Hvad er temperaturen i en højde af 20 km. Hvordan ændres lufttemperaturen med højden? Temperatursvingninger i forskellige lag

Troposfæren

Dens øvre grænse er i en højde på 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererede og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren end om sommeren. Det nederste hovedlag af atmosfæren indeholder mere end 80 % af den samlede masse atmosfærisk luft og omkring 90 % af al vanddamp tilgængelig i atmosfæren. Turbulens og konvektion er højt udviklet i troposfæren, skyer opstår, og cykloner og anticykloner udvikler sig. Temperaturen falder med stigende højde med en gennemsnitlig lodret gradient på 0,65°/100 m

Tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag af atmosfæren, hvor temperaturfaldet med højden stopper.

Stratosfæren

Et lag af atmosfæren beliggende i en højde af 11 til 50 km. Karakteriseret ved en lille temperaturændring i 11-25 km-laget (det nederste lag af stratosfæren) og en stigning i temperaturen i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° C (øverste lag af stratosfæren eller inversionsregionen) . Efter at have nået en værdi på omkring 273 K (næsten 0 °C) i en højde på omkring 40 km, forbliver temperaturen konstant op til en højde på omkring 55 km. Dette område med konstant temperatur kaldes stratopausen og er grænsen mellem stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Atmosfærens grænselag mellem stratosfæren og mesosfæren. I den lodrette temperaturfordeling er der et maksimum (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Mesosfæren begynder i en højde af 50 km og strækker sig til 80-90 km. Temperaturen falder med højden med en gennemsnitlig lodret gradient på (0,25-0,3)°/100 m. Hovedenergiprocessen er strålingsvarmeoverførsel. Komplekse fotokemiske processer, der involverer frie radikaler, vibrationelt exciterede molekyler osv. forårsager atmosfærens glød.

Mesopause

Overgangslag mellem mesosfæren og termosfæren. Der er et minimum i den lodrette temperaturfordeling (ca. -90 °C).

Karman Line

Højden over havets overflade, som konventionelt accepteres som grænsen mellem Jordens atmosfære og rummet. Karman-linjen ligger i en højde af 100 km over havets overflade.

Grænse for Jordens atmosfære

Termosfære

Den øvre grænse er omkring 800 km. Temperaturen stiger til højder på 200-300 km, hvor den når værdier i størrelsesordenen 1500 K, hvorefter den forbliver næsten konstant til store højder. Under påvirkning af ultraviolet og røntgen solstråling Og kosmisk stråling ionisering af luften ("auroras") forekommer - ionosfærens hovedområder ligger inde i termosfæren. I højder over 300 km dominerer atomær oxygen. Termosfærens øvre grænse bestemmes i høj grad af Solens aktuelle aktivitet. I perioder med lav aktivitet forekommer et mærkbart fald i størrelsen af ​​dette lag.

Termopause

Området af atmosfæren, der støder op til termosfæren. I denne region er absorptionen af ​​solstråling ubetydelig, og temperaturen ændrer sig faktisk ikke med højden.

Exosfære (spredningssfære)

Atmosfæriske lag op til en højde på 120 km

Exosfæren er spredningszonen, den ydre del af termosfæren, beliggende over 700 km. Gassen i exosfæren er meget sjælden, og herfra siver dens partikler ud i det interplanetariske rum (dissipation).

Op til 100 km højde er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding af gasser. I højere lag afhænger fordelingen af ​​gasser over højden af ​​deres molekylvægte, falder koncentrationen af ​​tungere gasser hurtigere med afstanden fra Jordens overflade. På grund af faldet i gasdensiteten falder temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid kinetisk energi individuelle partikler i højder på 200-250 km svarer til en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige udsving i temperatur og gasdensitet i tid og rum.

I en højde på omkring 2000-3500 km forvandles exosfæren gradvist til det såkaldte rumnære vakuum, som er fyldt med meget forsælnede partikler af interplanetarisk gas, hovedsageligt brintatomer. Men denne gas repræsenterer kun en del af det interplanetariske stof. Den anden del består af støvpartikler af komet- og meteorisk oprindelse. Ud over ekstremt sjældne støvpartikler trænger elektromagnetisk og korpuskulær stråling af sol- og galaktisk oprindelse ind i dette rum.

Troposfæren tegner sig for omkring 80% af atmosfærens masse, stratosfæren - omkring 20%; massen af ​​mesosfæren - ikke mere end 0,3%, termosfæren - mindre end 0,05% af total masse atmosfære. Ud fra de elektriske egenskaber i atmosfæren skelnes neutronosfæren og ionosfæren. Det menes i øjeblikket, at atmosfæren strækker sig til en højde på 2000-3000 km.

Afhængigt af sammensætningen af ​​gassen i atmosfæren skelnes homosfære og heterosfære. Heterosfæren er et område, hvor tyngdekraften påvirker adskillelsen af ​​gasser, da deres blanding i en sådan højde er ubetydelig. Dette indebærer en variabel sammensætning af heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del af atmosfæren kaldet homosfæren. Grænsen mellem disse lag kaldes turbopausen den ligger i en højde af omkring 120 km.

Opgave:

Det er kendt, at i en højde af 750 meter over havets overflade er temperaturen +22 o C. Bestem lufttemperaturen i højden:

a) 3500 meter over havets overflade

b) 250 meter over havets overflade

Løsning:

Vi ved, at når højden ændres med 1000 meter (1 km), ændres lufttemperaturen med 6 o C. Desuden falder lufttemperaturen med en stigning i højden, og med et fald stiger den.

a) 1. Bestem højdeforskellen: 3500 m -750 m = 2750 m = 2,75 km

2. Bestem forskellen i lufttemperaturer: 2,75 km × 6 o C = 16,5 o C

3. Bestem lufttemperaturen i en højde af 3500 m: 22 o C - 16,5 o C = 5,5 o C

Svar: i en højde af 3500 m er lufttemperaturen 5,5 o C.

b) 1. Bestem højdeforskellen: 750 m -250 m = 500 m = 0,5 km

2. Lad os bestemme forskellen i lufttemperaturer: 0,5 km × 6 o C = 3 o C

3. Bestem lufttemperaturen i en højde af 250 m: 22 o C + 3 o C = 25 o C

Svar: i en højde af 250 m er lufttemperaturen 25 o C.

2. Bestemmelse af atmosfærisk tryk afhængig af højde

Opgave:

Det er kendt, at det atmosfæriske tryk i en højde af 2205 meter over havets overflade er 550 mm kviksølv. Bestem det atmosfæriske tryk i højden:

a) 3255 meter over havets overflade

b) 0 meter over havets overflade

Løsning:

Vi ved, at når højden ændres med 10,5 meter, ændres det atmosfæriske tryk med 1 mmHg. Kunst. Med stigende højde falder det atmosfæriske tryk desuden, og med faldende højde stiger det.

a) 1. Bestem højdeforskellen: 3255 m - 2205 m = 1050 m

2. Bestem forskellen i atmosfærisk tryk: 1050 m: 10,5 m = 100 mm Hg.

3. Lad os bestemme det atmosfæriske tryk i en højde af 3255 m: 550 mm Hg. - 100 mm Hg. = 450 mmHg

Svar: i en højde af 3255 m er det atmosfæriske tryk 450 mm Hg.

b) 1. Bestem højdeforskellen: 2205 m - 0 m = 2205 m

2. Lad os bestemme forskellen i atmosfærisk tryk: 2205 m: 10,5 m = 210 mm Hg. Kunst.

3. Bestem det atmosfæriske tryk i en højde af 0 m: 550 mm Hg. + 210 mmHg Kunst. = 760 mm Hg. Kunst.

Svar: i en højde af 0 m er det atmosfæriske tryk 760 mm Hg.

3. Beaufort skala

(skala for vindhastighed)

Points	Vindhastighed	Vindegenskaber	Vindaktion
	32,7 eller mere	moderat meget stærk kraftig storm voldsom storm	Røgen stiger lodret, bladene på træerne er ubevægelige Let luftbevægelse, røgen hælder lidt Luftens bevægelse mærkes af ansigtet, bladene rasler Blade og tynde grene på træerne svajer Trætoppe bøjes, støv stiger Grene og tynde træstammer svajer Tykke grene svajer, telefonledninger brummer Træstammer svajer, det er svært at gå mod vinden Store træer svajer, små grene knækker Mindre skader på bygninger, tykke grene knækker Træer knækker og rives op med rode, skader på bygninger Stor ødelæggelse Ødelæggende ødelæggelse

Blå planet...

Dette emne burde have været et af de første, der dukkede op på siden. Helikoptere er jo atmosfæriske fly. Jordens atmosfære– deres levested, så at sige:-). EN fysiske egenskaber luft Det er netop det, der bestemmer kvaliteten af ​​dette levested :-). Det vil sige, at dette er en af ​​de grundlæggende ting. Og de skriver altid om grundlaget først. Men jeg indså det først nu. Men som du ved, er det bedre sent end aldrig... Lad os komme ind på dette problem, uden at komme ind i ukrudtet og unødvendige komplikationer :-).

Så… Jordens atmosfære. Dette er den gasformige skal på vores blå planet. Alle kender dette navn. Hvorfor blå? Simpelthen fordi den "blå" (og blå og violette) komponent sollys(spektrum) er bedst spredt i atmosfæren og farver den derved blålig-blålig, nogle gange med et strejf af violet tone (på en solskinsdag, selvfølgelig :-)).

Sammensætning af jordens atmosfære.

Atmosfærens sammensætning er ret bred. Jeg vil ikke liste alle komponenterne i teksten der er en god illustration til dette. Sammensætningen af ​​alle disse gasser er næsten konstant, med undtagelse af carbondioxid(CO2). Derudover indeholder atmosfæren nødvendigvis vand i form af damp, suspenderede dråber eller iskrystaller. Mængden af ​​vand er ikke konstant og afhænger af temperatur og i mindre grad lufttryk. Derudover indeholder Jordens atmosfære (især den nuværende) en vis mængde, vil jeg sige, "alle mulige grimme ting" :-). Det er SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, derudover er der kviksølvdampe Hg. Sandt nok, alt dette er der i små mængder, Gud bevare:-).

Jordens atmosfære Det er sædvanligt at opdele det i flere på hinanden følgende zoner i højden over overfladen.

Den første, tættest på jorden, er troposfæren. Dette er det laveste og så at sige hovedlag for livet. forskellige typer. Det indeholder 80 % af massen af ​​al atmosfærisk luft (selvom det i volumen kun er omkring 1 % af hele atmosfæren) og omkring 90 % af alt atmosfærisk vand. Hovedparten af ​​al vind, skyer, regn og sne 🙂 kommer derfra. Troposfæren strækker sig til højder på omkring 18 km i tropiske breddegrader og op til 10 km i polære breddegrader. Lufttemperaturen i den falder med en stigning i højden med cirka 0,65º for hver 100 m.

Atmosfæriske zoner.

Zone to - stratosfæren. Det skal siges, at der mellem troposfæren og stratosfæren er en anden smal zone - tropopausen. Det stopper temperaturen med at falde med højden. Tropopausen har en gennemsnitlig tykkelse på 1,5-2 km, men dens grænser er uklare, og troposfæren overlapper ofte stratosfæren.

Så stratosfæren har en gennemsnitlig højde på 12 km til 50 km. Temperaturen i den forbliver uændret op til 25 km (ca. -57ºС), derefter et sted op til 40 km stiger den til cirka 0ºС og forbliver derefter uændret op til 50 km. Stratosfæren er en forholdsvis rolig del af jordens atmosfære. Ugunstig vejr den er praktisk talt fraværende. Det er i stratosfæren, at den berømte ozonlag i højder fra 15-20 km til 55-60 km.

Dette efterfølges af et lille grænselag, stratopausen, hvor temperaturen forbliver omkring 0ºC, og så er den næste zone mesosfæren. Det strækker sig til højder på 80-90 km, og i det falder temperaturen til omkring 80ºC. I mesosfæren bliver der som regel små meteorer synlige, som begynder at lyse i den og brænde deroppe.

Det næste smalle interval er mesopausen og ud over det termosfærezonen. Dens højde er op til 700-800 km. Her begynder temperaturen at stige igen og i højder på omkring 300 km kan nå værdier i størrelsesordenen 1200ºС. Så forbliver den konstant. Inde i termosfæren, op til en højde på omkring 400 km, er ionosfæren. Her er luften stærkt ioniseret på grund af udsættelse for solstråling og har høj elektrisk ledningsevne.

Den næste og generelt sidste zone– exosfære. Dette er den såkaldte spredningszone. Her er der hovedsageligt meget sjældent brint og helium (med en overvægt af brint). I højder på omkring 3000 km passerer exosfæren ind i det nære rum-vakuum.

Sådan noget. Hvorfor ca. Fordi disse lag er ret konventionelle. Forskellige ændringer i højde, sammensætning af gasser, vand, temperatur, ionisering og så videre er mulige. Derudover er der mange flere udtryk, der definerer strukturen og tilstanden af ​​jordens atmosfære.

For eksempel homosfære og heterosfære. I den første er atmosfæriske gasser godt blandet, og deres sammensætning er ret homogen. Den anden er placeret over den første, og der er praktisk talt ingen sådan blanding der. Gasserne i den er adskilt af tyngdekraften. Grænsen mellem disse lag ligger i en højde af 120 km, og det kaldes turbopause.

Lad os slutte af med vilkårene, men jeg vil bestemt tilføje, at det er konventionelt accepteret, at grænsen for atmosfæren er placeret i en højde af 100 km over havets overflade. Denne grænse kaldes Karman-linjen.

Jeg vil tilføje yderligere to billeder for at illustrere atmosfærens struktur. Den første er dog på tysk, men den er komplet og ret nem at forstå :-). Det kan forstørres og ses tydeligt. Den anden viser ændringen i atmosfærisk temperatur med højden.

Strukturen af ​​Jordens atmosfære.

Lufttemperaturen ændrer sig med højden.

Moderne bemandede orbitale rumfartøjer flyver i højder på omkring 300-400 km. Dette er dog ikke længere luftfart, selvom området selvfølgelig er nært beslægtet i en vis forstand, og det vil vi bestemt tale om senere :-).

Luftfartszonen er troposfæren. Moderne atmosfæriske fly kan også flyve i de nederste lag af stratosfæren. For eksempel er det praktiske loft på MIG-25RB 23.000 m.

Flyvning i stratosfæren.

Og præcis luftens fysiske egenskaber Troposfæren bestemmer, hvordan flyvningen vil være, hvor effektivt flyets kontrolsystem vil være, hvordan turbulens i atmosfæren vil påvirke det, og hvordan motorerne vil fungere.

Den første hovedejendom er lufttemperatur. I gasdynamik kan det bestemmes på Celsius-skalaen eller på Kelvin-skalaen.

Temperatur t 1 i en given højde N på Celsius-skalaen bestemmes af:

t1 = t - 6,5N, Hvor t– lufttemperatur nær jorden.

Temperatur på Kelvin-skalaen kaldes absolut temperatur , nul på denne skala er absolut nul. Ved det absolutte nul stopper molekylernes termiske bevægelse. Absolut nul på Kelvin-skalaen svarer til -273º på Celsius-skalaen.

Følgelig temperaturen T på højkant N på Kelvin-skalaen bestemmes af:

T = 273K + t - 6,5H

Lufttryk. Atmosfæretryk målt i pascal (N/m2), i det gamle system for måling i atmosfærer (atm.). Der er også sådan noget som barometertryk. Dette er trykket målt i millimeter kviksølv ved hjælp af et kviksølvbarometer. Barometertryk (tryk ved havoverfladen) lig med 760 mmHg. Kunst.

kaldet standard. I fysik 1 atm. nøjagtigt lig med 760 mm Hg.. Inden for aerodynamik er det oftest brugte begreb luftens massetæthed. Dette er luftmassen i 1 m3 volumen. Luftens tæthed ændrer sig med højden, luften bliver mere sjælden.

Luftfugtighed. Viser mængden af ​​vand i luften. Der er et koncept" relativ luftfugtighed " Dette er forholdet mellem massen af ​​vanddamp og det maksimalt mulige ved en given temperatur. Konceptet med 0%, det vil sige når luften er helt tør, kan kun eksistere i laboratoriet. På den anden side er 100% luftfugtighed ganske muligt. Det betyder, at luften har absorberet alt det vand, den kunne optage. Noget som en absolut "fuld svamp". Høj relativ luftfugtighed reducerer lufttætheden, mens lav relativ luftfugtighed øger den.

På grund af det faktum, at flyflyvninger foregår under forskellige atmosfæriske forhold, kan deres flyve- og aerodynamiske parametre i samme flyvetilstand være forskellige. Derfor, for at estimere disse parametre korrekt, introducerede vi International Standard Atmosphere (ISA). Det viser ændringen i luftens tilstand med stigende højde.

De grundlæggende parametre for klimaanlægget ved nul luftfugtighed tages som følger:

tryk P = 760 mm Hg. Kunst. (101,3 kPa);

temperatur t = +15°C (288 K);

massefylde p = 1,225 kg/m3;

For ISA er det accepteret (som nævnt ovenfor :-)), at temperaturen falder i troposfæren med 0,65º for hver 100 højdemeter.

Standard atmosfære (eksempel op til 10.000 m).

MSA-tabeller bruges til kalibrering af instrumenter samt til navigations- og ingeniørberegninger.

Luftens fysiske egenskaber omfatter også begreber som inerti, viskositet og kompressibilitet.

Inerti er en egenskab ved luft, der karakteriserer dens evne til at modstå ændringer i dens hviletilstand eller ensartede lineære bevægelser. . Et mål for inerti er luftens massetæthed. Jo højere den er, jo højere er inertien og modstandskraften af ​​mediet, når flyet bevæger sig i det.

Viskositet Bestemmer luftfriktionsmodstanden, når flyet bevæger sig.

Kompressibilitet bestemmer ændringen i lufttæthed med ændringer i tryk. Ved lave hastigheder fly(op til 450 km/t) er der ingen trykændring, når luften strømmer rundt, men ved høje hastigheder begynder kompressibilitetseffekten at vise sig. Dens indflydelse er især mærkbar ved supersoniske hastigheder. Dette er et separat område af aerodynamik og et emne for en separat artikel :-).

Nå, det ser ud til at være alt for nu... Det er på tide at afslutte denne lidt kedelige opremsning, som dog ikke kan undgås :-). Jordens atmosfære, dens parametre, luftens fysiske egenskaber er lige så vigtige for flyet som parametrene for selve enheden, og de kunne ikke ignoreres.

Farvel, indtil næste møder og flere interessante emner :) ...

P.S. Til dessert foreslår jeg at se en video filmet fra cockpittet på en MIG-25PU tvilling under dens flugt ind i stratosfæren. Det er vist filmet af en turist, der har penge til sådanne fly :-). Det meste blev filmet gennem forruden. Vær opmærksom på himlens farve...

Solens stråler, der falder på jordens overflade, opvarmer den. Opvarmning af luften sker fra bunden og op, altså fra jordens overflade.

Overførslen af ​​varme fra de nederste luftlag til de øvre lag sker hovedsageligt på grund af stigningen af ​​varm, opvarmet luft opad og sænkningen af ​​kold luft nedad. Denne proces med opvarmning af luft kaldes konvektion.

I andre tilfælde sker opadgående varmeoverførsel på grund af dynamik turbulens. Dette er navnet på tilfældige hvirvler, der opstår i luften som følge af dens friktion mod jordoverfladen under vandret bevægelse, eller når forskellige luftlag gnider mod hinanden.

Konvektion kaldes undertiden termisk turbulens. Konvektion og turbulens er nogle gange kombineret almindeligt navn - udveksle.

Afkøling af den nedre atmosfære sker anderledes end opvarmning. Jordens overflade Det taber konstant varme til atmosfæren omkring det ved at udsende varmestråler, der er usynlige for øjet. Afkølingen bliver særlig kraftig efter solnedgang (om natten). Takket være termisk ledningsevne afkøles luftmasserne, der støder op til jorden, også gradvist, hvorefter denne afkøling overføres til de overliggende luftlag; i dette tilfælde afkøles de nederste lag mest intensivt.

Afhængig af solvarme varierer temperaturen i de nederste luftlag hen over året og dagen, og når et maksimum omkring 13-14 timer. Daglig variation af lufttemperatur i forskellige dage thi det samme sted er ikke konstant; dens størrelse afhænger hovedsageligt af vejrforholdene. Ændringer i temperaturen i de nederste luftlag er således forbundet med ændringer i temperaturen på jordens (underliggende) overflade.

Ændringer i lufttemperaturen opstår også fra dens lodrette bevægelser.

Det er kendt, at luft afkøles, når den udvider sig, og opvarmes, når den komprimeres. I atmosfæren kl opadgående bevægelse luft trænger ind i områder af mere lavt tryk, udvides og afkøles, og omvendt, med nedadgående bevægelse, varmes luften, der komprimerer, op. Ændringer i lufttemperaturen under dens lodrette bevægelser bestemmer i høj grad dannelsen og ødelæggelsen af ​​skyer.

Lufttemperaturen falder normalt med højden. Lave om gennemsnitstemperatur med højde over Europa om sommeren og vinteren er angivet i tabellen "Gennemsnitlige lufttemperaturer over Europa".

Faldet i temperatur med højden er karakteriseret ved en lodret temperaturgradient. Dette er navnet på ændringen i temperatur for hver 100 m højde. For tekniske og aeronautiske beregninger tages den lodrette temperaturgradient lig med 0,6. Det skal huskes, at denne værdi ikke er konstant. Det kan ske, at temperaturen i et luftlag ikke ændrer sig med højden. Sådanne lag kaldes lag af isoterm.

Ganske ofte er der i atmosfæren et fænomen, når temperaturen i et bestemt lag endda stiger med højden. Disse lag af atmosfæren kaldes lag af inversion. Inversioner opstår fra forskellige årsager. En af dem er afkøling af den underliggende overflade ved stråling om natten eller vintertid under klar himmel. Nogle gange, i tilfælde af vindstille eller svag vind, afkøles overfladeluften også og bliver koldere end de overliggende lag. Som følge heraf er luften i højden varmere end i bunden. Sådanne inversioner kaldes stråling. Stærke strålingsinversioner observeres normalt over snedække og især i bjergbassiner, og også under rolige forhold. Inversionslag strækker sig til højder på flere tiere eller hundreder af meter.

Inversioner forekommer også på grund af bevægelse (advektion) af varm luft på en kold underliggende overflade. Disse er de såkaldte advektiv inversion. Højden af ​​disse inversioner er flere hundrede meter.

Ud over disse inversioner observeres frontale inversioner og kompressionsinversioner. Frontale inversioner opstår, når varmt vand strømmer ind luftmasser til de koldere. Kompressionsinversioner opstår, når luft frigives fra øverste lag atmosfære. I dette tilfælde opvarmes den nedadgående luft nogle gange så meget, at dens underliggende lag viser sig at være koldere.

Temperaturinversioner observeres kl forskellige højder troposfæren, oftest i højder på omkring 1 km. Tykkelsen af ​​inversionslaget kan variere fra flere tiere til flere hundrede meter. Temperaturforskellen under inversion kan nå 15-20°.

Inversionslag spiller en stor rolle i vejret. Fordi luften i inversionslaget er varmere end det underliggende lag, kan luften i de nederste lag ikke stige. Følgelig hæmmer inversionslag vertikale bevægelser i det underliggende luftlag. Når man flyver under et inversionslag, observeres normalt et bump ("bumpiness"). Over inversionslaget foregår et flys flyvning normalt normalt. Såkaldte bølgede skyer udvikler sig under inversionslagene.

Lufttemperaturen påvirker pilotteknikken og udstyrets funktion. Ved jordtemperaturer under -20° fryser olien, så den skal hældes i opvarmet tilstand. I flyvning kl lave temperaturer Vandet i motorens kølesystem afkøles intensivt. Ved forhøjede temperaturer (over +30°) kan motoren blive overophedet. Lufttemperaturen påvirker også flybesætningens ydeevne. Ved lave temperaturer, der når -56° i stratosfæren, kræves specielle uniformer til besætningen.

Lufttemperaturen er meget stor betydning for vejrudsigten.

Lufttemperaturen måles under en flyveflyvning ved hjælp af elektriske termometre fastgjort til flyet. Ved måling af lufttemperatur skal man huske på, at på grund af moderne flys høje hastigheder giver termometre fejl. Høje flyhastigheder forårsager en stigning i selve termometerets temperatur på grund af friktionen af ​​dets reservoir med luften og påvirkningen af ​​opvarmning på grund af luftkompression. Opvarmning fra friktion stiger med stigende flyvehastighed og udtrykkes ved følgende størrelser:

Hastighed i km/t............ 100 200 Z00 400 500 600

Opvarmning fra friktion...... 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°,b

Opvarmning fra kompression udtrykkes ved følgende mængder:

Hastighed i km/t............ 100 200 300 400 500 600

Opvarmning fra kompression...... 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Forvrængning af aflæsningerne af et termometer installeret på et fly, når man flyver i skyerne, er 30 % mindre end ovenstående værdier, på grund af det faktum, at en del af varmen, der genereres af friktion og kompression, bruges på at fordampe vand, der er kondenseret i luften i form af dråber.

Hvordan ændres temperaturen med højden? Denne artikel vil indeholde oplysninger, der vil indeholde svar på dette og lignende spørgsmål.

Hvordan ændres lufttemperaturen i højden?

Når den stiger opad, falder lufttemperaturen i troposfæren med 1 km - 6 °C. Det er derfor, der ligger sne højt i bjergene

Atmosfæren er opdelt i 5 hovedlag: troposfære, stratosfære, øvre atmosfære. For landbrugsmeteorologien er mønstrene for temperaturændringer i troposfæren, især i dens overfladelag, af størst interesse.

Hvad er en lodret temperaturgradient?

Lodret temperaturgradient- dette er en ændring i lufttemperaturen i en højde for hver 100 m. Den lodrette gradient afhænger af flere faktorer, såsom: tid på året (temperaturerne er lavere om vinteren, højere om sommeren). tidspunkt på dagen (koldere om natten end om dagen) osv. Den gennemsnitlige temperaturgradient er omkring 0,6 ° C / 100 m.

I atmosfærens overfladelag afhænger gradienten af ​​vejret, tidspunktet på dagen og arten af ​​den underliggende overflade. Om dagen er VGT næsten altid positiv, især om sommeren i klart vejr er den 10 gange større end i dystert vejr. Ved frokosttid om sommeren kan lufttemperaturen ved jordoverfladen være 10-15 ° C højere end lufttemperaturen i en højde på 2 m. På grund af dette er WGT i et givet to-meter lag i form af 100 m mere end 500 ° C / 100 m Vind reducerer VGT, da når luft blandes, udlignes dens temperatur i forskellige højder. Skyer og nedbør reducerer den lodrette temperaturgradient. På våd jord VGT i atmosfærens overfladelag aftager kraftigt. Over bar jord (brakmark) er VGT større end over udviklede afgrøder eller alkalier. Om vinteren, over snedækket, er VGT i atmosfærens overfladelag lille og normalt negativ.

Med højden svækkes påvirkningen af ​​den underliggende overflade og vejret på VGT, og den falder i forhold til dens værdier i overfladelaget af luft. Over 500m aftager indflydelsen af ​​den daglige variation i lufttemperaturen. I højder fra 1,5 til 5-6 km er VGT inden for 0,5-0,6 ° C / 100 m. I en højde på 6-9 km stiger temperaturgradienten og udgør 0,65-0,75 ° C / 100 m. I det øverste lag af troposfæren falder IHT igen til 0,5-0,2 ° C / 100 m.

Data om den lodrette temperaturgradient i forskellige lag af atmosfæren bruges i vejrudsigter, i meteorologiske tjenester til jetfly og ved opsendelse af satellitter i kredsløb, samt ved bestemmelse af frigivelses- og udbredelsesforhold. industri affald i atmosfæren. Negativ VGT i overfladelaget af luft om natten forår og efterår indikerer muligheden for frost.

Så vi håber, at du i denne artikel ikke kun fandt nyttige og pædagogisk information, men også svaret på spørgsmålet "hvordan ændres lufttemperaturen med højden."