Cum se schimbă temperatura odată cu altitudinea în munți. De ce crezi că temperatura aerului scade odată cu altitudinea? Fluctuațiile de temperatură în diferite straturi

troposfera

Limita sa superioară se află la o altitudine de 8-10 km în latitudini polare, 10-12 km în latitudinile temperate și 16-18 km în latitudini tropicale; mai scăzut iarna decât vara. Stratul principal inferior al atmosferei conține mai mult de 80% din masa totală a aerului atmosferic și aproximativ 90% din toți vaporii de apă prezenți în atmosferă. În troposferă, turbulența și convecția sunt foarte dezvoltate, apar nori, se dezvoltă cicloni și anticicloni. Temperatura scade cu altitudinea cu un gradient vertical mediu de 0,65°/100 m

tropopauza

Stratul de tranziție de la troposferă la stratosferă, stratul atmosferei în care încetează scăderea temperaturii odată cu înălțimea.

Stratosferă

Stratul atmosferei situat la o altitudine de 11 până la 50 km. O ușoară modificare a temperaturii în stratul de 11-25 km (stratul inferior al stratosferei) și creșterea acesteia în stratul de 25-40 km de la -56,5 la 0,8 °C (stratul superior al stratosferei sau regiunea de inversare) sunt tipice. Atinsă o valoare de aproximativ 273 K (aproape 0 °C) la o altitudine de aproximativ 40 km, temperatura rămâne constantă până la o altitudine de aproximativ 55 km. Această regiune de temperatură constantă se numește stratopauză și este granița dintre stratosferă și mezosferă.

Stratopauza

Stratul limită al atmosferei dintre stratosferă și mezosferă. Există un maxim în distribuția verticală a temperaturii (aproximativ 0 °C).

Mezosfera

Mezosfera începe la o altitudine de 50 km și se extinde până la 80-90 km. Temperatura scade cu înălțimea cu un gradient vertical mediu de (0,25-0,3)°/100 m. Procesul energetic principal este transferul de căldură radiantă. Procesele fotochimice complexe care implică radicali liberi, molecule excitate vibrațional etc., provoacă luminiscența atmosferică.

mezopauza

Stratul de tranziție între mezosferă și termosferă. Există un minim în distribuția verticală a temperaturii (aproximativ -90 °C).

Linia Karman

Altitudinea deasupra nivelului mării, care este acceptată în mod convențional ca graniță între atmosfera Pământului și spațiu. Linia Karmana este situată la o altitudine de 100 km deasupra nivelului mării.

Limita atmosferei Pământului

Termosferă

Limita superioară este de aproximativ 800 km. Temperatura se ridică la altitudini de 200-300 km, unde atinge valori de ordinul a 1500 K, după care rămâne aproape constantă până la altitudini mari. Sub influența radiației solare ultraviolete și razelor X și a radiației cosmice, aerul este ionizat („lumini polare”) - principalele regiuni ale ionosferei se află în interiorul termosferei. La altitudini de peste 300 km predomină oxigenul atomic. Limita superioară a termosferei este determinată în mare măsură de activitatea curentă a Soarelui. În perioadele de activitate scăzută, există o scădere vizibilă a dimensiunii acestui strat.

Termopauza

Regiunea atmosferei deasupra termosferei. În această regiune, absorbția radiației solare este nesemnificativă și temperatura nu se modifică efectiv cu înălțimea.

Exosfera (sfera de dispersie)

Straturi atmosferice până la o înălțime de 120 km

Exosferă - zonă de împrăștiere, partea exterioară a termosferei, situată peste 700 km. Gazul din exosferă este foarte rarefiat și, prin urmare, particulele sale se scurg în spațiul interplanetar (disipare).

Până la o înălțime de 100 km, atmosfera este un amestec omogen, bine amestecat de gaze. În straturile superioare, distribuția gazelor în înălțime depinde de masele lor moleculare, concentrația gazelor mai grele scade mai repede cu distanța de la suprafața Pământului. Datorită scăderii densității gazelor, temperatura scade de la 0 °C în stratosferă la −110 °C în mezosferă. Cu toate acestea, energia cinetică a particulelor individuale la altitudini de 200–250 km corespunde unei temperaturi de ~150 °C. Peste 200 km, se observă fluctuații semnificative ale temperaturii și densității gazelor în timp și spațiu.

La o altitudine de aproximativ 2000-3500 km, exosfera trece treptat în așa-numitul vid din spațiul apropiat, care este umplut cu particule foarte rarefiate de gaz interplanetar, în principal atomi de hidrogen. Dar acest gaz este doar o parte din materia interplanetară. Cealaltă parte este compusă din particule asemănătoare prafului de origine cometă și meteorică. Pe lângă particulele extrem de rarefiate asemănătoare prafului, în acest spațiu pătrunde radiația electromagnetică și corpusculară de origine solară și galactică.

Troposfera reprezintă aproximativ 80% din masa atmosferei, stratosfera reprezintă aproximativ 20%; masa mezosferei nu este mai mare de 0,3%, termosfera este mai mică de 0,05% din masa totală a atmosferei. Pe baza proprietăților electrice din atmosferă, se disting neutrosfera și ionosfera. În prezent se crede că atmosfera se extinde până la o altitudine de 2000-3000 km.

În funcție de compoziția gazului din atmosferă, se disting homosferă și heterosferă. Heterosfera este o zonă în care gravitația are un efect asupra separării gazelor, deoarece amestecarea lor la o astfel de înălțime este neglijabilă. De aici urmează compoziția variabilă a heterosferei. Sub ea se află o parte bine amestecată, omogenă a atmosferei, numită homosferă. Limita dintre aceste straturi se numește turbopauză și se află la o altitudine de aproximativ 120 km.

Temperatura aerului în troposferă în ansamblu scade cu o medie de 0,6 °C la fiecare 100 m de altitudine. Cu toate acestea, în stratul inferior (până la 100-150 m) distribuția temperaturii poate fi diferită: poate crește, rămâne constantă sau scădea.

Când temperatura scade odată cu distanța față de suprafața activă, o astfel de distribuție, așa cum s-a menționat în Sec. 3.4, numit expunere la soare.În aer peste uscat, acest lucru se întâmplă în sezonul cald în timpul zilei, pe vreme senină. Insolația creează condiții favorabile pentru dezvoltarea convecției termice (vezi Secțiunea 4.1) și formarea norilor.

Când temperatura aerului nu se modifică odată cu înălțimea, se numește această condiție "izotermă". Izoterma temperaturii se observă pe vreme înnorată, calmă.

Dacă temperatura aerului crește odată cu distanța de la suprafață, această distribuție a temperaturii se numește inversiune.

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

Inversiunile radiatiilor apar în timpul răcirii prin radiație a suprafeței active. Astfel de inversiuni în perioada caldă a anului se formează noaptea, iar iarna se observă și în timpul zilei. Prin urmare, inversiunile radiative sunt împărțite în cele de noapte (vara) și cele de iarnă.

Noapte inversiunile se stabilesc pe vreme senina linistita dupa ce bilantul de radiatii trece prin zero cu 1,0 ... 1,5 ore inainte de apus. Pe timpul nopții, se intensifică și ating puterea maximă înainte de răsărit. După răsărit, 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 viteza vântului este mai mare

2,5...3,0 m/s îl distruge. Sub coronamentul de iarbă densă, semănat, precum și grădina vara, se observă și inversiuni în timpul zilei (Fig. 4.4, b).

Inversiunile de radiație nocturnă 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 plantelor de cultură.

Iarnă inversiunile apar pe vreme senină, calmă, în condiții de zi scurtă, când răcirea suprafeței active este continuă

Orez. 4.4.

1 - noaptea; 2 - zi crește în fiecare zi. Pot persista cateva saptamani, slabind putin ziua si intensificandu-se din nou noaptea.

Inversiunile radiative sunt intensificate mai ales cu un teren brusc neomogen. Aerul de răcire curge în jos în depresiuni și bazine, unde amestecul turbulent slăbit contribuie la răcirea ulterioară a acestuia. Inversiunile radiative asociate cu caracteristicile terenului sunt denumite în mod obișnuit orografice. Sunt periculoase pentru pomi fructiferiși tufe de fructe de pădure, deoarece temperatura aerului în timpul unor astfel de inversiuni poate scădea la critică.

Inversiuni advective se formează în timpul advecției aerului cald pe o suprafață subiacentă rece, care răcește straturile de aer în avans adiacente acesteia. Aceste inversiuni includ și inversiuni de zăpadă. Ele apar în timpul advecției aerului cu o temperatură peste 0°C pe o suprafață acoperită cu zăpadă. Scăderea temperaturii în stratul cel mai de jos în acest caz este asociată cu consumul de căldură pentru topirea zăpezii.

Razele Soarelui, la trecerea prin substante transparente, le incalzesc foarte slab. Acest lucru se datorează faptului că lumina directă a soarelui practic nu se încălzește aerul atmosferic, dar încălzește puternic suprafața pământului, capabilă să transmită energie termală straturile adiacente de aer. 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 acestui fenomen este inversarea temperaturii(schimbarea temperaturii).

Schimbarea temperaturii

Apariția inversiilor se poate datora răcirii suprafața pământuluiși stratul 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.

ÎN centura ecuatorială nu există fluctuații de temperatură diurnă. 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 suma maxima Radiația 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 o suprafață a 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. Da, majoritatea temperaturi mari sunt înregistrate nu la ecuator, ci în tropicale și deserturi 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:

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 altitudine.Cu toate acestea, în stratul de suprafață, distribuția temperaturii poate fi diferită: poate scădea sau crește și rămâne. constantă. temperatura cu înălțimea dă gradientul vertical de temperatură (VGT):

VGT = (/ „ - /B)/(ZB -

unde /n - /v - diferența de temperatură la nivelurile inferioare și superioare, ° С; ZB - ZH- diferență de înălțime, m. De obicei, VGT este calculată pentru 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), sezon (mai mult vara decât iarna) și ora zilei (mai mult ziua decât noaptea). Vântul reduce VGT, deoarece atunci când aerul este amestecat, temperatura acestuia este egalizată la diferite înălțimi. Deasupra solului umed, WGT scade drastic în stratul de suprafață, iar peste solul gol (câmpul de pânză) WGT este mai mare decât peste culturile dense sau pajiști. Acest lucru se datorează diferențelor în regimul de temperatură al acestor suprafețe (vezi Cap. 3).

Ca urmare a unei anumite combinații a acestor factori, VGT-ul în apropierea suprafeței în termeni de 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 altitudinea determină semnul UGT: dacă UGT > 0, atunci temperatura scade odată cu distanța de la suprafața activă, ceea ce se întâmplă de obicei în timpul zilei și vara (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 radiative apar în timpul răcirii radiative a suprafeței pământului. Astfel de inversiuni în perioada caldă a anului se formează noaptea, iar iarna se observă și în timpul zilei. Prin urmare, inversiunile radiative sunt împărțite în cele de noapte (vara) și cele de iarnă.

Inversiunile nocturne sunt stabilite pe vreme senină și calmă după trecerea balanței de radiații prin 0 timp de 1,0...1,5 ore înainte de apus. Pe timpul nopții, se intensifică și ating puterea maximă 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 viteza vântului de peste 2,5...3,0 m/s o distruge. Sub coronamentul de ierburi dense, culturi, precum și păduri vara, se observă și inversiuni în timpul zilei.

Inversiunile de radiație pe timp de noapte primăvara și toamna, iar în unele locuri vara, pot determina o scădere a temperaturii solului și a suprafeței aerului la valori negative (înghețuri), ceea ce 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 cateva saptamani, slabind putin ziua si crescand iar noaptea.

Inversiunile radiative sunt intensificate mai ales cu un teren brusc neomogen. Aerul de răcire curge în jos în depresiuni și bazine, unde amestecul turbulent slăbit contribuie la răcirea ulterioară a acestuia. Inversiunile radiative asociate cu caracteristicile terenului sunt de obicei numite orografice.

2. Inversiunile advective se formează în timpul advecției (mișcării) aerului cald pe o suprafață subiacentă rece, care răcește straturile de aer în avans adiacente acesteia. Aceste inversiuni includ și inversiuni de zăpadă. Ele apar în timpul advecției aerului cu o temperatură peste 0 "C pe o suprafață acoperită cu zăpadă. O scădere a temperaturii în stratul cel mai de jos în acest caz este asociată cu costurile termice pentru topirea zăpezii.

INDICATORI AI REGIMULUI DE TEMPERATURĂ ÎN ACEST ZONE ȘI NECESITĂȚILE PENTRU CĂLDURĂ ALE PLANTELOR

La evaluare regim de temperatură suprafata mare sau un punct separat, caracteristicile de temperatură sunt utilizate pentru un an sau pentru perioade separate (perioada 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 statiile meteorologice 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. Deci, 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, iar în stepele din Kalmykia, temperatura medie în ianuarie este de -5 ... -8 ° C. Vara, este răcoare în Irlanda: 14 ° C, iar temperatura medie în iulie în Kalmykia este de 23...26 °С.

Prin urmare, pentru mai mult caracteristici complete cursul anual al 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 cursului zilnic și anual al temperaturii, adică doar despre 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 a culturilor de iarnă și a plantațiilor de fructe și fructe de pădure. Date despre temperatura maxima arătați frecvența dezghețurilor iarna și intensitatea acestora, iar vara - numărul de zile fierbinți în care este posibilă deteriorarea cerealelor în perioada de umplere etc.

La temperaturi extreme, există: maximă absolută (minima) - cea mai ridicată (cea mai scăzută) temperatură pentru întreaga perioadă de observare; media maximelor absolute (minime) - media aritmetică a extremelor absolute; mediu maxim (minim) - media aritmetică a tuturor temperaturilor extreme, de exemplu, pentru o lună, sezon, an. Totodată, ele pot fi calculate atât pentru o perioadă de observare pe termen lung, cât și pentru luna, anul, etc.

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

O caracteristică a regimului de temperatură dintr-o zonă dată pentru o anumită perioadă este și suma temperaturilor medii zilnice peste sau sub o anumită limită. De exemplu, în cărțile și atlasele de referință climatică, sumele temperaturilor sunt date peste 0, 5, 10 și 15 ° C, precum și sub -5 și -10 "C.

O reprezentare vizuală a distribuție geografică indicatorii regimului de temperatură sunt dați de hărți pe care sunt desenate izoterme - linii de valori egale de temperatură și sume de temperaturi (Fig. 4.7). Hărțile, de exemplu, ale sumelor temperaturilor sunt folosite pentru a justifica amplasarea culturilor (plantărilor) de plante cultivate 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 ei nivelează diferențele termice în curs zilnic temperatura aerului.

Studiul regimului termic separat 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 a plantelor 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 din deșert - 8 °С și mai mult. Studiul temperaturilor de zi și de noapte dobândește sens special pentru a crește productivitatea plantelor agricole, care este determinată de raportul a două procese - asimilare și respirație, care au loc în ore de lumină și întuneric calitativ diferite ale zilei pentru plante.

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

Sumele temperaturilor medii zilnice ale aerului care sunt apropiate pentru o pereche de stații meteorologice situate aproximativ la aceeași latitudine, dar diferă semnificativ în longitudine, adică situate în diverse conditii continentalitatea climatică sunt date în Tabelul 4.1.

În regiunile mai continentale estice, sumele temperaturilor din timpul zilei 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 mult timp. fapt cunoscut- accelerarea dezvoltării culturilor agricole într-un climat puternic continental.

Nevoia de căldură a plantelor este exprimată prin sumele temperaturilor active și efective. În meteorologia agricolă, temperatura activă este temperatura medie zilnică a aerului (sau a solului) peste minimul biologic de dezvoltare a culturii. Temperatura efectivă este temperatura medie zilnică a aerului (sau a solului), redusă cu valoarea minimului biologic.

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 și 13 ° C pentru bumbac (15 ° C pentru soiurile sudice de bumbac). Sumele temperaturilor active și efective au fost stabilite atât pentru perioadele individuale de interfaze, cât și pentru întregul sezon de vegetație a multor soiuri și hibrizi de culturi majore (Tabelul 11.1).

Prin sumele temperaturilor active și efective se exprimă și nevoia de căldură a organismelor poikiloterme (sânge rece) atât pentru perioada ontogenetică, cât și de secole. ciclul biologic.

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