Как падает температура с высотой

Как меняется температура с высотой? Сейчас разберемся…

Дело в том, что иногда при увеличении высоты температура не уменьшается, а, наоборот, увеличивается. Это явление называется температурной инверсией. Оно часто происходит ясными безветренными ночами, когда поверхность Земли интенсивно излучает тепло и охлаждается, заодно охлаждая и приземный слой воздуха. Днем инверсия обычно исчезает, однако зимой в умеренных и полярных широтах приземный слой холодного воздуха может не успеть прогреться за короткий световой день, в результате чего инверсия сохраняется в течение нескольких суток.

Инверсию можно наглядно видеть, наблюдая за дымом из трубы. Обычно в безветренную погоду дым поднимается вертикально (так как он, хотя и остывает в процессе подъема, всегда остается теплее, а значит, легче окружающего воздуха, температура которого тоже уменьшается с высотой) и постепенно рассеивается. В случае же инверсии дым, поднимаясь через приземный слой холодного воздуха, охлаждается до такой степени,что становится холоднее, а следовательно, и тяжелее, вышележащего слоя. В результате дым перестает подниматься и начинает распространяться горизонтально. Если же в одном месте много источников дыма и прочих выбросов – например, дело происходит в городе, в котором много заводов и автомобилей, – то все загрязняющие вещества накапливаются в приземном холодном слое, что создает серьезные проблемы с качеством воздуха. Такая ситуация часто складывается, например, в Красноярске, где это явление даже имеет особое название – «черное небо».

Впрочем, основное правило всё же таково: чем выше мы находимся, тем холоднее вокруг. И тут можно решить, что при подъеме в горы климат будет меняться так же, как если бы мы двигались к полюсам (в нашем полушарии – в сторону севера). Однако, если бы мы действительно шли от экватора к полюсу, климат обретал бы всё более выраженную сезонность – чем дальше на север тем больше становится разница между летом и зимой. В горах же, хоть и холодает с высотой, но колебания температур как бы повторяют те, что царят у подножия гор. К примеру, в Экваториальных Андах на высоте 2,5-3 км круглый год стоит температура +13- +15 °С, примерно как в Москве во второй половине мая. Наверное, тебе покажется, что жить без зимы и без лета немного скучновато, но, согласись, что такой климат лучше, чем вечные +26…+28 °С у подножия. (Конечно, для пляжа это идеальная погода, но ведь и в школу тоже ходить придется!) Возможно, именно поэтому столицы Колумбии и Эквадора – стран, в которых расположены Экваториальные Анды, – и находятся в поясе «вечной весны».

А что же на других планетах? Космонавт, решивший заняться там альпинизмом, увидит всё ту же картину – чем выше в горы, тем холоднее. Правда, например на Марсе температура уменьшается в среднем на 2,5 °С на каждый километр высоты, то есть не так сильно, как у нас на Земле. Это объясняется тем, что марсианская атмосфера менее прозрачна, в ней всегда много пыли, поэтому солнечное тепло лучше прогревает газовую оболочку Марса. Однако для штурма высочайшей горы Марса, Олимпа, придется утеплиться: ее высота – 26 км, а значит, на вершине должно быть на 65 °С холоднее, чем внизу.

Становится холоднее при движении вверх и на Венере. Если у поверхности там царит просто адская жара – около +470 °С, то на высоте 50-55 км температура опускается до вполне комфортных +20 °С. Кстати, и атмосферное давление на этой высоте почти равно земному. Может быть, в будущем можно устроить там города, висящие на огромных дирижаблях? Но есть маленькая проблема: атмосфера Венеры почти полностью состоит из углекислого газа, и там бывает дождливо, при этом из туч льется не вода, а… концентрированная серная кислота.

Источник

Как изменяется температура с высотой?

Как изменяется температура с высотой? В данной статье будет размещена информация, которая будет содержать ответы на этот и подобные вопросы.

Как изменяется температура воздуха на высоте?

При подъеме вверх температура воздуха в тропосфере понижается на 1 км — 6 °С. Поэтому высоко в горах лежит снег

Атмосфера делится на 5 основных слоев: тропосфера, стратосфера, верхние слои атмосферы. Для сельскохозяйственной метеорологии наибольший интерес представляют закономерности изменения температуры в тропосфере, особенно в ее приземном слое.

Что такое вертикальный градиент температуры?

Вертикальный градиент температуры — это изменение температуры воздуха на высоте каждые 100 м. Вертикальный градиент зависит от нескольких факторов, таких как: время года (зимой температура ниже, летом — выше); время суток (ночью холоднее, чем днем) и др. Среднее значение градиента температуры составляет около 0,6 ° С / 100 м.

В приземном слое атмосферы градиент зависит от погоды, времени суток и от характера подстилающей поверхности. Днем ВГТ почти всегда положительный, особенно летом, при ясной погоде он в 10 раз больше, чем во время мрачной. В обед летом температура воздуха у поверхности почвы может быть на 10-15 ° С превышать температуру воздуха на высоте 2-х м. Из-за этого ВГТ в данном двухметровом слое в пересчете на 100 м составляет более 500 ° С / 100 м. Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Уменьшают вертикальный градиент температуры облачность и осадки. При влажной почве резко снижается ВГТ в приземном слое атмосферы. Над обнаженной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над развитым посевом или щелочью. Зимой над снежным покровом ВГТ в приземном слое атмосферы невелик и обычно отрицательный.

С высотой влияние подстилающей поверхности и погоды на ВГТ ослабевает и он уменьшается по сравнению с его значениями в приземном слое воздуха. Выше 500м затухает влияние суточного хода температуры воздуха. На высотах от 1,5 до 5-6км ВГТ находится в пределах 0,5-0,6 ° С / 100м. На высоте 6-9км градиент температуры растет и составляет 0,65-0,75 ° С / 100м. В верхнем слое тропосферы ВГТ снова уменьшается до 0,5-0,2 ° С / 100м.

Данные о вертикальном градиенте температуры в различных слоях атмосферы используют при составлении прогнозов погоды, при метеорологическом обслуживании реактивных самолетов и при выводе спутников на орбиту, а также при определении условий выброса и распространения промышленных отходов в атмосфере. Отрицательный ВГТ в приземном слое воздуха ночью весной и осенью указывает на возможность заморозков.

Итак, надеемся, что в данной статье, Вы нашли не только полезную и познавательную информацию, но и ответ на вопрос «как изменяется температура воздуха с высотой».

Источник

Вертикальное строение атмосферы

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

Мезосфера

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

Принято считать, что граница атмосферы Земли и ионосферы находится на высоте 118 километров. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.

Термосфера

Термопауза

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

Экзосфера (сфера рассеяния)

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.

Источник

Атмосфера и климат

Сайт об атмосфере, климате и метеорологии

Изменение температуры воздуха с высотой

Тропосфера. Нижний слой атмосферы называется тропосферой. Сам этот термин означает „сфера поворота» и связан с характеристиками турбулентности данного слоя. Все перемены погоды и климата являются результатом физических процессов, происходящих именно в этом слое. В XVIII веке, поскольку изучение атмосферы ограничивалось только этим слоем, считалось, будто обнаруженное в нем уменьшение температуры воздуха с высотой присуще и всей остальной атмосфере.

Различные превращения энергии происходят в первую очередь именно в тропосфере. Вследствие непрерывного соприкосновения воздуха с земной поверхностью, а также поступления в него энергии из космоса, он приходит в движение. Верхняя граница этого слоя располагается там, где уменьшение температуры с высотой сменяется ее возрастанием,— примерно на высоте 15—16 км над экватором и 7—8 км над полюсами. Как и сама Земля, атмосфера под влиянием вращения нашей планеты тоже несколько сплющена над полюсами и разбухает над экватором. Однако этот эффект выражен в атмосфере значительно сильнее, чем в твердой оболочке Земли.

В направлении от поверхности Земли к верхней границе тропосферы температура воздуха понижается. Над экватором минимальная температура воздуха составляет около —62°С, а над полюсами около —45°С. Однако в зависимости от пункта измерений температура может быть несколько иной. Так, над островом Ява на верхней границе тропосферы температура воздуха падает до рекордно низкого значения —95°С.

Верхняя граница тропосферы называется тропопаузой. В умеренных широтах более 75% массы атмосферы лежит ниже тропопаузы. В тропиках же в пределах тропосферы находится около 90% массы атмосферы.

Тропопауза была открыта в 1899 г., когда в вертикальном профиле температуры на некоторой высоте был обнаружен ее минимум, а затем температура незначительно повышалась. Начало этого повышения означает переход к следующему слою атмосферы — к стратосфере.

Стратосфера. Термин стратосфера означает „сфера слоя» и отражает прежнее представление о единственности слоя, лежащего выше тропосферы. Стратосфера простирается до высоты около 50 км над земной поверхностью. Особенностью ее является, в частности, резкое повышение температуры воздуха по сравнению с исключительно низкими значениями ее в тропопаузе. В умеренных широтах температура в стратосфере повышается примерно до —40°С. Это повышение температуры объясняют реакцией образования озона — одной из главных химических реакций, происходящих в атмосфере.

Озон представляет собой особую форму кислорода. В отличие от обычной двухатомной молекулы кислорода (О2). озон состоит из трехатомных его молекул (Оз). Появляется он в результате взаимодействия обычного кислорода с лучистой энергией, поступающей в верхние слои атмосферы.

Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км, но в целом слой озона представляет собой сильно растянутую по высоте оболочку, охватывающую почти всю стратосферу. В озоносфере ультрафиолетовые лучи чаще и сильнее всего взаимодействуют с атмосферным кислородом. Лучистая энергия вызывает распад обычных двухатомных молекул кислорода на отдельные атомы. В свою очередь атомы кислорода часто снова присоединяются к двухатомным молекулам и образуют молекулы озона. Таким же образом отдельные атомы кислорода соединяются в двухатомные молекулы. Интенсивность образования озона оказывается достаточной для того, чтобы в стратосфере существовал слой высокой его концентрации.

Взаимодействие кислорода с ультрафиолетовыми лучами — один из благоприятных процессов в земной атмосфере, способствующих поддержанию жизни на Земле. Поглощение озоном этой энергии препятствует излишнему поступлению ее на земную поверхность, где создается именно такой уровень энергии, который пригоден для существования земных форм жизни. Возможно, в прошлом на Землю поступало большее количество энергии, чем теперь, что и оказывало влияние на возникновение первичных форм жизни на нашей планете. Но современные живые организмы не выдержали бы поступления от Солнца более значительного количества ультрафиолетовой радиации.

Озоносфера поглощает часть лучистой энергии, проходщей через атмосферу. В результате этого в озоносфере устанавливается вертикальный градиент температуры воздуха примерно 0,62°С на 100 м, т. е, температура повышается с высотой вплоть до верхнего предела стратосферы — стратопаузы (50 км).

На высотах от 50 до 80 км располагается слой атмосферы, называемый мезосферой. Слово „мезосфера» означает „промежуточная сфера», здесь температура воздуха продолжает понижаться с высотой.

Выше мезосферы, в слое, называемом термосферой, температура снова растет с высотой примерно до 1000°С, а затем очень быстро падает до —96°С. Однако падает не беспредельно, потом температура снова увеличивается.

Ионосфера. Можно считать, что ионосфера начинается с высоты около 80 км над поверхностью Земли.

Расчленение атмосферы на отдельные слои довольно легко заметить по особенностям изменения температуры с высотой в каждом слое.

В отличие от упомянутых ранее слоев, ионосфера выделена не. по температурному признаку. Главная особенность ионосферы — высокая степень ионизации атмосферных газов. Эта ионизация вызвана поглощением солнечной энергии атомами различных газов. Ультрафиолетовые и другие солнечные лучи, несущие кванты высокой энергии, поступая в атмосферу, ионизируют атомы азота и кислорода — от атомов отрываются электроны, находящиеся на внешних орбитах. Теряя электроны, атом приобретает положительный заряд. Если же к атому присоединяется электрон, то атом заряжается отрицательно. Таким образом, ионосфера является областью, имеющей электрическую природу, благодаря которой становятся возможными многие виды радиосвязи.

Ионосферу делят на несколько слоев, обозначая их буквами D, Е, F1 и F2 Эти слои имеют и особые названия. Разделение на слои вызвано несколькими причинами, среди которых самая важная—неодинаковое влияние слоев на прохождение радиоволн. Самый нижний слой, D, в основном поглощает радиоволны и тем самым препятствует дальнейшему их распространению.

Лучше всего изученный слой Е расположен на высоте примерно 100 км над земной поверхностью. Его называют также слоем Кеннелли — Хевисайда по именам американского и английского ученых, которые одновременно и независимо друг от друга обнаружили его. Слой Е, подобно гигантскому зеркалу, отражает радиоволны. Благодаря этому слою длинные радиоволны проходят более далекие расстояния, чем следовало бы ожидать, если бы они распространялись только прямолинейно, не отражаясь от слоя Е

Аналогичные свойства имеет и слой F. Его называют также слоем Эпплтона. Вместе со слоем Кеннелли—Хевисайда он отражаем радиоволны к наземным радиостанциями Такое отражение может происходить под различными углами. Слой Эпплтона расположен на высоте около 240 км.

Самая внешняя область атмосферы часто называется экзосферой.

Этот термин указывает на существование окраины космоса вблизи Земли. Определить, где именно кончается атмосфера и начинается космос, трудно, поскольку с высотой плотность атмосферных газов уменьшается постепенно и сама атмосфера плавно превращается почти в вакуум, в котором встречаются лишь отдельные молекулы. С удалением от земной поверхности атмосферные газы испытывают все меньшее притяжение планеты и с некоторой высоты стремятся покинуть поле земного тяготения. Уже на высоте примерно 320 км плотность атмосферы настолько мала, что молекулы,, не сталкиваясь друг с другом, могут проходить путь более 1 км. Самая внешняя часть атмосферы служит как бы ее верхней границей, которая располагается на высотах от 480 до 960 км.

Источник

Температура воздуха на высотах

В первых разделах мы познакомились в общих чертах со структурой атмосферы по вертикали и с изменениями температуры с высотой.

Здесь рассмотрим некоторые интересные особенности режима температуры в тропосфере и в вышележащих сферах.

В теплое время года, когда прилегающий к поверхности земли слой воздуха достаточно нагрет, характерно понижение температуры с высотой. При сильном прогреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° на каждые 100 м поднятия.

Зимой, при сильном охлаждении поверхности земли и приземного слоя воздуха, вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, т. е. возникает инверсия температуры. Наиболее сильные и мощные инверсии наблюдаются в Сибири, особенно в Якутии зимой, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая излучению и последующему охлаждению приземного слоя воздуха. Очень часто инверсия температуры здесь распространяется до высоты 2—3 км, а разность между температурой воздуха у поверхности земли и верхней границы инверсии нередко составляет 20—25°. Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, Канаде и других районах. От величины изменения температуры с высотой (вертикального градиента температуры) в большой степени зависят условия погоды и виды движений воздуха по вертикальному направлению.

Устойчивая и неустойчивая атмосфера. Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. Температура воздуха изменяется с высотой и в зависимости от атмосферного давления. Когда это происходит без обмена тепла с окружающей средой, то такой процесс называется адиабатическим. Поднимающийся воздух производит работу за счет внутренней энергии, которая расходуется на преодоление внешнего сопротивления. Поэтому при поднятии воздух охлаждается, а при опускании нагревается.

Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам. Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент — это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия и опускания его на 1°, а влажноадиабатический градиент — это понижение температуры влажного насыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия меньше чем на 1°.

При подъеме или опускании сухого, или ненасыщенного, воздуха температура его изменяется по сухоадиабатическому закону, т. е. соответственно падает или растет на 1° каждые 100 м. Эта величина не изменяется до тех пор, пока воздух при поднятии не достигает состояния насыщения, т. е. уровня конденсации водяного пара. Выше этого уровня вследствие конденсации начинает выделяться скрытая теплота парообразования, которая идет на нагревание воздуха. Это дополнительное тепло уменьшает величину охлаждения воздуха при подъеме. Дальнейшее поднятие насыщенного воздуха происходит уже по влажноадиабатическому закону, и температура его понижается не на 1° на 100 м, а меньше. Так как влагосодержание воздуха зависит от его температуры, то, чем выше температура воздуха, тем больше тепла выделяется при конденсации, а чем ниже температура, тем тепла меньше. Поэтому влажноадиабатический градиент в теплом воздухе меньше, чем в холодном. Например, при температуре у поверхности земли поднимающегося насыщенного воздуха +20° влажноадиабатический градиент в нижней тропосфере составляет 0,33—0,43° на 100 м, а при температуре минус 20° значения его колеблются от 0,78° до 0,87° на 100 м.

Влажноадиабатический градиент зависит и от давления воздуха: чем меньше давление воздуха, тем меньше при одной и той же начальной температуре влажноадиабатический градиент. Это происходит оттого, что при малом давлении плотность воздуха также меньше, следовательно, освободившаяся теплота конденсации идет на нагревание меньшей массы воздуха.

В таблице 15 приведены осредненные величины влажноадиабатического градиента при различной температуре и значениях

давления 1000, 750 и 500 мб, что приблизительно соответствует поверхности земли и высотам 2,5—5,5 км.

В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6—0,7° на 100 м поднятия. Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности земли температура воздуха равна 28°, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° на 100 м или 7° на каждый километр, получим, что на высоте 4 км температура равна 0°. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4—0,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.

По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы — устойчивое или неустойчивое.

При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он возвратится в первоначальное положение.

Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического градиента, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха воздействием извне поднять на некоторую высоту, то как только прекратится действие внешней силы, этот объем воздуха возвратится в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив внутреннюю энергию на свое расширение, при подъеме охлаждался на 1° на каждые 100 м (по сухоадиабатическому закону). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха был меньше сухоадиабатического, то оказалось, что поднятый объем воздуха на данной высоте имел более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния. Покажем это на примере.

Предположим, что у поверхности земли температура воздуха равна 20°, а вертикальный градиент температуры в рассматриваемом слое равен 0,7° на 100 м. При этой величине градиента температура воздуха на высоте 2 км будет равна 6° (рис. 19, а). Под воздействием внешней силы поднятый с поверхности земли на эту высоту объем ненасыщенного или сухого воздуха, охлаждаясь по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1° на 100 м, охладится на 20° и примет температуру, равную 0°. Этот объем воздуха окажется на 6° холоднее окружающего воздуха, а значит, и тяжелее вследствие большей плотности. Поэтому он начнет

опускаться, стремясь достичь первоначального уровня, т. е. поверхности земли.

Аналогичный результат получится и в случае подъема насыщенного воздуха, если вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабатического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.

Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, так как в этом случае над нижним холодным, а следовательно и тяжелым, воздухом располагается более теплый и легкий воздух.

При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с поверхности земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.

Предположим, например, что ненасыщенный воздух в нижних слоях до высоты 2 км стратифицирован неустойчиво, т. е. его температура

с высотой уменьшается на 1,2° на каждые 100 м, а выше воздух, став насыщенным, имеет устойчивую стратификацию, т. е. его температура понижается уже на 0,6° на каждые 100 м поднятия (рис. 19, б). Попав в такую среду, объем сухого ненасыщенного воздуха станет подниматься по сухоадиабатическому закону, т. е. охлаждаться на 1° на 100 м. Тогда, если его температура у поверхности земли 20°, то на высоте 1 км она станет равной 10°, в то время как температура окружающей среды 8°. Будучи теплее на 2°, а следовательно и легче, этот объем устремится выше. На высоте 2 км он будет теплее окружающей среды уже на 4°, так как его температура достигнет 0°, а температура окружающего воздуха равна —4°. Будучи снова легче, рассматриваемый объем воздуха продолжит свой подъем до высоты 3 км, где его температура станет равной температуре окружающей среды (—10°). После этого свободное поднятие выделенного объема воздуха прекратится.

Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха. На аэрологических диаграммах нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т. е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатическом и влажноадиабатическом процессах.

На рисунке 20 представлена такая диаграмма. Здесь по вертикали изображены изобары, по горизонтали — изотермы (линии одинакового давления воздуха), наклонные сплошные линии — сухие адиабаты, наклонные прерывистые — влажные адиабаты, пунктирные — линии удельной влажности. На приведенной диаграмме нанесены кривые изменения температуры воздуха с высотой в двух пунктах в один и тот же срок наблюдения — 15 часов 3 мая 1965 г. Слева — кривая температуры по данным радиозонда, выпущенного в Ленинграде, справа — в Ташкенте. Из формы левой кривой изменения температуры с высотой следует, что в Ленинграде воздух устойчив. При этом до изобарической поверхности 500 мб вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,55° на 100 м. В двух небольших слоях (на поверхностях 900 и 700 мб) зарегистрирована изотермия. Это указывает, что над Ленинградом на высотах 1,5—4,5 км находится атмосферный фронт, разделяющий холодные массы воздуха в нижних полутора километрах от теплового воздуха, расположенного выше. Высота уровня конденсации, определяемая положением температурной кривой по отношению к влажной адиабате, находится около 1 км (900 мб).

В Ташкенте воздух имел неустойчивую стратификацию. До высоты 4 км вертикальный градиент температуры был близок к адиабатическому, т. е. на каждые 100 м поднятия температура уменьшалась на 1°, а выше, до 12 км — больше адиабатического. Вследствие сухости воздуха облакообразования не происходило.

Над Ленинградом переход в стратосферу происходил на высоте 9 км (300 мб), а над Ташкентом значительно выше — около 12 км (200 мб).

При устойчивом состоянии атмосферы и достаточной влажности могут образоваться слоистые облака и туманы, а при неустойчивом состоянии и большом влагосодержании атмосферы возникает термическая конвекция, приводящая к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. С состоянием неустойчивости связано образование ливней, гроз, града, малых вихрей, шквала и т. п. Так называемая «болтанка» самолета, т. е. броски самолета при полете, также вызывается неустойчивым состоянием атмосферы.

Летом обычна неустойчивость атмосферы после полудня, когда нагреваются близкие к земной поверхности слои воздуха. Поэтому ливневые дожди, шквалы и подобные опасные явления погоды чаще наблюдаются после полудня, когда вследствие разбивающейся неустойчивости возникают сильные вертикальные токи — восходящие и нисходящие движения воздуха. По этой причине самолеты, летающие днем на высоте 2—5 км над поверхностью земли, больше подвергаются «болтанке», чем при ночном полете, когда вследствие охлаждения приземного слоя воздуха устойчивость его увеличивается.

Влажность воздуха с высотой также уменьшаете. Почти половина всей влажности сосредоточена в первых полутора километрах атмосферы, а в первых пяти километрах содержится почти 9 /₁₀ всего водяного пара.

Для иллюстрации ежедневно наблюдаемого характера изменения температуры с высотой в тропосфере и нижней стратосфере в различных районах Земли на рисунке 21 приведены три кривые стратификации до высоты 22—25 км. Эти кривые построены по наблюдениям радиозондов в 3 часа дня: две в январе — Олекминск (Якутия) и Ленинград, а третья в июле — Тахта-Базар (Средняя Азия). Для первой кривой (Олекминск) характерно наличие приземной инверсии, характеризующейся повышением температуры от —48° у поверхности земли до —25° на высоте около 1 км. В этот срок тропопауза над Олекминском находилась на высоте 9 км (температура —62°). В стратосфере наблюдалось повышение температуры с высотой, значение которой на уровне 22 км приближалось к —50°. Вторая кривая, представляющая изменение температуры с высотой в Ленинграде, указывает на наличие небольшой приземной инверсии, затем изотермии в большом слое и понижение температуры в стратосфере. На уровне 25 км температура равна —75°. Третья кривая (Тахта-Базар) сильно отличается от северного пункта — Олекминска. Температура у поверхности земли выше 30°. Тропопауза находится на высоте 16 км, а выше 18 км происходит обычное для южного лета повышение температуры с высотой.

Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.

Источник