Structura verticală a atmosferei. Determinarea altitudinii de condensare și a nivelurilor de sublimare Modificarea temperaturii cu altitudinea

Pentru a simplifica oarecum analiza problemei, atmosfera este împărțită în trei straturi principale. Stratificarea atmosferică este în primul rând rezultatul modificărilor inegale ale temperaturii aerului cu înălțimea. Cele două straturi inferioare au compoziție relativ omogenă. Din acest motiv se spune de obicei că formează o homosferă.

troposfera. Stratul inferior al atmosferei se numește troposferă. Acest termen în sine înseamnă „sferă de rotație” și este asociat cu caracteristicile de turbulență ale acestui strat. Toate schimbările de vreme și climă sunt rezultatul proceselor fizice care au loc în acest strat. În secolul al XVIII-lea, de când studiul atmosferei a fost limitat. numai la acest strat, se credea că ceea ce s-a descoperit în el O scădere a temperaturii aerului cu înălțimea este, de asemenea, inerentă în restul atmosferei.

Diferite transformări energetice au loc în primul rând în troposferă. Datorită contactului continuu al aerului cu suprafața pământului, precum și a intrării de energie în acesta din spațiu, acesta începe să se miște. Limita superioară a acestui strat este situată acolo unde scăderea temperaturii cu înălțimea este înlocuită de creșterea acesteia - aproximativ la o altitudine de 15-16 km deasupra ecuatorului și 7-8 km deasupra polilor. Ca și Pământul însuși, sub influența rotației planetei noastre, este și el oarecum turtit deasupra polilor și se umflă deasupra ecuatorului. Cu toate acestea, acest efect este exprimat mult mai puternic în atmosferă decât în ​​învelișul solid al Pământului.

În direcția de la suprafața Pământului până la limita superioară a troposferei, temperatura aerului scade. Deasupra ecuatorului temperatura minimă a aerului este de aproximativ -62°C, iar deasupra polilor aproximativ -45°C. Cu toate acestea, în funcție de punctul de măsurare, temperatura poate fi ușor diferită. Astfel, peste insula Java de la limita superioară a troposferei, temperatura aerului scade la un minim record de -95°C.

Limita superioară a troposferei se numește tropopauză. Mai mult de 75% din masa atmosferei se află sub tropopauză. La tropice, aproximativ 90% din masa atmosferei este situată în troposferă.

Tropopauza a fost descoperită în 1899, când s-a găsit un minim în profilul vertical de temperatură la o anumită altitudine, iar apoi temperatura a crescut ușor. Începutul acestei creșteri marchează trecerea la următorul strat al atmosferei - stratosferă.

Stratosferă. Termenul stratosferă înseamnă „sfera stratului” și reflectă ideea anterioară a unicității stratului situat deasupra troposferei. Stratosfera se extinde la o înălțime de aproximativ 50 km deasupra suprafeței pământului. Particularitatea sa este, în special, o creștere bruscă a temperaturii aerului în comparație cu valorile sale excepțional de scăzute la tropopauză Temperatura în stratosferă crește la aproximativ -40 ° C. Această creștere a temperaturii se explică prin reacția de formare a ozonului - una dintre principalele reacții chimice care apar în atmosferă.

Ozonul este o formă specială de oxigen. Spre deosebire de molecula obișnuită de oxigen diatomic (O2). Ozonul este format din moleculele sale triatomice (Oz). Apare ca urmare a interacțiunii oxigenului obișnuit cu oxigenul care pătrunde în straturile superioare ale atmosferei.

Cea mai mare parte a ozonului este concentrată la altitudini de aproximativ 25 km, dar, în general, stratul de ozon este o înveliș foarte extins, care acoperă aproape toată stratosfera. În ozonosferă, razele ultraviolete interacționează cel mai frecvent și cel mai puternic cu oxigenul atmosferic. determină descompunerea moleculelor obișnuite de oxigen diatomic în atomi individuali. La rândul lor, atomii de oxigen se reatașează adesea la moleculele diatomice și formează molecule de ozon. În același mod, atomii de oxigen individuali se combină pentru a forma molecule diatomice. Intensitatea formării ozonului se dovedește a fi suficientă pentru ca în stratosferă să existe un strat cu o concentrație mare de ozon.

Interacțiunea oxigenului cu razele ultraviolete este unul dintre procesele benefice din atmosfera pământului care contribuie la menținerea vieții pe Pământ. Absorbția acestei energii de către ozon previne curgerea excesivă a acesteia la suprafața pământului, unde se creează exact nivelul de energie potrivit existenței. formele pământeşti viaţă. Poate că în trecut, Pământul a primit cantitate mare energie decât acum, care a influențat apariția formelor primare de viață pe planeta noastră. Dar organismele vii moderne nu au putut rezista la cantități mai semnificative de radiații ultraviolete venite de la Soare.

Ozonosfera absoarbe partea care trece prin atmosferă. Ca urmare, în ozonosferă se stabilește un gradient vertical de temperatură a aerului de aproximativ 0,62°C la 100 m, adică temperatura crește odată cu altitudinea până la limita superioară a stratosferei - stratopauza (50 km).

La altitudini de la 50 la 80 km există un strat al atmosferei numit mezosferă. Cuvântul „mezosferă” înseamnă „sferă intermediară”, unde temperatura aerului continuă să scadă odată cu înălțimea.

Deasupra mezosferei, într-un strat numit termosferă, temperaturile cresc din nou cu altitudinea până la aproximativ 1000°C și apoi scad foarte repede la -96°C. Cu toate acestea, nu scade la infinit, apoi temperatura crește din nou.

Împărțirea atmosferei în straturi separate este destul de ușor de observat prin particularitățile schimbărilor de temperatură cu înălțimea fiecărui strat.

Spre deosebire de straturile menționate anterior, ionosfera nu este evidențiată. in functie de temperatura. caracteristica principală ionosfera – grad ridicat de ionizare a gazelor atmosferice. Această ionizare este cauzată de absorbția energiei solare de către atomii diferitelor gaze. Razele ultraviolete și alte raze solare, purtând cuante de înaltă energie, care intră în atmosferă, ionizează atomii de azot și oxigen - electronii aflați în orbitele exterioare sunt îndepărtați din atomi. Prin pierderea de electroni, atomul capătă o sarcină pozitivă. Dacă un electron este adăugat unui atom, atomul devine încărcat negativ. Astfel, ionosfera este o regiune de natură electrică, datorită căreia devin posibile multe tipuri de comunicații radio.

Ionosfera este împărțită în mai multe straturi, desemnate prin literele D, E, F1 și F2. Aceste straturi au și denumiri speciale. Separarea în straturi este cauzată de mai multe motive, printre care cel mai important este influența inegală a straturilor asupra trecerii undelor radio. Stratul cel mai de jos, D, absoarbe în principal undele radio și astfel împiedică propagarea lor ulterioară.

Cel mai bine studiat stratul E este situat la o altitudine de aproximativ 100 km deasupra suprafeței pământului. Este numit și stratul Kennelly-Heaviside după numele oamenilor de știință americani și englezi care l-au descoperit simultan și independent. Stratul E, ca o oglindă uriașă, reflectă undele radio. Datorită acestui strat, undele radio lungi parcurg distanțe mai mari decât ar fi de așteptat dacă s-ar propaga numai în linie dreaptă, fără a fi reflectate de stratul E.

Stratul F are proprietăți similare.Se mai numește și stratul Appleton. Împreună cu stratul Kennelly-Heaviside, reflectă undele radio către stațiile radio terestre.O astfel de reflexie poate avea loc în diferite unghiuri. Stratul Appleton este situat la o altitudine de aproximativ 240 km.

Regiunea cea mai exterioară a atmosferei este adesea numită exosferă.

Acest termen se referă la existența periferiei spațiului în apropierea Pământului. Este dificil de determinat exact unde se termină și începe spațiul, deoarece odată cu altitudinea densitatea gazelor atmosferice scade treptat și se transformă treptat într-un vid, în care se găsesc doar molecule individuale. Cu scoaterea din suprafața pământului gazele atmosferice experimentează din ce în ce mai puțină gravitația planetei și de la o anumită înălțime tind să părăsească câmpul gravitațional al pământului. Deja la o altitudine de aproximativ 320 km, densitatea atmosferei este atât de scăzută încât moleculele pot călători mai mult de 1 km fără să se ciocnească între ele. Partea cea mai exterioară a atmosferei servește drept graniță superioară, care este situată la altitudini de la 480 la 960 km.

În troposferă, temperatura aerului scade odată cu înălțimea, după cum s-a menționat, cu o medie de 0,6 "C pentru fiecare 100 m de înălțime. Cu toate acestea, în stratul de suprafață, distribuția temperaturii poate fi diferită: poate scădea, crește sau rămâne constantă. Ideea temperaturii de distribuție cu înălțimea oferă gradientul vertical de temperatură (VTG):

VGT = (/„ - /B)/(ZB -

unde /n - /v - diferența de temperatură la nivelul inferior și superior, °C; ZB - ZH - diferență de înălțime, m. De obicei, VGT se calculează la 100 m de înălțime.

În stratul de suprafață al atmosferei, VGT poate fi de 1000 de ori mai mare decât media pentru troposferă

Valoarea VGT în stratul de suprafață depinde de condițiile meteorologice (pe vreme senină este mai mare decât pe vreme înnorată), perioada anului (mai mult vara decât iarna) și ora zilei (mai mult ziua decât noaptea). Vântul reduce VGT, deoarece atunci când aerul este amestecat, temperatura acestuia la diferite altitudini este egalizată. Deasupra solului umed, VGT din stratul de sol scade brusc, iar deasupra solului gol (câmpul de pânză) VGT este mai mare decât peste culturile dense sau pajiști. Acest lucru se datorează diferențelor în regimul de temperatură al acestor suprafețe (vezi capitolul 3).

Ca urmare a unei anumite combinații a acestor factori, VGT-ul de lângă suprafață, calculat la 100 m de înălțime, poate fi mai mare de 100 °C/100 m. În astfel de cazuri, are loc convecția termică.

Modificarea temperaturii aerului cu înălțimea determină semnul VGT: dacă VGT > 0, atunci temperatura scade odată cu distanța de la suprafața activă, ceea ce se întâmplă de obicei în timpul zilei și al verii (Fig. 4.4); dacă VGT = 0, atunci temperatura nu se schimbă cu înălțimea; dacă VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое рас­пределение температуры называют инверсией.

În funcție de condițiile de formare a inversiilor în stratul de suprafață al atmosferei, acestea se împart în radiative și advective.

1. Inversiunile radiațiilor apar în timpul răcirii cu radiații a suprafeței pământului. Astfel de inversiuni se formează noaptea în timpul sezonului cald și se observă și în timpul zilei, iarna. Prin urmare, inversiunile de radiație sunt împărțite în noapte (vara) și iarnă.

Inversiunile nocturne sunt stabilite pe vreme senină, liniștită, după ce balanța radiațiilor trece prin 0 1,0...1,5 ore înainte de apus. În timpul nopții se intensifică și ating cea mai mare putere înainte de răsărit. După răsăritul soarelui, suprafața activă și aerul se încălzesc, ceea ce distruge inversarea. Înălțimea stratului de inversare este cel mai adesea de câteva zeci de metri, dar în anumite condiții (de exemplu, în văi închise înconjurate de cote semnificative) poate ajunge la 200 m sau mai mult. Acest lucru este facilitat de fluxul de aer răcit de pe versanți în vale. Înnorirea slăbește inversiunea, iar vitezele vântului de peste 2,5...3,0 m/s o distrug. Sub coronamentul de iarbă densă, culturi și păduri vara, se observă și inversiuni în timpul zilei.

Inversiunile de radiație pe timp de noapte în primăvara și toamna și în unele locuri vara pot determina o scădere a temperaturii solului și a suprafeței aerului. valori negative(îngheț), care provoacă daune multor plante cultivate.

Inversiunile de iarnă apar pe vreme senină, calmă, în condiții de zi scurtă, când răcirea suprafeței active crește continuu în fiecare zi; pot persista câteva săptămâni, slăbind ușor în timpul zilei și devenind din nou mai puternice noaptea.

Inversiunile radiațiilor sunt intensificate în special pe terenuri foarte eterogene. Aerul de răcire curge în zonele joase și bazine, unde amestecul turbulent slăbit contribuie la răcirea ulterioară a acestuia. Inversiunile de radiație asociate cu caracteristicile terenului sunt de obicei numite orografice.

2. Inversiunile advective se formează atunci când aerul cald se deplasează pe o suprafață subiacentă rece, care răcește straturile adiacente de aer care avansează. Aceste inversiuni includ și inversiuni de zăpadă. Ele apar în timpul advecției aerului cu o temperatură peste O "C pe o suprafață acoperită cu zăpadă. O scădere a temperaturii în stratul cel mai de jos în acest caz este asociată cu consumul de căldură pentru topirea zăpezii.

INDICATORI AI REGIMULUI DE TEMPERATURĂ ÎNTR-O LOCAȚIE DATE ȘI NECESARUL DE CĂLDURĂ A PLANTELOR

La aprecierea regimului de temperatură teritoriu mare sau un punct separat, se aplică caracteristicile de temperatură pentru an sau pentru perioade individuale (sezon de vegetație, anotimp, lună, deceniu și zi). Principalii dintre acești indicatori sunt următorii.

Temperatura medie zilnică este media aritmetică a temperaturilor măsurate în toate perioadele de observație. La stațiile meteo Federația Rusă temperatura aerului se măsoară de opt ori pe zi. Însumând rezultatele acestor măsurători și împărțind suma la 8, se obține temperatura medie zilnică a aerului.

Temperatura medie lunară este media aritmetică a temperaturilor medii zilnice pentru întreaga zi a lunii.

Temperatura medie anuală este media aritmetică a temperaturilor medii zilnice (sau medii lunare) pentru întregul an.

Temperatura medie a aerului codificat oferă doar o idee generală a cantității de căldură; nu caracterizează variația anuală a temperaturii. Astfel, temperatura medie anuală în sudul Irlandei și în stepele din Kalmykia, situate la aceeași latitudine, este apropiată (9°C). Dar în Irlanda temperatura medie în ianuarie este de 5...8 "C, iar pajiștile sunt verzi toată iarna aici, iar în stepele din Kalmykia temperatura medie în ianuarie este de -5...-8 °C. Vara în Irlanda este rece: 14 °C, iar temperatura medie în iulie în Kalmykia este de 23...26 °C.

Prin urmare, pentru mai mult caracteristici complete Variația anuală a temperaturii într-un loc dat utilizează date privind temperatura medie a lunilor cele mai reci (ianuarie) și cele mai calde (iulie).

Cu toate acestea, toate caracteristicile medii nu oferă o idee exactă a variațiilor zilnice și anuale de temperatură, adică exact condițiile care sunt deosebit de importante pentru producția agricolă. Pe lângă temperaturile medii sunt temperaturile maxime și minime, amplitudinea. De exemplu, cunoașterea temperaturii minime în lunile de iarnă, se pot judeca condițiile de iernare ale culturilor de iarnă și ale plantărilor de fructe și fructe de pădure. Date despre temperatura maxima arată iarna frecvența dezghețurilor și intensitatea acestora, iar vara - numărul de zile fierbinți în care este posibilă deteriorarea cerealelor în perioada de umplere etc.

Temperaturile extreme se disting: maxima absolută (minima) - temperatura cea mai ridicată (cea mai scăzută) pentru întreaga perioadă de observare; media maximelor (minimurilor) absolute - media aritmetică a extremelor absolute; mediu maxim (minim) - media aritmetică a tuturor temperaturilor extreme, de exemplu, pentru o lună, sezon, an. Mai mult, ele pot fi calculate atât pentru o perioadă de observare pe termen lung, cât și pentru o lună, un an, etc.

Amplitudinea variațiilor zilnice și anuale de temperatură caracterizează gradul de climă continentală: cu cât amplitudinea este mai mare, cu atât clima este mai continentală.

Regimul de temperatură într-o anumită zonă pentru o anumită perioadă se caracterizează și prin sumele temperaturilor medii zilnice peste sau sub o anumită limită. De exemplu, în cărțile de referință și atlasele climatice sunt date sumele temperaturilor peste 0, 5, 10 și 15 °C, precum și sub -5 și -10 °C.

Reprezentarea vizuală a distribuție geografică indicatorii regimului de temperatură sunt furnizați de hărți pe care sunt trasate izoterme - linii de valori egale de temperatură sau sume de temperaturi (Fig. 4.7). Hărțile, de exemplu, ale sumelor de temperatură sunt folosite pentru a justifica plasarea culturilor (plantărilor) de plante de cultură cu cerințe diferite de căldură.

Pentru a clarifica condițiile termice necesare plantelor, se folosesc și sumele temperaturilor de zi și de noapte, deoarece temperatura medie zilnică și sumele acesteia neutralizează diferențele termice în curs diurn temperatura aerului.

Studierea separată a regimului termic pentru zi și noapte are o semnificație fiziologică profundă. Se știe că toate procesele care au loc în lumea vegetală și animală sunt supuse unor ritmuri naturale determinate de condiții externe, adică sunt supuse legii așa-numitului ceas „biologic”. De exemplu, conform (1964), pentru condiții optime de creștere pentru plantele tropicale, diferența dintre temperaturile de zi și de noapte ar trebui să fie de 3...5 ° C, pentru plante. zonă temperată-5...7, iar pentru plantele de deșert - 8 °C sau mai mult. Studiul temperaturilor de zi și de noapte dobândește sens special pentru a crește productivitatea plantelor agricole, care este determinată de relația dintre două procese - asimilare și respirație, care au loc în ore de lumină și întuneric calitativ diferite ale zilei pentru plante.

Temperaturile medii de zi și noapte și sumele lor țin cont indirect de variabilitatea latitudinală a lungimilor zilei și nopții, precum și modificările continentalității climei și influența diferitelor forme de relief asupra regimului de temperatură.

Sumele temperaturilor medii zilnice ale aerului care sunt apropiate pentru o pereche de stații meteo situate aproximativ la aceeași latitudine, dar semnificativ diferite în longitudine, adică situate în conditii diferite clima continentală sunt prezentate în tabelul 4.1.

În regiunile mai continentale estice, sumele temperaturilor diurne sunt cu 200...500 °C mai mari, iar sumele temperaturilor nocturne sunt cu 300 °C mai mici decât în ​​regiunile vestice și în special maritime, ceea ce explică demult. fapt cunoscut- accelerarea dezvoltării culturilor agricole într-un climat puternic continental.

Cerințele de căldură ale plantelor sunt exprimate ca sume ale temperaturilor active și efective. În meteorologia agricolă, temperatura activă este temperatura medie zilnică a aerului (sau a solului) peste minimul biologic pentru dezvoltarea culturii. Temperatura efectivă este temperatura medie zilnică a aerului (sau a solului) redusă cu valoarea minimă biologică.

Plantele se dezvoltă numai dacă temperatura medie zilnică depășește minimul lor biologic, care este, de exemplu, 5 °C pentru grâul de primăvară, 10 °C pentru porumb, 13 °C pentru bumbac (15 °C pentru soiurile de bumbac din sud). Sumele temperaturilor active și efective sunt stabilite atât pentru perioadele individuale de interfaze, cât și pentru întregul sezon de vegetație a multor soiuri și hibrizi ai principalelor culturi agricole (Tabelul 11.1).

Sumele temperaturilor active și efective exprimă, de asemenea, nevoia de căldură a organismelor poikiloterme (cu sânge rece) atât în ​​perioada ontogenetică, cât și de-a lungul secolului. există un ciclu biologic.

La calcularea sumelor temperaturilor medii zilnice care caracterizează nevoile de căldură ale plantelor și organismelor poikiloterme, este necesar să se introducă o corecție pentru temperaturile de balast care nu accelerează creșterea și dezvoltarea, adică să se ia în considerare nivelul superior de temperatură pentru culturi și organisme. Pentru majoritatea plantelor și dăunătorilor din zona temperată, aceasta va fi o temperatură medie zilnică care depășește 20...25 "C.

Sarcină:

Se știe că la o altitudine de 750 de metri deasupra nivelului mării temperatura este de +22 o C. Determinați temperatura aerului la altitudine:

a) 3500 metri deasupra nivelului mării

b) 250 de metri deasupra nivelului mării

Soluţie:

Știm că atunci când altitudinea se schimbă cu 1000 de metri (1 km), temperatura aerului se modifică cu 6 o C. Mai mult, odată cu creșterea altitudinii, temperatura aerului scade, iar odată cu scăderea crește.

a) 1. Determinați diferența de înălțimi: 3500 m -750 m = 2750 m = 2,75 km

2. Determinați diferența de temperaturi ale aerului: 2,75 km × 6 o C = 16,5 o C

3. Să determinăm temperatura aerului la altitudinea de 3500 m: 22 o C - 16,5 o C = 5,5 o C

Răspuns: la o altitudine de 3500 m temperatura aerului este de 5,5 o C.

b) 1. Determinați diferența de înălțime: 750 m -250 m = 500 m = 0,5 km

2. Determinați diferența de temperaturi ale aerului: 0,5 km × 6 o C = 3 o C

3. Determinați temperatura aerului la altitudinea de 250 m: 22 o C + 3 o C = 25 o C

Răspuns: la o altitudine de 250 m temperatura aerului este de 25 o C.

2. Determinarea presiunii atmosferice în funcție de altitudine

Sarcină:

Se știe că la o altitudine de 2205 metri deasupra nivelului mării presiunea atmosferică este de 550 mm Mercur. Determinați presiunea atmosferică la altitudine:

a) 3255 metri deasupra nivelului mării

b) 0 metri deasupra nivelului mării

Soluţie:

Știm că atunci când altitudinea se schimbă cu 10,5 metri, presiunea atmosferică se modifică cu 1 mmHg. Artă. Mai mult, odată cu creșterea altitudinii, presiunea atmosferică scade, iar odată cu scăderea altitudinii, aceasta crește.

a) 1. Determinați diferența de înălțimi: 3255 m - 2205 m = 1050 m

2. Determinați diferența de presiune atmosferică: 1050 m: 10,5 m = 100 mm Hg.

3. Să determinăm presiunea atmosferică la altitudinea de 3255 m: 550 mm Hg. - 100 mm Hg. = 450 mmHg

Răspuns: la o altitudine de 3255 m, presiunea atmosferică este de 450 mm Hg.

b) 1. Determinați diferența de înălțimi: 2205 m - 0 m = 2205 m

2. Să determinăm diferența de presiune atmosferică: 2205 m: 10,5 m = 210 mm Hg. Artă.

3. Determinați presiunea atmosferică la o altitudine de 0 m: 550 mm Hg. + 210 mm Hg. Artă. = 760 mm Hg. Artă.

Răspuns: la o altitudine de 0 m presiunea atmosferică este de 760 mm Hg.

3. Scara Beaufort

(scala viteza vantului)

În troposferă, temperatura aerului scade odată cu altitudinea, după cum s-a menționat, cu o medie de 0,6 ºС la fiecare 100 m de altitudine. Cu toate acestea, în stratul de suprafață, distribuția temperaturii poate fi diferită: poate scădea, crește sau rămâne constantă. Gradientul vertical de temperatură (VTG) oferă o idee despre distribuția temperaturii cu înălțimea:

Valoarea VGT în stratul de suprafață depinde de condițiile meteorologice (pe vreme senină este mai mare decât pe vreme înnorată), perioada anului (mai mult vara decât iarna) și ora zilei (mai mult ziua decât noaptea). Vântul reduce VGT, deoarece atunci când aerul este amestecat, temperatura acestuia la diferite altitudini este egalizată. Deasupra solului umed, VGT din stratul de sol scade brusc, iar deasupra solului gol (câmpul de pânză) VGT este mai mare decât peste culturile dense sau pajiști. Acest lucru se datorează diferențelor în regimul de temperatură al acestor suprafețe.

Modificarea temperaturii aerului cu înălțimea determină semnul VGT: dacă VGT > 0, atunci temperatura scade odată cu distanța de la suprafața activă, ceea ce se întâmplă de obicei în timpul zilei și al verii; dacă VGT = 0, atunci temperatura nu se schimbă cu înălțimea; dacă VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.

În funcție de condițiile de formare a inversiilor în stratul de suprafață al atmosferei, acestea se împart în radiative și advective.

1. Radiația inversiunile apar în timpul răcirii cu radiații a suprafeței pământului. Astfel de inversiuni se formează noaptea în timpul sezonului cald și se observă și în timpul zilei, iarna. Prin urmare, inversiunile de radiație sunt împărțite în noapte (vara) și iarnă.

2. Advective inversiunile sunt formate prin advecția (mișcarea) aerului cald pe o suprafață subiacentă rece, care răcește straturile adiacente de aer în avans. Aceste inversiuni includ și inversiuni de zăpadă. Acestea apar atunci când aerul cu o temperatură de peste 0°C pătrunde pe o suprafață acoperită cu zăpadă. Scăderea temperaturii în stratul cel mai de jos în acest caz este asociată cu căldura consumată de topirea zăpezii.

Măsurarea temperaturii aerului

La stațiile meteorologice, termometrele sunt instalate într-o cabină specială, numită cabină psicrometrică, ai cărei pereți sunt pereți. Razele Soarelui nu pătrund într-o astfel de cabină, dar în același timp aerul are acces liber la ea.

Termometrele sunt instalate pe un trepied, astfel încât rezervoarele să fie situate la o înălțime de 2 m de suprafața activă.

Temperatura aerului urgent este măsurată cu un termometru psicrometric cu mercur TM-4, care este instalat vertical. La temperaturi sub -35°C, utilizați un termometru cu grad scăzut de alcool TM-9.

Temperaturile extreme sunt măsurate folosind termometre maxim TM-1 și minim TM-2, care sunt așezate orizontal.

Pentru înregistrarea continuă a temperaturii aerului, utilizați termograf M-16A, care este plasat într-o cabină de înregistrare cu jaluzele. În funcție de viteza de rotație a tamburului, termografele sunt disponibile pentru utilizare zilnică sau săptămânală.

La culturi și plantații, temperatura aerului se măsoară fără a perturba acoperirea vegetală. În acest scop, se folosește un psicrometru de aspirație.

Planeta albastra...

Acest subiect ar fi trebuit să fie unul dintre primele apărute pe site. La urma urmei, elicopterele sunt aeronave atmosferice. Atmosfera Pământului– habitatul lor, ca să spunem așa:-). A proprietăți fizice aer Tocmai asta determină calitatea acestui habitat :-). Adică acesta este unul dintre elementele de bază. Și ei scriu întotdeauna despre bază mai întâi. Dar mi-am dat seama de asta abia acum. Totuși, după cum știți, este mai bine mai târziu decât niciodată... Să atingem această problemă, fără a intra în buruieni și complicații inutile :-).

Asa de… Atmosfera Pământului. Aceasta este învelișul gazos al planetei noastre albastre. Toată lumea știe acest nume. De ce albastru? Pur și simplu pentru că componenta „albastru” (precum și albastru și violet) a luminii solare (spectrul) este cel mai bine împrăștiată în atmosferă, colorându-l astfel albăstrui-albăstrui, uneori cu o nuanță de violet (într-o zi însorită, desigur :-)) .

Compoziția atmosferei Pământului.

Compoziția atmosferei este destul de largă. Nu voi enumera toate componentele din text, există o ilustrare bună pentru aceasta. Compoziția tuturor acestor gaze este aproape constantă, cu excepția dioxidului de carbon (CO 2 ). În plus, atmosfera conține în mod necesar apă sub formă de vapori, picături în suspensie sau cristale de gheață. Cantitatea de apă nu este constantă și depinde de temperatură și, într-o măsură mai mică, de presiunea aerului. În plus, atmosfera Pământului (în special cea actuală) conține o anumită cantitate de, aș spune, „tot felul de lucruri urâte” :-). Acestea sunt SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, în plus există vapori de mercur Hg. Adevărat, toate acestea sunt acolo în cantități mici, slavă Domnului :-).

Atmosfera Pământuluiîmpărțit de obicei în mai multe următorul prieten unul în spatele celuilalt în înălțime deasupra suprafeței zonelor.

Prima, cea mai apropiată de pământ, este troposfera. Acesta este cel mai de jos și, ca să spunem așa, stratul principal pentru viață. tipuri diferite. Conține 80% din masa totală aerul atmosferic(deși în volum reprezintă doar aproximativ 1% din întreaga atmosferă) și aproximativ 90% din toată apa atmosferică. Cea mai mare parte a vântului, norilor, ploii și zăpezii 🙂 provin de acolo. Troposfera se extinde la altitudini de aproximativ 18 km la latitudini tropicale și până la 10 km la latitudini polare. Temperatura aerului din acesta scade odată cu creșterea înălțimii cu aproximativ 0,65 ° C la fiecare 100 m.

Zonele atmosferice.

Zona a doua - stratosferă. Trebuie spus că între troposferă și stratosferă există o altă zonă îngustă - tropopauza. Oprește scăderea temperaturii odată cu înălțimea. Tropopauza are o grosime medie de 1,5-2 km, dar limitele sale sunt neclare, iar troposfera se suprapune adesea cu stratosfera.

Deci stratosfera are o înălțime medie de 12 km până la 50 km. Temperatura din el rămâne neschimbată până la 25 km (aproximativ -57ºС), apoi undeva până la 40 km se ridică la aproximativ 0ºС și apoi rămâne neschimbată până la 50 km. Stratosfera este o parte relativ calmă a atmosferei pământului. Practic nu există condiții meteorologice nefavorabile în el. În stratosferă se află celebrul strat de ozon la altitudini de la 15-20 km până la 55-60 km.

Acesta este urmat de un mic strat limită, stratopauza, în care temperatura rămâne în jurul valorii de 0ºC, iar apoi zona următoare este mezosfera. Se extinde la altitudini de 80-90 km, iar în el temperatura scade la aproximativ 80ºC. În mezosferă, de obicei devin vizibili meteoriți mici, care încep să strălucească în ea și să ard acolo sus.

Următorul interval îngust este mezopauza și dincolo de ea zona termosferei. Înălțimea sa este de până la 700-800 km. Aici temperatura începe să crească din nou și la altitudini de aproximativ 300 km pot atinge valori de ordinul a 1200ºС. Apoi rămâne constantă. În interiorul termosferei, până la o altitudine de aproximativ 400 km, se află ionosfera. Aici aerul este puternic ionizat din cauza expunerii la radiația solară și are o conductivitate electrică ridicată.

Următoarea și, în general, ultima zonă este exosfera. Aceasta este așa-numita zonă de împrăștiere. Aici, există în principal hidrogen și heliu foarte rarefiat (cu o predominanță a hidrogenului). La altitudini de aproximativ 3000 km, exosfera trece în vidul spațial apropiat.

Ceva de genul. De ce aproximativ? Pentru că aceste straturi sunt destul de convenționale. Sunt posibile diferite modificări ale altitudinii, compoziției gazelor, apei, temperaturii, ionizării și așa mai departe. În plus, există mult mai mulți termeni care definesc structura și starea atmosferei pământului.

De exemplu, homosferă și heterosferă. În primul, gazele atmosferice sunt bine amestecate și compoziția lor este destul de omogenă. Al doilea este situat deasupra primului și practic nu există o astfel de amestecare acolo. Gazele din el sunt separate prin gravitație. Limita dintre aceste straturi este situată la o altitudine de 120 km și se numește turbopauză.

Să terminăm cu termenii, dar cu siguranță voi adăuga că este convențional acceptat că limita atmosferei este situată la o altitudine de 100 km deasupra nivelului mării. Această graniță se numește Linia Karman.

Voi adăuga încă două imagini pentru a ilustra structura atmosferei. Prima, insa, este in germana, dar este completa si destul de usor de inteles :-). Poate fi mărită și văzută clar. Al doilea arată schimbarea temperaturii atmosferice cu altitudinea.

Structura atmosferei Pământului.

Temperatura aerului se modifică odată cu altitudinea.

Navele spațiale orbitale moderne cu echipaj zboară la altitudini de aproximativ 300-400 km. Totuși, aceasta nu mai este aviație, deși zona, desigur, este strâns legată într-un anume sens și despre asta cu siguranță vom vorbi mai târziu :-).

Zona de aviație este troposfera. Avioanele moderne atmosferice pot zbura și în straturile inferioare ale stratosferei. De exemplu, plafonul practic al MIG-25RB este de 23.000 m.

Zbor în stratosferă.

Și exact proprietățile fizice ale aerului Troposfera determină cum va fi zborul, cât de eficient va fi sistemul de control al aeronavei, cum îl vor afecta turbulențele din atmosferă și cum vor funcționa motoarele.

Prima proprietate principală este temperatura aerului. În dinamica gazelor, acesta poate fi determinat pe scara Celsius sau pe scara Kelvin.

Temperatura t 1 la o înălțime dată N pe scara Celsius este determinată de:

t1 = t - 6,5N, Unde t– temperatura aerului în apropierea solului.

Se numește temperatura pe scara Kelvin temperatura absolută, zero pe această scară este zero absolut. Se oprește la zero absolut mișcarea termică molecule. Zero absolut pe scara Kelvin corespunde cu -273º pe scara Celsius.

În consecință, temperatura T la inaltime N pe scara Kelvin este determinată de:

T = 273K + t-6,5H

Presiunea aerului. Presiunea atmosferică măsurată în Pascali (N/m2), în vechiul sistem de măsurare în atmosfere (atm.). Există, de asemenea, presiunea barometrică. Aceasta este presiunea măsurată în milimetri de mercur folosind un barometru cu mercur. Presiunea barometrică (presiune la nivelul mării) egală cu 760 mmHg. Artă. numit standard. La fizica 1 atm. exact egal cu 760 mm Hg.

Densitatea aerului. În aerodinamică, conceptul cel mai des folosit este densitatea masei aerului. Aceasta este masa de aer în 1 m3 de volum. Densitatea aerului se modifică odată cu altitudinea, aerul devine mai rarefiat.

Umiditatea aerului. Afișează cantitatea de apă din aer. Există un concept" umiditate relativă" Acesta este raportul dintre masa vaporilor de apă și maximul posibil la o anumită temperatură. Conceptul de 0%, adică atunci când aerul este complet uscat, poate exista doar în laborator. Pe de altă parte, 100% umiditate este destul de posibilă. Aceasta înseamnă că aerul a absorbit toată apa pe care ar putea-o absorbi. Ceva de genul unui „burete complet”. Umiditatea relativă ridicată reduce densitatea aerului, în timp ce umiditatea relativă scăzută o crește.

Datorită faptului că zborurile cu aeronave au loc în condiții atmosferice diferite, parametrii lor de zbor și aerodinamici în același mod de zbor pot fi diferiți. Prin urmare, pentru a estima corect acești parametri, am introdus Atmosferă standard internațională (ISA). Arată schimbarea stării aerului odată cu creșterea altitudinii.

Parametrii de bază ai condiției aerului la umiditate zero sunt luați după cum urmează:

presiunea P = 760 mm Hg. Artă. (101,3 kPa);

temperatura t = +15°C (288 K);

densitatea masei ρ = ​​1,225 kg/m 3 ;

Pentru ISA se acceptă (cum s-a menționat mai sus :-)) că temperatura scade în troposferă cu 0,65º pentru fiecare 100 de metri de altitudine.

Atmosferă standard (de exemplu până la 10.000 m).

Tabelele MSA sunt folosite pentru calibrarea instrumentelor, precum și pentru calcule de navigație și inginerie.

Proprietățile fizice ale aerului include, de asemenea, concepte precum inerția, vâscozitatea și compresibilitatea.

Inerția este o proprietate a aerului care îi caracterizează capacitatea de a rezista modificărilor stării sale de repaus sau mișcării liniare uniforme. . O măsură a inerției este densitatea masei aerului. Cu cât este mai mare, cu atât este mai mare forța de inerție și rezistență a mediului atunci când aeronava se deplasează în el.

Viscozitate Determină rezistența la frecarea aerului atunci când aeronava este în mișcare.

Compresibilitatea determină modificarea densității aerului cu modificările presiunii. La viteze mici ale aeronavei (până la 450 km/h), nu există nicio modificare a presiunii atunci când fluxul de aer curge în jurul acesteia, dar la viteze mari începe să apară efectul de compresibilitate. Influența sa este vizibilă mai ales la viteze supersonice. Aceasta este o zonă separată de aerodinamică și un subiect pentru un articol separat :-).

Ei bine, asta pare a fi tot deocamdata... E timpul sa terminam aceasta enumerare usor plictisitoare, care insa nu poate fi evitata :-). Atmosfera Pământului, parametrii săi, proprietățile fizice ale aerului sunt la fel de importanți pentru aeronavă ca și parametrii dispozitivului în sine și nu pot fi ignorați.

Pa, până la următoarele întâlniri și subiecte mai interesante :) ...

P.S. Pentru desert, vă sugerez să vizionați un videoclip filmat din cabina unui geamăn MIG-25PU în timpul zborului său în stratosferă. Se pare ca a fost filmat de un turist care are bani pentru astfel de zboruri :-). În mare parte, totul a fost filmat prin parbriz. Atentie la culoarea cerului...