Как изменяется температура с высотой в горах. Как вы думаете, почему с высотой температура воздуха понижается? Температурные колебания в разных слоях

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8-10 км в полярных, 10-12 км в умеренных и 16-18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

Тропопауза

Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11-25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25-40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80-90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25-0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около -90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. Линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.

Граница атмосферы Земли

Термосфера

Верхний предел - около 800 км. Температура растёт до высот 200-300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния») - основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца. В периоды низкой активности происходит заметное уменьшение размеров этого слоя.

Термопауза

Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

Экзосфера (сфера рассеяния)

Атмосферные слои до высоты 120 км

Экзосфера - зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200-250 км соответствует температуре ~150 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000-3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные час­тицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы - около 20 %; масса мезосферы - не более 0,3 %, термосферы - менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000-3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера - это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.

Температура воздуха в целом в тропосфере уменьшается в среднем на 0,6 °С на каждые 100 м высоты. Однако в нижнем слое (до 100-150 м) распределение температуры может быть различным: она может увеличиваться, оставаться постоянной или уменьшаться.

Когда температура с удалением от деятельной поверхности уменьшается, такое распределение, как отмечалось в разд. 3.4, называется инсоляцией. В воздухе над сушей это бывает в теплое время года в дневные часы при ясной погоде. При инсоляции создаются благоприятные условия для развития тепловой конвекции (см. разд. 4.1) и образования облаков.

Когда температура воздуха с высотой не меняется, такое состояние называется «изотермия». Изотермия температуры наблюдается в пасмурную тихую погоду.

Если температура воздуха увеличивается с удалением от поверхности, такое распределение температуры называют инверсией.

В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адвективные.

Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании деятельной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние.

Ночные инверсии устанавливаются при ясной тихой погоде после перехода радиационного баланса через ноль за 1,0... 1,5 ч до захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и перед восходом Солнца достигают наибольшей мощности. После восхода Солнца деятельная поверхность и воздух прогреваются, что разрушает инверсию. Высота слоя инверсии чаще всего составляет несколько десятков метров, но при определенных условиях (например, в замкнутых долинах, окруженных значительными возвышениями) может достигать 200 м и более. Этому способствует сток охлажденного воздуха со склонов в долину. Облачность ослабляет инверсию, а ветер скоростью более

2,5...3,0 м/с разрушает ее. Под пологом густого травостоя, посева, а также сада летом инверсии наблюдаются и днем (рис. 4.4, б).

Ночные радиационные инверсии весной и осенью, а местами и летом могут вызывать снижение температуры поверхности почвы и воздуха до отрицательных значений (заморозки), что вызывает повреждение культурных растений.

Зимние инверсии возникают в ясную тихую погоду в условиях короткого дня, когда охлаждение деятельной поверхности непрерывно

Рис. 4.4.

1 - ночью; 2 - днем увеличивается с каждым днем. Они могут сохраняться несколько недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью.

Особенно усиливаются радиационные инверсии при резко неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух стекает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное перемешивание способствует его дальнейшему охлаждению. Радиационные инверсии, связанные с особенностями рельефа местности, принято называть орографическими. Они опасны для плодовых деревьев и ягодных кустарников, так как температура воздуха при таких инверсиях может понижаться до критической.

Адвективные инверсии образуются при адвекции теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего температуру выше О °С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.

Лучи Солнца при прохождении через прозрачные вещества нагревают их очень слабо. Это объясняется тем, что прямые солнечные лучи практически не нагревают атмосферный воздух, но сильно нагревают земную поверхность, способную передавать тепловую энергию прилегающим слоям воздуха. По мере нагревания воздух становится более легким и поднимается выше. В верхних слоях теплый воздух перемешивается с холодным, отдавая ему часть тепловой энергии.

Чем выше поднимается нагретый воздух, тем больше он охлаждается. Температура воздуха на высоте 10 км постоянна и составляет -40-45 °C.

Характерная особенность атмосферы Земли – понижение температуры воздуха с высотой. Иногда отмечается повышение температуры по мере повышения высоты. Название такого явления – температурная инверсия (перестановка температур).

Изменение температуры

Появление инверсий может быть обусловлено охлаждением земной поверхности и прилегающего слоя воздуха за короткий промежуток времени. Это возможно также при перемещении плотного холодного воздуха со горных склонов в долины.В течение суток температура воздуха непрерывно изменяется. В дневное время земная поверхность нагревается и нагревает нижний слой воздуха. Ночью наряду с охлаждением земли происходит охлаждение воздуха. Прохладнее всего на рассвете, а теплее – в послеобеденное время.

В экваториальном поясе суточного колебания температур нет. Ночные и дневные температуры имеют одинаковые значения. Несущественны суточные амплитуды на побережья морей, океанов и над их поверхностью. А вот в зоне пустынь разница между ночной и дневной температурами может достигать 50-60 °C.

В умеренной полосе максимальное количество солнечного излучения на Земле приходится на дни летних солнцестояний. Но самым жарким месяцем является июль в Северном полушарии и январь в Южном. Это объясняется тем, что несмотря на то, что солнечная радиация менее интенсивная в эти месяцы, огромное количество тепловой энергии отдает сильно нагретая земная поверхность.

Годовая амплитуда температур определяется широтой определенной местности. К примеру, на экваторе она постоянна и составляет 22-23 °C. Наиболее высокие годовые амплитуды наблюдаются в областях средних широт и в глубине материков.

Для любой местности также характерны абсолютные и средние температуры. Абсолютные температуры определяются посредством многолетних наблюдений на метеостанциях. Самая жаркая область на Земле – это Ливийская пустыня (+58 °C), а самая холодная – станция «Восток» в Антарктиде (-89,2 °C).

Средние температуры устанавливают при вычислении среднеарифметических величин нескольких показателей термометра. Так определяют среднесуточные, среднемесячные и среднегодовые температуры.

С целью выяснить, как распределяется тепло на Земле, на карту наносят значения температур и соединяют точки с одинаковыми значениями. Полученные линии называются изотермами. Данный метод позволяет выявить определенные закономерности в распределении температур. Так, наиболее высокие температуры регистрируются не на экваторе, а в тропических и субтропических пустынях. Характерно понижение температур от тропиков к полюсам в двух полушариях. С учетом того, что в Южном полушарии водоемы занимают большую площадь, чем суша, амплитуды температур между самым жарким и холодным месяцами там менее выражены, чем в Северном.

По расположению изотерм различают семь тепловых поясов: 1 жаркий, 2 умеренных, 2 холодных, 2 области вечной мерзлоты.

Похожие материалы:

В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 "С на каждые 100 м высоты. Одна­ко в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оста­ваться постоянной. Представление о распределении температу­ры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):

ВГТ = (/„ - / B )/(ZB -

где /н - /в - разность температур на нижнем и верхнем уровнях, °С; ZB - ZH- раз­ность высот, м. Обычно ВГТ рассчитывают на 100 м высоты.

В приземном слое атмосферы ВГТ может в 1000 раз превы­шать средний для тропосфер

Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (ле­том больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем но­чью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воз­духа его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым по­севом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей (см. гл. 3).

В результате определенного сочетания этих факторов ВГТ вблизи поверхности в пересчете на 100 м высоты может состав­лять более 100 °С/100 м. В таких случаях и возникает тепловая конвекция.

Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом (рис. 4.4); если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое рас­пределение температуры называют инверсией.

В зависимости от условий образования инверсий в призем­ном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адвек­тивные.

1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ноч­ные (летние) и зимние.

Ночные инверсии устанавливаются при ясной тихой погоде после перехода радиационного баланса через 0 за 1,0...1,5 ч до захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и перед восхо­дом Солнца достигают наибольшей мощности. После восхода Солнца деятельная поверхность и воздух прогреваются, что раз­рушает инверсию. Высота слоя инверсии чаще всего составляет несколько десятков метров, но при определенных условиях (на­пример, в замкнутых долинах, окруженных значительными воз­вышениями) может достигать 200 м и более. Этому способствует сток охлажденного воздуха со склонов в долину. Облачность ос­лабляет инверсию, а ветер скоростью более 2,5...3,0 м/с разру­шает ее. Под пологом густого травостоя, посева, а также леса ле­том инверсии наблюдаются и днем.

Ночные радиационные инверсии весной и осенью, а местами и летом могут вызывать снижение температуры поверхности по­чвы и воздуха до отрицательных значений (заморозки), что вы­зывает повреждение многих культурных растений.

Зимние инверсии возникают в ясную тихую погоду в условиях короткого дня, когда охлаждение деятельной поверхности не­прерывно увеличивается с каждым днем; они могут сохраняться несколько недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью.

Особенно усиливаются радиационные инверсии при резко неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух сте­кает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное пере­мешивание способствует его дальнейшему охлаждению. Радиационные инверсии, связанные с особенностями рельефа мест­ности, принято называть орографическими.

2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (переме­щении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверх­ность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающе­гося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные ин­версии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего темпе­ратуру выше О "С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.

ПОКАЗАТЕЛИ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА В ДАННОЙ МЕСТНОСТИ И ПОТРЕБНОСТИ РАСТЕНИЙ В ТЕПЛЕ

При оценке температурного режима большой территории или отдельного пункта применяют характеристики температуры за год или за отдельные периоды (вегетационный период, сезон, месяц, декада и сутки). Основные из этих показателей следую­щие.

Средняя суточная температура - среднее арифметическое из температур, измеренных во все сроки наблюдений. На метеоро­логических станциях Российской Федерации температуру возду­ха измеряют восемь раз в сутки. Суммируя результаты этих из­мерений и деля сумму на 8, получают среднюю суточную темпе­ратуру воздуха.

Средняя месячная температура - среднее арифметическое из средних суточных температур за все сутки месяца.

Средняя годовая температура - это среднее арифметическое из средних суточных (или средних месячных) температур за весь год.

Средняя кодовая температура воздуха дает лишь общее пред­ставление о количестве тепла, она не характеризует годовой ход температуры. Так, средняя годовая температура на юге Ирлан­дии и в степях Калмыкии , расположенных на одной широте, близка (9°С). Но в Ирландии средняя температура января составляет 5...8 "С, и всю зиму здесь зеленеют луга, а в степях Калмыкии средняя температура января -5...-8 °С. Летом же в Ирландии прохладно: 14°С, а средняя температура июля в Калмыкии - 23...26 °С.

Поэтому для более полной характеристики годового хода тем­пературы в данном месте используют данные о средней темпе­ратуре самого холодного (январь) и самого теплого (июль) меся­цев.

Однако все осредненные характеристики не дают точного представления о суточном и годовом ходе температуры, т. е. как раз об условиях, особенно важных для сельскохозяйственного производства. Дополнением к средним температурам являются максимальные и минимальные температуры, амплитуда. Напри­мер, зная минимальную температуру в зимние месяцы, можно судить об условиях перезимовки озимых культур и плодово-ягодных насаждений. Данные о максимальной температуре по­казывают зимой частоту оттепелей и их интенсивность, а ле­том - число жарких дней, когда возможно повреждение зерна в период налива и т. д.

В экстремальных температурах выделяют: абсолютный макси­мум (минимум) - самая высокая (низкая) температура за весь пе­риод наблюдений; средний из абсолютных максимумов (миниму­мов) - среднее арифметическое из абсолютных экстремумов; средний максимум (минимум) - среднее арифметическое из всех экстремальных температур, например, за месяц, сезон, год. При этом их можно рассчитать как за многолетний период наблюде­ний, так и за фактический месяц, год и т. д.

Амплитуда суточного и годового хода температуры характери­зует степень континентальное™ климата: чем больше амплиту­да, тем климат континентальнее.

Характеристикой температурного режима в данной местнос­ти за определенный период служат также суммы среднесуточных температур выше или ниже определенного предела. Например, в климатических справочниках и атласах приводят суммы темпе­ратур выше 0, 5, 10 и 15 °С, а также ниже -5 и -10 "С.

Наглядное представление о географическом распределении показателей температурного режима дают карты, на которых проведены изотермы - линии равных значений температуры или сумм температур (рис. 4.7). Карты, например, сумм тем­ператур используют для обоснования размещения посевов (по­садок) различных по требованиям к теплу культурных расте­ний.

Для уточнения термических условий, необходимых расте­ниям, используют также суммы дневных и ночных темпера­тур, так как среднесуточная температура и ее суммы нивели­руют термические различия в суточном ходе температуры воз­духа.

Изучение термического режима раздельно для дня и ночи имеет глубокое физиологическое значение. Известно, что все процессы, происходящие в растительном и животном мире, подвержены природным ритмам, определяемым внешними ус­ловиями, т. е. подчинены закону так называемых «биологичес­ких» часов. Например, по данным (1964), для опти­мальных условий роста тропических растений разница между дневными и ночными температурами должна составлять 3...5°С, для растений умеренного пояса -5...7, а для растений пустынь - 8 °С и более. Изучение дневных и ночных температур приобретает особый смысл для повышения продуктивности сельскохозяйственных растений, которая определяется соотно­шением двух процессов - ассимиляции и дыхания, происходя­щих в качественно разные для растений светлые и темные часы суток.

В средних дневных и ночных температурах и их суммах кос­венно учитывается широтная изменчивость длины дня и ночи, а также изменение континентальности климата и влияние различ­ных форм рельефа на температурный режим.

Суммы среднесуточных температур воздуха, близкие для пары метеостанций, размещенных примерно на одной широте, но значительно различающиеся по долготе, т. е. находящиеся в различных условиях континентальности климата, приведены в таблице 4.1.

В более континентальных восточных районах суммы дневных температур на 200...500 °С больше, а суммы ночных температур на 300°С меньше, чем в западных и особенно морских районах, что объясняет давно известный факт - ускорение раз­вития сельскохозяйственных культур в условиях резко конти­нентального климата.

Потребность растений в тепле выражают суммами активных и эффективных температур. В сельскохозяйственной метеороло­гии активная температура - это среднесуточная температура воздуха (или почвы) выше биологического минимума развития культуры. Эффективная температура - это среднесуточная тем­пература воздуха (или почвы), уменьшенная на значение биоло­гического минимум.

Растения развиваются только в том случае, если среднесуточ­ная температура превышает их биологический минимум, кото­рый составляет, например, для яровой пшеницы 5 °С, для куку­рузы - 10, для хлопчатника - 13 °С (для южных сортов хлопчат­ника - 15 °С). Суммы активных и эффективных температур ус­тановлены как для отдельных межфазных периодов, так и для всего периода вегетации многих сортов и гибридов основных сельскохозяйственных культур (табл. 11.1).

Через суммы активных и эффективных температур выражают и потребность в тепле пойкилотермных (холоднокровных) орга­низмов как за онтогенетический период, так и за ве. сь биологи­ческий цикл.

При расчете сумм среднесуточных температур, характеризую­щих потребность растений и пойкилотермных организмов в тепле, необходимо вводить поправку на балластные температуры, не"ускоряющие рост и развитие, т. е. учитывать и верхний тем­пературный уровень для культур и организмов. Для большинства растений и вредителей умеренной зоны это будет среднесуточ­ная температура, превышающая 20...25 "С.