Atmosfääri vertikaalne struktuur. Kondensatsiooni ja sublimatsiooni tasemete kõrguse määramine Temperatuuri muutus kõrgusest

Küsimuse käsitlemise mõnevõrra lihtsustamiseks on atmosfäär jagatud kolmeks põhikihiks. Atmosfääri kihistumine on peamiselt tingitud õhutemperatuuri ebaühtlastest muutustest kõrgusega. Alumised kaks kihti on koostiselt suhteliselt homogeensed. Sel põhjusel öeldakse tavaliselt, et nad moodustavad homosfääri.

Troposfäär. Atmosfääri alumist kihti nimetatakse troposfääriks. See termin ise tähendab "pöörlemissfääri" ja on seotud selle kihi turbulentsi omadustega. Kõik ilmastiku ja kliima muutused on selles kihis toimuvate füüsikaliste protsesside tulemus. 18. sajandil, alates atmosfääri uurimisest. piirdus ainult selle kihiga, arvati, et õhutemperatuuri langus kõrgusega on omane ülejäänud atmosfäärile.

Erinevad energia muundumised toimuvad peamiselt troposfääris. Tänu õhu pidevale kokkupuutele maapinnaga, samuti kosmosest sinna energia sissevooluga, hakkab see liikuma. Selle kihi ülemine piir asub kohas, kus temperatuuri langus kõrgusega asendub selle tõusuga - ligikaudu 15-16 km kõrgusel ekvaatorist ja 7-8 km kõrgusel pooluste kohal. Nagu Maa ise, on ka see meie planeedi pöörlemise mõjul pooluste kohal mõnevõrra lapik ja paisub üle ekvaatori. See mõju on aga atmosfääris palju tugevam kui Maa tahkes kestas.

Maa pinnalt troposfääri ülemise piiri suunas õhutemperatuur langeb. Ekvaatori kohal on minimaalne õhutemperatuur umbes -62°C ja pooluste kohal umbes -45°C. Sõltuvalt mõõtmispunktist võib temperatuur siiski veidi erineda. Nii langeb Jaava saare kohal troposfääri ülemisel piiril õhutemperatuur rekordmadalale –95°C.

Troposfääri ülemist piiri nimetatakse tropopausiks. Üle 75% atmosfääri massist asub allpool tropopausi. Troopikas asub umbes 90% atmosfääri massist troposfääris.

Tropopaus avastati 1899. aastal, kui vertikaalses temperatuuriprofiilis leiti teatud kõrgusel selle miinimum ja seejärel temperatuur veidi tõusis. Selle tõusu algus tähendab üleminekut atmosfääri järgmisse kihti – stratosfääri.

Stratosfäär. Mõiste stratosfäär tähendab "kihtsfääri" ja peegeldab varasemat ideed troposfääri kohal paikneva kihi unikaalsusest. Stratosfäär ulatub umbes 50 km kõrgusele maapinnast. Selle tunnuseks on eelkõige terav õhutemperatuuri tõus võrreldes selle äärmiselt madalate väärtustega tropopausis Stratosfääris tõuseb temperatuur umbes -40 ° C-ni. Seda temperatuuri tõusu seletatakse osooni moodustumise reaktsiooniga, mis on üks peamisi keemilised reaktsioonid atmosfääris esinev.

Osoon on hapniku erivorm. Erinevalt tavalisest kaheaatomilisest hapnikumolekulist (O2). osoon koosneb selle kolmeaatomilistest molekulidest (Oz). See ilmneb tavalise hapniku ja atmosfääri ülaosasse siseneva hapniku vastasmõju tulemusena.

Põhiosa osoonist on koondunud umbes 25 km kõrgusele, kuid üldiselt on osoonikiht piki kõrgust tugevalt venitatud kest, mis katab peaaegu kogu stratosfääri. Osonosfääris interakteeruvad ultraviolettkiired kõige sagedamini ja kõige tugevamalt atmosfäärihapnikuga. põhjustab tavaliste kaheaatomiliste hapnikumolekulide lagunemise üksikuteks aatomiteks. Hapnikuaatomid omakorda seostuvad sageli uuesti kaheaatomiliste molekulidega ja moodustavad osoonimolekule. Samamoodi ühendatakse üksikud hapnikuaatomid kaheaatomilisteks molekulideks. Osooni moodustumise intensiivsus on piisav, et stratosfääris eksisteeriks selle kõrge kontsentratsiooniga kiht.

Hapniku koostoime ultraviolettkiirtega on üks soodsaid protsesse maakera atmosfääris, mis aitab kaasa elu säilimisele Maal. Selle energia neeldumine osooni poolt takistab selle liigset voolamist maapinnale, kus tekib täpselt selline energiatase, mis on eksistentsiks sobiv. maised vormid elu. Võib-olla minevikus sai Maa suur kogus energia kui praegu, mis mõjutas esmaste eluvormide teket meie planeedil. Kuid tänapäeva elusorganismid poleks Päikeselt suuremas koguses ultraviolettkiirgust üle elanud.

Osonosfäär neelab atmosfääri läbiva osa. Selle tulemusena kehtestatakse osonosfääris vertikaalne õhutemperatuuri gradient ligikaudu 0,62 ° C 100 m kohta, st temperatuur tõuseb kõrgusega kuni stratosfääri ülemise piirini - stratopausini (50 km).

50–80 km kõrgusel on atmosfäärikiht, mida nimetatakse mesosfääriks. Sõna "mesosfäär" tähendab "vahesfääri", siin jätkab õhutemperatuuri langus kõrgusega.

Mesosfääri kohal, kihis, mida nimetatakse termosfääriks, tõuseb temperatuur uuesti kõrgusega kuni umbes 1000 ° C ja langeb seejärel väga kiiresti -96 ° C-ni. Kuid see ei lange lõputult, siis tõuseb temperatuur uuesti.

Atmosfääri jagunemist eraldi kihtideks on iga kihi kõrgusega temperatuurimuutuste tunnuste järgi üsna lihtne märgata.

Erinevalt eelnevalt mainitud kihtidest ei ole ionosfäär esile tõstetud. temperatuuri järgi. peamine omadus ionosfäär – atmosfäärigaaside kõrge ionisatsiooniaste. See ionisatsioon on põhjustatud päikeseenergia neeldumisest erinevate gaaside aatomite poolt. Ultraviolett- ja muud päikesekiired, mis kannavad atmosfääri suure energiaga kvante, ioniseerivad lämmastiku ja hapniku aatomeid – välistel orbiitidel olevad elektronid rebitakse aatomitelt lahti. Elektrone kaotades omandab aatom positiivse laengu. Kui aatomile lisada elektron, laetakse aatom negatiivselt. Seega on ionosfäär elektrilise iseloomuga piirkond, tänu millele saab võimalikuks mitut tüüpi raadioside.

Ionosfäär on jagatud mitmeks kihiks, mis tähistab neid tähtedega D, E, F1 ja F2. Neil kihtidel on ka erinimetused. Kihtideks jagunemist põhjustavad mitmed põhjused, millest olulisim on kihtide ebavõrdne mõju raadiolainete läbipääsule. Alumine kiht D neelab peamiselt raadiolaineid ja takistab seega nende edasist levimist.

Kõige paremini uuritud kiht E asub umbes 100 km kõrgusel maapinnast. Seda nimetatakse ka Kennelly-Heaviside kihiks Ameerika ja Inglise teadlaste nimede järgi, kes selle samaaegselt ja iseseisvalt avastasid. Kiht E, nagu hiiglaslik peegel, peegeldab raadiolaineid. Tänu sellele kihile liiguvad pikad raadiolained kaugemale, kui eeldaks, kui nad leviksid ainult sirgjooneliselt, ilma E-kihilt peegeldumata.

Sarnaste omadustega kiht F. Seda nimetatakse ka Appletoni kihiks. Koos Kennelly-Heaviside kihiga peegeldab see raadiolaineid maapealsetele raadiojaamadele.Selline peegeldus võib esineda erinevate nurkade all. Appletoni kiht asub umbes 240 km kõrgusel.

Atmosfääri äärepoolseimat piirkonda nimetatakse sageli eksosfääriks.

See termin tähistab kosmose äärealade olemasolu Maa lähedal. Raske on täpselt kindlaks teha, kus kosmos lõpeb ja algab, kuna atmosfäärigaaside tihedus väheneb järk-järgult kõrgusega ja muutub sujuvalt peaaegu vaakumiks, milles kohtuvad ainult üksikud molekulid. Koos kaugusega maa pind Atmosfäärigaasid kogevad üha vähem planeedi gravitatsiooni ja kalduvad teatud kõrguselt Maa gravitatsiooniväljast lahkuma. Juba umbes 320 km kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et molekulid suudavad üksteisega kokku põrkamata liikuda üle 1 km. Selle ülemise piirina toimib atmosfääri välimine osa, mis asub 480–960 km kõrgusel.

Troposfääris langeb õhutemperatuur kõrgusega, nagu märgitud, iga 100 m kõrguse kohta keskmiselt 0,6 ° C. Pinnakihis võib temperatuurijaotus aga olla erinev: see võib langeda või tõusta ja jääda. konstantne temperatuur koos kõrgusega annab vertikaalse temperatuurigradiendi (VGT):

VGT = (/ „ - /B)/(ZB -

kus /n - /v - temperatuuride erinevus alumisel ja ülemisel tasemel, ° С; ZB - ZH- kõrguste vahe, m Tavaliselt arvutatakse VGT 100 m kõrgusele.

Atmosfääri pinnakihis võib VGT olla 1000 korda kõrgem kui troposfääri keskmine

VGT väärtus pinnakihis sõltub ilmastikutingimustest (selge ilmaga on suurem kui pilvise ilmaga), aastaajast (suvel rohkem kui talvel) ja kellaajast (rohkem päeval kui öösel). Tuul vähendab VGT-d, kuna õhu segamisel võrdsustub selle temperatuur erinevatel kõrgustel. Niiske pinnase kohal väheneb WGT pinnakihis järsult ja palja mulla peal (kesa) on WGT suurem kui tihedatel põllukultuuridel või niitudel. Selle põhjuseks on nende pindade temperatuurirežiimi erinevused (vt ptk 3).

Nende tegurite teatud kombinatsiooni tulemusena võib pinnalähedane VGT 100 m kõrgusel olla üle 100 ° C / 100 m. Sellistel juhtudel toimub termiline konvektsioon.

Õhutemperatuuri muutus kõrgusega määrab UGT märgi: kui UGT > 0, siis temperatuur langeb koos kaugusega aktiivsest pinnast, mis tavaliselt toimub päeval ja suvel (joonis 4.4); kui VGT = 0, siis temperatuur ei muutu kõrgusega; kui VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое рас­пределение температуры называют инверсией.

Sõltuvalt atmosfääri pinnakihis inversioonide tekkimise tingimustest jaotatakse need kiirgus- ja advektiivseteks.

1. Maapinna kiirgusjahtumisel tekivad kiirgusinversioonid. Sellised inversioonid aasta soojal perioodil tekivad öösel ja talvel täheldatakse neid ka päeval. Seetõttu jagunevad kiirgusinversioonid öisteks (suvisteks) ja talvisteks.

Öised inversioonid seatakse selge tuulevaikse ilmaga pärast kiirgusbilansi üleminekut läbi 0 1,0...1,5 tundi enne päikeseloojangut. Öösel nad intensiivistuvad ja saavutavad maksimaalse võimsuse enne päikesetõusu. Pärast päikesetõusu soojeneb aktiivne pind ja õhk, mis hävitab inversiooni. Inversioonikihi kõrgus on enamasti mitukümmend meetrit, kuid teatud tingimustel (näiteks suletud orgudes, mida ümbritsevad olulised tõusud) võib see ulatuda 200 meetrini või rohkemgi. Seda soodustab jahutatud õhu vool nõlvadelt orgu. Pilvisus nõrgendab inversiooni ning tuule kiirus üle 2,5...3,0 m/s hävitab selle. Tiheda rohttaime, põllukultuuride, aga ka suviti metsade võra all täheldatakse ka päeval inversioone.

Öised kiirguse inversioonid kevadel ja sügisel ning mõnel pool suvel võivad põhjustada mulla ja õhupinna temperatuuri langust. negatiivsed väärtused(külm), mis põhjustab kahju paljudele kultuurtaimedele.

Talvised inversioonid toimuvad selge ja tuulevaikse ilmaga lühikeste päevatingimuste korral, kui aktiivse pinna jahtumine suureneb pidevalt iga päevaga; need võivad püsida mitu nädalat, päeva jooksul veidi nõrgenedes ja öösel uuesti suurenedes.

Kiirguse inversioonid tugevnevad eriti teravalt ebahomogeense maastiku korral. Jahutusõhk voolab alla süvenditesse ja basseinidesse, kus nõrgenenud turbulentne segunemine aitab kaasa selle edasisele jahutamisele. Maastiku iseärasustega seotud kiirgusinversioone nimetatakse tavaliselt orograafilisteks.

2. Advektiivsed inversioonid tekivad sooja õhu advektsioonil (liikumisel) külmale aluspinnale, mis jahutab sellega külgnevaid edasiliikuva õhu kihte. Need inversioonid hõlmavad ka lume inversioone. Need tekivad üle 0 °C õhu advektsioonil lumega kaetud pinnale. Temperatuuri langus alumises kihis on sel juhul seotud lume sulamise soojuskuludega.

SELLE PIIRKONNA TEMPERATUURIREŽIIMI NÄITAJAD JA TAIMEDE SOOJUSE VAJADUSED

Temperatuurirežiimi hindamisel suur ala või eraldi punktis kasutatakse temperatuurinäitajaid aasta või eraldi perioodide kohta (taimestikuperiood, aastaaeg, kuu, dekaad ja päev). Peamised neist näitajatest on järgmised.

Päeva keskmine temperatuur on kõikide vaatlusperioodide jooksul mõõdetud temperatuuride aritmeetiline keskmine. Meteoroloogiajaamades Venemaa Föderatsioonõhutemperatuuri mõõdetakse kaheksa korda päevas. Nende mõõtmiste tulemused liites ja summa 8-ga jagades saadakse keskmine ööpäevane õhutemperatuur.

Kuu keskmine temperatuur on kogu kuu päeva keskmiste ööpäevaste temperatuuride aritmeetiline keskmine.

Aasta keskmine temperatuur on kogu aasta keskmise ööpäevase (või kuu keskmise) temperatuuri aritmeetiline keskmine.

Keskmine õhutemperatuuri kood annab ainult üldise ettekujutuse soojushulgast, see ei iseloomusta aasta temperatuurikõikumisi. Seega on aastane keskmine temperatuur Lõuna-Iirimaal ja samal laiuskraadil asuvates Kalmõkkia steppides lähedal (9 ° C). Kuid Iirimaal on jaanuari keskmine temperatuur 5 ... 8 ° C ja heinamaad on kogu talve rohelised ning Kalmõkkia steppides on jaanuari keskmine temperatuur -5 ... -8 ° C. Suvel Iirimaal on jahe: 14 °C ja juuli keskmine temperatuur Kalmõkkias on 23...26 °C.

Seetõttu rohkem täielikud omadused aasta temperatuuri kulg antud kohas kasutab andmeid kõige külmema (jaanuar) ja soojema (juuli) kuu keskmise temperatuuri kohta.

Kõik keskmistatud karakteristikud ei anna aga täpset ettekujutust temperatuuri päevasest ja aastasest kulgemisest, st ainult põllumajandusliku tootmise jaoks eriti olulistest tingimustest. Lisaks keskmistele temperatuuridele on maksimaalne ja minimaalne temperatuur, amplituud. Näiteks teades minimaalset temperatuuri sisse talvekuud, saab hinnata taliviljade ning puuvilja- ja marjaistanduste talvitumistingimusi. Andmed umbes maksimaalne temperatuur näidata sulade sagedust talvel ja nende intensiivsust ning suvel - kuumade päevade arvu, mil täiteperioodil on võimalik terakahjustusi jne.

Äärmuslike temperatuuride korral on: absoluutne maksimum (minimaalne) - kõrgeim (madalaim) temperatuur kogu vaatlusperioodi jooksul; absoluutsete maksimumide keskmine (miinimumid) - absoluutsete äärmuste aritmeetiline keskmine; keskmine maksimum (minimaalne) - kõigi äärmuslike temperatuuride aritmeetiline keskmine, näiteks kuu, hooaja, aasta kohta. Samas saab neid arvutada nii pikaajalise vaatlusperioodi kui ka tegeliku kuu, aasta vms kohta.

Päevase ja aastase temperatuurimuutuse amplituud iseloomustab kontinentaalse kliima astet: mida suurem amplituud, seda kontinentaalsem on kliima.

Teatud perioodi temperatuurirežiimi tunnuseks antud piirkonnas on ka teatud piirist kõrgemate või madalamate ööpäevaste keskmiste temperatuuride summa. Näiteks kliimateatmetes ja atlastes on temperatuuride summad antud üle 0, 5, 10 ja 15 ° C, samuti alla -5 ja -10 ° C.

Visuaalne esitus geograafiline levik temperatuurirežiimi indikaatorid on antud kaartidega, millele on joonistatud isotermid - võrdsete temperatuuriväärtuste jooned ja temperatuuride summad (joonis 4.7). Erinevate soojusvajadustega kultuurtaimede põllukultuuride (istutuste) paigutamise põhjendamiseks kasutatakse näiteks temperatuuride summade kaarte.

Taimedele vajalike termiliste tingimuste selgitamiseks kasutatakse ka päeva- ja öötemperatuuride summasid, kuna ööpäeva keskmine temperatuur ja selle summad ühtlustavad soojuse erinevusi. igapäevane kursusõhutemperatuur.

Soojusrežiimi uurimisel eraldi päeval ja öösel on sügav füsioloogiline tähendus. On teada, et kõik taime- ja loomamaailmas toimuvad protsessid alluvad välistingimuste poolt määratud loomulikele rütmidele ehk siis nn "bioloogilise" kella seadusele. Näiteks vastavalt (1964) peaks troopiliste taimede kasvu optimaalsete tingimuste jaoks päeva- ja öötemperatuuri erinevus olema 3 ... 5 ° C, taimede puhul parasvöötme-5...7, ja kõrbetaimedel - 8 °С ja rohkem. Päeva- ja öötemperatuuride uurimine omandab eriline tähendus põllumajandustaimede tootlikkuse tõstmiseks, mille määrab kahe protsessi - assimilatsiooni ja hingamise - suhe, mis toimuvad taimede jaoks kvalitatiivselt erineval valgus- ja pimedal ajal.

Päevased ja öised keskmised temperatuurid ning nende summad võtavad kaudselt arvesse päeva ja öö pikkuse laiuskraadide varieeruvust, aga ka kliima kontinentaalsuse muutusi ja erinevate pinnavormide mõju temperatuurirežiimile.

Ligikaudu samal laiuskraadil asuva meteoroloogiajaama paari kohta lähedased, kuid pikkuskraadilt oluliselt erinevad, s.t asuvad keskmiste õhutemperatuuride summad. erinevaid tingimusi kliima kontinentaalsus on toodud tabelis 4.1.

Mandrilisemates idapoolsetes piirkondades on päevaste temperatuuride summad 200–500 °C kõrgemad ja öiste temperatuuride summad 300 °C madalamad kui lääne- ja eriti merealadel, mis seletab pikka aega. teadaolev fakt- põllumajanduskultuuride arengu kiirendamine teravalt mandrilises kliimas.

Taimede soojusvajadust väljendab aktiivsete ja efektiivsete temperatuuride summa. Põllumajandusmeteoroloogias on aktiivne temperatuur keskmine ööpäevane õhu (või pinnase) temperatuur, mis ületab põllukultuuride arengu bioloogilist miinimumi. Efektiivne temperatuur on keskmine ööpäevane õhu (või pinnase) temperatuur, mida on vähendatud bioloogilise miinimumi väärtuse võrra.

Taimed arenevad ainult siis, kui keskmine päevane temperatuur ületab nende bioloogilist miinimumi, mis on näiteks suvinisu puhul 5 °C, maisi puhul 10 °C ja puuvilla puhul 13 °C (lõunapoolsete puuvillasortide puhul 15 °C). Aktiivsete ja efektiivsete temperatuuride summad on kehtestatud nii üksikute faasidevaheliste perioodide kui ka paljude peamiste põllukultuuride sortide ja hübriidide kogu kasvuperioodi kohta (tabel 11.1).

Aktiivsete ja efektiivsete temperatuuride summade kaudu väljendub ka poikilotermiliste (külmavereliste) organismide soojusvajadus nii ontogeneetilise perioodi kui ka sajandite kohta. bioloogiline tsükkel.

Taimede ja poikilotermiliste organismide soojusvajadust iseloomustavate ööpäevaste keskmiste temperatuuride summade arvutamisel on vaja sisse viia ballasttemperatuuride korrektsioon, mis ei "ei kiirenda kasvu ja arengut, s.o. ei võta arvesse põllukultuuride ülemist temperatuuritaset". Enamiku parasvöötme taimede ja kahjurite puhul on see ööpäeva keskmine temperatuur üle 20 ... 25 °C.

Ülesanne:

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

a) 3500 meetrit üle merepinna

b) 250 meetrit üle merepinna

Lahendus:

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

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

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

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

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

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

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

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

Vastus: 250 m kõrgusel on õhutemperatuur 25 ° C.

2. Atmosfäärirõhu määramine sõltuvalt kõrgusest

Ülesanne:

Teadaolevalt on 2205 meetri kõrgusel merepinnast atmosfäärirõhk 550 mm. elavhõbedasammas. Määrake õhurõhk kõrgusel:

a) 3255 meetrit üle merepinna

b) 0 meetrit üle merepinna

Lahendus:

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

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

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

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

Vastus: 3255 m kõrgusel on atmosfäärirõhk 450 mmHg.

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

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

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

Vastus: 0 m kõrgusel on atmosfäärirõhk 760 mm Hg.

3. Beauforti skaala

(tuule kiiruse skaala)

Troposfääris langeb õhutemperatuur kõrgusega, nagu märgitud, keskmiselt 0,6 ºС iga 100 m kõrguse kohta. Pinnakihis võib aga temperatuurijaotus olla erinev: see võib nii langeda kui tõusta ning jääda konstantseks. Temperatuuri jaotusest kõrgusega annab ettekujutuse vertikaalne temperatuurigradient (VGT):

VGT väärtus pinnakihis sõltub ilmastikutingimustest (selge ilmaga on suurem kui pilvise ilmaga), aastaajast (suvel rohkem kui talvel) ja kellaajast (rohkem päeval kui öösel). Tuul vähendab VGT-d, kuna õhu segamisel võrdsustub selle temperatuur erinevatel kõrgustel. Niiske pinnase kohal väheneb WGT pinnakihis järsult ja palja mulla peal (kesa) on WGT suurem kui tihedatel põllukultuuridel või niitudel. Selle põhjuseks on erinevused nende pindade temperatuurirežiimis.

Õhutemperatuuri muutus kõrgusega määrab UGT märgi: kui UGT > 0, siis temperatuur langeb koos kaugusega aktiivsest pinnast, mis tavaliselt toimub päeval ja suvel; kui VGT = 0, siis temperatuur ei muutu kõrgusega; kui VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.

Sõltuvalt atmosfääri pinnakihis inversioonide tekkimise tingimustest jaotatakse need kiirgus- ja advektiivseteks.

1. Kiirgus inversioonid tekivad maapinna kiirgusjahtumisel. Sellised inversioonid aasta soojal perioodil tekivad öösel ja talvel täheldatakse neid ka päeval. Seetõttu jagunevad kiirgusinversioonid öisteks (suvisteks) ja talvisteks.

2. Advektiivne inversioonid tekivad sooja õhu advektsioonil (liikumisel) külmale aluspinnale, mis jahutab sellega külgnevaid edasiliikuva õhu kihte. Need inversioonid hõlmavad ka lume inversioone. Need tekivad üle 0°C õhu advektsioonil lumega kaetud pinnale. Temperatuuri langus madalaimas kihis on sel juhul seotud soojuse tarbimisega lume sulatamiseks.

Õhutemperatuuri mõõtmine

Meteoroloogiajaamades paigaldatakse termomeetrid spetsiaalsesse kabiinis, mida nimetatakse psühromeetriliseks kabiinis ja mille seinad on lamellidega. Päikesekiired sellisesse putkasse ei tungi, kuid samas on õhul sinna vaba juurdepääs.

Termomeetrid on monteeritud statiivile nii, et mahutid asuvad aktiivsest pinnast 2 m kõrgusel.

Kiireloomulist õhutemperatuuri mõõdetakse elavhõbeda psühromeetrilise termomeetriga TM-4, mis paigaldatakse vertikaalselt. Temperatuuridel alla -35°C kasutatakse madalakraadist alkoholitermomeetrit TM-9.

Äärmuslikke temperatuure mõõdetakse maksimaalsete TM-1 ja minimaalsete TM-2 termomeetritega, mis asetatakse horisontaalselt.

Õhutemperatuuri pidevaks salvestamiseks termograaf M-16A, mis on paigutatud lamellidega salvestatud kabiinis. Sõltuvalt trumli pöörlemiskiirusest on termograafid igapäevased ja iganädalased.

Põllukultuurides ja istandustes mõõdetakse õhutemperatuuri taimkatet häirimata. Selleks kasutatakse aspiratsioonipsühromeetrit.

Sinine planeet...

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

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

Maa atmosfääri koostis.

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

Maa atmosfäär jagatud mitmeks järgimas sõpraüksteise järel tsoonide pinnast kõrgemal.

Esimene, Maale lähim, on troposfäär. See on kõige madalam ja nii-öelda põhikiht kogu eluks. erinevat tüüpi. See sisaldab 80% kogumassist atmosfääriõhk(kuigi mahu järgi moodustab see ainult umbes 1% kogu atmosfäärist) ja umbes 90% kogu atmosfääri veest. Suurem osa kõigist tuultest, pilvedest, vihmadest ja lund 🙂 tuleb sealt. Troposfäär ulatub troopilistel laiuskraadidel umbes 18 km ja polaarlaiuskraadidel kuni 10 km kõrgusele. Õhutemperatuur selles langeb, tõustes umbes 0,65º iga 100 m kohta.

atmosfääri tsoonid.

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

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

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

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

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

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

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

Lõpetagem terminitega, kuid kindlasti lisan, et tinglikult on aktsepteeritud, et atmosfääri piir asub 100 km kõrgusel merepinnast. Seda piiri nimetatakse Karmani jooneks.

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

Maa atmosfääri struktuur.

Õhutemperatuuri muutus kõrgusega.

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

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

Lend stratosfääris.

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

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

Temperatuur t1 etteantud kõrgusel H Celsiuse skaalal määratakse:

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

Temperatuuri Kelvini skaalal nimetatakse absoluutne temperatuur Null sellel skaalal on absoluutne null. Peatub absoluutses nullis termiline liikumine molekulid. Absoluutne null Kelvini skaalal vastab -273º Celsiuse skaalal.

Vastavalt sellele temperatuur T kõrgel H Kelvini skaalal määratakse:

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

Õhurõhk. Atmosfääri rõhk mõõdetuna Pascalis (N / m 2), vanas atmosfääri mõõtmise süsteemis (atm.). On olemas ka selline asi nagu õhurõhk. See on elavhõbedabaromeetri abil mõõdetud rõhk elavhõbeda millimeetrites. Õhurõhk (rõhk merepinnal) on 760 mm Hg. Art. nimetatakse standardiks. Füüsikas 1 atm. täpselt 760 mm Hg.

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

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

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

Nullniiskusega õhu oleku peamised parameetrid on järgmised:

rõhk P = 760 mm Hg. Art. (101,3 kPa);

temperatuur t = +15°C (288 K);

massi tihedus ρ \u003d 1,225 kg / m 3;

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

Standardne atmosfäär (näiteks kuni 10000 m).

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

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

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

Viskoossus. Määrab hõõrdetakistuse õhule õhusõiduki liikumisel.

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

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

Seniks aga järgmiste kohtumisteni ja huvitavamate teemadeni 🙂…

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