar flora se modifică în consecință. În vârf, lângă vârfurile muntoase înalte, există un tărâm de frig, zăpadă și gheață. Vârfurile muntoase și la tropice sunt acoperite cu zăpadă veșnică. Granițele zăpezii eterne din munți sunt numite linia zăpezii.

Demonstrația mesei: munți.

Privește cartea cu imaginea diverșilor munți. Înălțimea liniei de zăpadă este aceeași peste tot? Cu ce ​​este legat? Înălțimea liniei de zăpadă este diferită. În regiunile nordice este mai scăzută, iar în regiunile sudice este mai mare. Această linie nu este trasată pe munte. Cum putem defini conceptul de „linie de zăpadă”.

Linia de zăpadă este linia deasupra căreia zăpada nu se topește nici măcar vara. Sub linia de zăpadă există o zonă caracterizată de vegetație rară, apoi are loc o schimbare regulată a compoziției vegetației pe măsură ce se apropie de poalele muntelui.

Ce vedem pe cer în fiecare zi?

De ce se formează norii pe cer?

Pe măsură ce aerul încălzit se ridică, transportă vapori de apă care nu sunt vizibili pentru ochi într-un strat superior al atmosferei. Pe măsură ce aerul se îndepărtează de suprafața pământului, temperatura aerului scade, vaporii de apă din el se răcesc și se formează mici picături de apă. Acumularea lor duce la formarea unui nor.

TIPURI DE NOR:

Cirrus

stratificat

Cumulus

Demonstrarea unui card cu tipuri de nori.

Norii Cirrus sunt cei mai înalți și mai subțiri. Ei înoată foarte sus deasupra solului, unde este mereu frig. Aceștia sunt nori frumoși și reci. Cerul albastru strălucește prin ei. Arată ca pene lungi ale păsărilor fabuloase. Prin urmare, se numesc cirrus.

Norii stratificati sunt solidi, gri pal. Acopera cerul cu un voal gri monoton. Astfel de nori aduc vreme rea: ninsoare, ploaie burniță de câteva zile.

Nori cumulus de ploaie - mari si intunecati, se repezi unul dupa altul ca intr-o cursa. Uneori vântul le poartă atât de jos, încât pare că norii ating acoperișurile.

Norii cumulus rari sunt cei mai frumoși. Se aseamănă cu munții cu vârfuri albe orbitoare. Și sunt interesante de urmărit. Nori veseli cumulus curg pe cer, în continuă schimbare. Arata fie ca animale, fie ca oameni, fie ca niste creaturi fabuloase.

Demonstrarea unui card cu diferite tipuri de nori.

Ce nori sunt prezentați în imagini?

În anumite condiții de aer atmosferic, precipitațiile cad din nori.

Ce fel de precipitații cunoașteți?

Ploaie, zăpadă, grindină, rouă și altele.

Cele mai mici picături de apă care alcătuiesc norii, contopindu-se între ele, cresc treptat, devin grele și cad la pământ. Vara ploua, iarna ninge.

Din ce este făcută zăpada?

Zăpada este formată din cristale de gheață de diferite forme - fulgi de zăpadă, majoritatea stele cu șase colțuri, cad din nori atunci când temperatura aerului este sub zero grade.

Adesea, în sezonul cald, în timpul unei averse, cade grindina - precipitații atmosferice sub formă de bucăți de gheață, cel mai adesea de formă neregulată.

Cum se formează grindina în atmosferă?

Picături de apă, care cad la o înălțime mare, îngheață, cristale de gheață cresc pe ele. Cazând, se ciocnesc cu picături de apă suprarăcită și cresc în dimensiune. Grindina este capabilă să provoace pagube mari. El elimină recoltele, dezvăluie pădurile, doborând frunzișul, distrugând păsările.

4.Lecție totală.

Ce nou ai învățat la lecția despre aer?

1. Scăderea temperaturii aerului odată cu înălțimea.

2. Linia de zăpadă.

3. Tipuri de precipitații.

5. Tema pentru acasă.

Învață notele din caiet. Observarea norilor cu o schiță a acestora într-un caiet.

6. Consolidarea trecutului.

Lucru independent cu text. Completați golurile din text folosind cuvintele ca referință.

Schimbarea temperaturii aerului cu altitudinea

Distribuția verticală a temperaturii în atmosferă este baza pentru împărțirea atmosferei în cinci straturi principale (vezi Secțiunea 1.3). Pentru meteorologia agricolă, de cel mai mare interes sunt regularitățile schimbărilor de temperatură în troposferă, în special în stratul său de suprafață.

Gradient vertical de temperatură

Modificarea temperaturii aerului la 100 m de altitudine se numește gradient vertical de temperatură (VTG).

VGT depinde de o serie de factori: anotimp (este mai puțin iarna, mai mult vara), ora zilei (mai puțin noaptea, mai mult în timpul zilei), locația maselor de aer (dacă se află la orice înălțime peste strat de aer rece există un strat de aer mai cald, apoi VGT-ul schimbă semnul invers). Valoarea medie a VGT în troposferă este de aproximativ 0,6°C/100 m.

În stratul de suprafață al atmosferei, VGT depinde de ora din zi, vremea și natura suprafeței subiacente. În timpul zilei, VGT este aproape întotdeauna pozitiv, mai ales vara pe uscat, dar pe vreme senină este de zece ori mai mare decât pe vreme înnorată. Într-o amiază senină de vară, temperatura aerului de lângă suprafața solului poate fi cu 10 °C sau mai mare decât temperatura la o înălțime de 2 m. Ca urmare, WGT în acest strat de doi metri în termeni de 100 m este peste 500°C/100 m. Vântul reduce WGT, deoarece la Când aerul este amestecat, temperatura acestuia la diferite înălțimi este egalizată. Reduceți tulbureala și precipitațiile VGT. Cu solul umed, WGT scade brusc în stratul de suprafață al atmosferei. Deasupra solului gol (câmp de pânză), VGT este mai mare decât peste o cultură dezvoltată sau o pajiște. Iarna, deasupra stratului de zăpadă, VGT-ul din stratul de suprafață al atmosferei este mic și adesea negativ.

Odată cu înălțimea, influența suprafeței de bază și a vremii asupra VGT-ului scade, iar VGT-ul scade în comparație cu valoarea sa -

mi în stratul superficial de aer. Peste 500 m influența variațiilor diurne ale temperaturii aerului este atenuată. La altitudini de la 1,5 la 5-6 km, UGT este în intervalul 0,5-0,6 ° С / 100 m. La o altitudine de 6-9 km, VGT crește și se ridică la 0,65-0,75 ° С / 100 m. În troposfera superioară, VGT scade din nou la 0,5–0,2°C/100 m.

Datele despre VGT în diferite straturi ale atmosferei sunt utilizate în prognoza meteo, în serviciile meteorologice pentru avioane cu reacție și în lansarea sateliților pe orbită, precum și în determinarea condițiilor de eliberare și distribuire a deșeurilor industriale în atmosferă. VGT negativ în stratul de aer de suprafață noaptea primăvara și toamna indică posibilitatea înghețului.

4.3.2. Distribuția verticală a temperaturii aerului

Distribuția temperaturii în atmosferă cu înălțimea se numește stratificarea atmosferică. Stabilitatea sa depinde de stratificarea atmosferei, adică de posibilitatea de a deplasa volume individuale de aer în direcția verticală. Astfel de mișcări ale unor volume mari de aer apar aproape fără schimb de căldură cu mediul, adică. adiabatic. Aceasta modifică presiunea și temperatura volumului de aer în mișcare. Dacă volumul de aer crește, atunci acesta intră în straturi cu mai puțină presiune și se extinde, drept urmare temperatura sa scade. Când aerul este coborât, are loc procesul invers.

Modificarea temperaturii aerului nesaturat cu abur (vezi secțiunea 5.1) este de 0,98°C pentru mișcarea verticală adiabatică de 100 m (practic 1,0°C/100 m). Când VGT< 1,0° С/100 м, то поднимающийся под влиянием внешнего им­пульса объем воздуха при охлаждении на 1°С на высоте 100 м будет холоднее окружающего воздуха и как более плотный нач­нет опускаться в исходное положение. Такое состояние атмосферы характеризует echilibru stabil.

La VGT =.1,0 °C / 100 m, temperatura volumului de aer în creștere la toate înălțimile va fi egală cu temperatura aerului ambiant. Prin urmare, un volum de aer ridicat artificial la o anumită înălțime și apoi lăsat singur nu va crește și nici nu va mai coborî. Această stare a atmosferei se numește indiferent.

Dacă VGT> 1,0 °C/100 m, atunci volumul de aer în creștere, răcindu-se doar cu 1,0 °C la fiecare 100 m, se dovedește a fi mai cald decât mediul la toate înălțimile și, prin urmare, mișcarea verticală care a apărut continuă. Creat în atmosferă echilibru instabil. O astfel de stare apare atunci când suprafața de bază este puternic încălzită, când VGT crește odată cu înălțimea. Acest lucru contribuie la dezvoltarea în continuare a convecției, care

se extinde aproximativ până la înălțimea la care temperatura aerului în creștere devine egală cu temperatura ambiantă. Cu mare instabilitate, se nasc nori puternici cumulonimbus, din care aversele si grindina sunt periculoase pentru culturi.

În latitudinile temperate ale emisferei nordice, temperatura de la limita superioară a troposferei, adică la o altitudine de aproximativ 10-12 km, este de aproximativ -50 ° C pe tot parcursul anului. La o altitudine de 5 km, se modifică în iulie de la -4°C (până la 40°N) la -12°C (la 60°N), iar în ianuarie la aceleași latitudini și la aceeași înălțime este de -20, respectiv -34°C (Tabel 20). Într-un strat și mai jos (limită) al troposferei, temperatura variază și mai mult în funcție de latitudinea geografică, anotimp și natura suprafeței subiacente.

Tabelul 20

Distribuția medie a temperaturii aerului (°C) în înălțime în troposferă în ianuarie și iulie peste 40 și 60°N.

Regimul temperaturii aerului

Înălțime, km

Pentru agricultură, cel mai important este regimul de temperatură al părții inferioare a stratului de suprafață a atmosferei, până la o înălțime de aproximativ 2 m, unde trăiesc cele mai multe plante cultivate și animale de fermă. În acest strat, gradienții verticali ai aproape tuturor cantităților meteorologice sunt foarte mari; sunt mari în comparație cu alte straturi. După cum sa menționat deja, VGT în stratul de suprafață al atmosferei este de obicei< много раз превышает ВП в остальной тропосфере В ясные тихие дни, когд< турбулентное перемешива

23 °C

Orez. 18. Distribuția temperaturii în stratul de suprafață al aerului și în stratul arabil al solului în timpul zilei (1) iar noaptea (2).

slăbit, diferența de temperatură a aerului la

suprafața solului și la o înălțime de 2 m poate depăși 10 ° C. În nopțile senine, liniștite, temperatura aerului crește la o anumită înălțime (inversare) și VGT-ul devine negativ.

În consecință, există două tipuri de distribuție a temperaturii de-a lungul verticală în stratul de suprafață al atmosferei. Se numește tipul la care temperatura suprafeței solului este cea mai mare și lasă suprafața atât în ​​sus, cât și în jos expunere la soare. Se observă în timpul zilei când suprafața solului este încălzită prin radiația solară directă. Distribuția inversă a temperaturii se numește radiatii tip, sau tip radiatii(Fig. 18). Acest tip este de obicei observat noaptea, când suprafața este răcită ca urmare a radiației eficiente și straturile adiacente de aer sunt răcite din aceasta.