Rumah / Vitamin/ Bagaimana suhu berubah dengan ketinggian di pergunungan. Pelajaran "perubahan suhu udara dengan ketinggian"

Bagaimanakah suhu berubah dengan ketinggian di pergunungan? Pelajaran "perubahan suhu udara dengan ketinggian"

penyongsangan

suhu udara meningkat dengan ketinggian dan bukannya penurunan biasa

Penerangan alternatif

Keadaan teruja bahan di mana bilangan zarah berada pada tenaga yang lebih tinggi. aras melebihi bilangan zarah pada aras yang lebih rendah (fizik)

Perubahan arah medan magnet Bumi ke arah yang bertentangan diperhatikan pada selang masa dari 500 ribu tahun hingga 50 juta tahun

Menukar kedudukan biasa unsur, meletakkannya dalam susunan terbalik

Istilah linguistik bermaksud perubahan dalam susunan perkataan biasa sesuatu ayat

Terbalik susunan, terbalik tertib

Operasi logik "tidak"

Penyusunan semula kromosom yang dikaitkan dengan putaran bahagian kromosom individu sebanyak 180

Transformasi konformal satah atau ruang Euclidean

Penyusunan semula dalam matematik

Peranti dramatik yang menunjukkan hasil konflik pada permulaan drama

Dalam metrologi, perubahan anomali dalam parameter

Keadaan jirim di mana lebih tahap tinggi tenaga zarah konstituennya lebih "dihuni" oleh zarah daripada zarah yang lebih rendah

DALAM kimia organik- proses penguraian sakarida

Menukar susunan perkataan dalam ayat

Menukar susunan perkataan untuk penekanan

Jejak putih di belakang kapal terbang

Mengubah susunan perkataan

terbalik susunan unsur

Menukar susunan perkataan biasa dalam ayat untuk meningkatkan ekspresi pertuturan

Di bahagian pertama kami bertemu garis besar umum dengan struktur menegak atmosfera dan dengan perubahan suhu dengan ketinggian.

Di sini kita akan melihat beberapa ciri menarik rejim suhu dalam troposfera dan dalam sfera di atasnya.

Suhu dan kelembapan dalam troposfera. Troposfera adalah kawasan yang paling menarik, kerana proses pembentukan batu terbentuk di sini. Di troposfera, seperti yang telah ditunjukkan dalam Bab I, suhu udara berkurangan dengan ketinggian purata 6° untuk setiap kenaikan kilometer, atau sebanyak 0.6° setiap 100 m. Nilai kecerunan suhu menegak ini paling kerap diperhatikan dan ditakrifkan sebagai purata banyak ukuran. Pada hakikatnya, kecerunan suhu menegak di latitud sederhana Bumi adalah berubah-ubah. Ia bergantung pada musim tahun, masa hari, sifat proses atmosfera, dan di lapisan bawah troposfera - terutamanya pada suhu permukaan asas.

DALAM masa panas tahun, apabila lapisan udara yang bersebelahan dengan permukaan bumi dipanaskan dengan secukupnya, suhu berkurangan dengan ketinggian. Apabila lapisan permukaan udara dipanaskan dengan kuat, magnitud kecerunan suhu menegak melebihi 1° untuk setiap 100 m menaikkan.

Pada musim sejuk, dengan penyejukan kuat permukaan bumi dan lapisan tanah udara, bukannya penurunan, peningkatan suhu diperhatikan dengan ketinggian, iaitu, penyongsangan suhu berlaku. Penyongsangan yang paling kuat dan paling kuat diperhatikan di Siberia, terutamanya di Yakutia pada musim sejuk, di mana cuaca cerah dan tenang berlaku, menggalakkan sinaran dan penyejukan lapisan permukaan udara seterusnya. Selalunya penyongsangan suhu di sini memanjang ke ketinggian 2-3 km, dan perbezaan antara suhu udara di permukaan bumi dan sempadan atas penyongsangan selalunya 20-25°. Penyongsangan juga merupakan ciri kawasan tengah Antartika. Pada musim sejuk mereka ditemui di Eropah, terutamanya di bahagian timurnya, Kanada dan kawasan lain. Magnitud perubahan suhu dengan ketinggian (kecerunan suhu menegak) sebahagian besarnya menentukan keadaan cuaca dan jenis pergerakan udara dalam arah menegak.

Suasana yang stabil dan tidak stabil. Udara di troposfera dipanaskan oleh permukaan di bawahnya. Suhu udara berbeza mengikut ketinggian dan bergantung pada tekanan atmosfera. Apabila ini berlaku tanpa menukar haba dengan persekitaran, proses itu dipanggil adiabatik. Udara yang meningkat menghasilkan kerja kerana tenaga dalaman, yang dibelanjakan untuk mengatasi rintangan luaran. Oleh itu, apabila udara naik, ia menjadi sejuk, dan apabila ia turun, ia menjadi panas.

Perubahan suhu adiabatik berlaku mengikut adiabatik kering Dan undang-undang adiabatik lembab.

Sehubungan itu, kecerunan menegak perubahan suhu dengan ketinggian juga dibezakan. Kecerunan adiabatik kering- ini ialah perubahan dalam suhu kering atau basah udara tepu untuk setiap 100 m menaikkan dan menurunkannya sebanyak 1 °, A kecerunan adiabatik lembap- ini adalah penurunan suhu udara tepu lembap untuk setiap 100 m ketinggian kurang daripada 1°.

Apabila udara kering atau tak tepu naik atau turun, suhunya berubah mengikut hukum kering-adiabatik, iaitu, ia turun atau naik, masing-masing, sebanyak 1° setiap 100 m. Nilai ini tidak berubah sehingga udara, apabila meningkat, mencapai keadaan tepu, i.e. tahap pemeluwapan wap air. Di atas paras ini, disebabkan oleh pemeluwapan, haba pendam pengewapan mula dibebaskan, yang digunakan untuk memanaskan udara. Haba tambahan ini mengurangkan jumlah penyejukan yang diterima udara semasa ia meningkat. Peningkatan selanjutnya udara tepu berlaku mengikut hukum adiabatik lembap, dan suhunya berkurangan tidak lebih daripada 1° setiap 100 m, tetapi kurang. Oleh kerana kandungan lembapan udara bergantung pada suhunya, semakin tinggi suhu udara, semakin banyak haba dibebaskan semasa pemeluwapan, dan semakin rendah suhu, semakin kurang haba. Oleh itu, kecerunan lembapan-adiabatik dalam udara panas adalah kurang daripada di udara sejuk. Sebagai contoh, pada suhu di permukaan bumi peningkatan udara tepu +20°, kecerunan adiabatik lembap di troposfera bawah ialah 0.33-0.43° setiap 100 m, dan pada suhu tolak 20° julat nilainya. daripada 0.78° hingga 0.87° sebanyak 100 m.

Kecerunan adiabatik lembap juga bergantung pada tekanan udara: semakin rendah tekanan udara, semakin rendah kecerunan adiabatik lembap pada suhu awal yang sama. Ini berlaku kerana pada tekanan rendah ketumpatan udara juga kurang, oleh itu, haba pemeluwapan yang dibebaskan pergi untuk memanaskan jisim udara yang lebih kecil.

Jadual 15 menunjukkan nilai purata kecerunan adiabatik lembap pada suhu yang berbeza dan nilai

tekanan 1000, 750 dan 500 mb, yang kira-kira sepadan dengan permukaan bumi dan ketinggian 2.5-5.5 km.

Pada musim panas, kecerunan suhu menegak adalah purata 0.6-0.7° setiap 100 m menaikkan.

Mengetahui suhu di permukaan bumi, adalah mungkin untuk mengira nilai suhu anggaran pada pelbagai ketinggian. Jika, sebagai contoh, suhu udara di permukaan bumi ialah 28°, maka, dengan mengandaikan bahawa kecerunan suhu menegak adalah pada purata 0.7° setiap 100 m atau 7° setiap kilometer, kita dapati itu pada ketinggian 4 km suhu ialah 0°. Kecerunan suhu pada musim sejuk di pertengahan latitud di atas tanah jarang melebihi 0.4-0.5° setiap 100 m: Selalunya terdapat kes apabila dalam lapisan udara tertentu suhu hampir tidak berubah dengan ketinggian, iaitu, isotermia berlaku.

Dengan magnitud kecerunan menegak suhu udara, seseorang boleh menilai sifat keseimbangan atmosfera - stabil atau tidak stabil.

Pada keseimbangan yang stabil atmosfera, jisim udara tidak cenderung untuk bergerak secara menegak. Dalam kes ini, jika isipadu udara tertentu disesarkan ke atas, ia akan kembali ke kedudukan asalnya.

Keseimbangan stabil berlaku apabila kecerunan suhu menegak udara tak tepu kurang daripada kecerunan adiabatik kering, dan kecerunan suhu menegak udara tepu kurang daripada kecerunan adiabatik lembap. Jika, di bawah keadaan ini, isipadu kecil udara tak tepu dinaikkan ke ketinggian tertentu oleh pengaruh luar, maka sebaik sahaja tindakan daya luar berhenti, isipadu udara ini akan kembali ke kedudukan sebelumnya. Ini berlaku kerana isipadu udara yang meningkat, setelah menghabiskan tenaga dalaman pada pengembangannya, disejukkan sebanyak 1° untuk setiap 100 m(mengikut hukum adiabatik kering). Tetapi oleh kerana kecerunan menegak suhu udara ambien adalah kurang daripada suhu adiabatik kering, ternyata isipadu udara yang dinaikkan pada ketinggian tertentu mempunyai lebih banyak suhu rendah daripada udara sekeliling. Mempunyai ketumpatan yang lebih tinggi berbanding ketumpatan udara sekeliling, ia mesti tenggelam sehingga mencapai keadaan asalnya. Mari tunjukkan ini dengan contoh.

Mari kita andaikan bahawa suhu udara di permukaan bumi ialah 20°, dan kecerunan suhu menegak dalam lapisan yang dipertimbangkan ialah 0.7° setiap 100 m. Dengan nilai kecerunan ini, suhu udara pada ketinggian 2 km akan sama dengan 6° (Rajah 19, A). Di bawah pengaruh daya luar, isipadu udara tak tepu atau kering yang dinaikkan dari permukaan bumi ke ketinggian ini, menyejukkan mengikut hukum adiabatik kering, iaitu sebanyak 1° setiap 100 m, akan menyejuk sebanyak 20° dan mengambil alih suhu bersamaan dengan 0°. Isipadu udara ini akan menjadi 6° lebih sejuk daripada udara sekeliling, dan oleh itu lebih berat kerana ketumpatannya yang lebih tinggi. Jadi dia akan mulakan

turun, cuba mencapai tahap asal, iaitu, permukaan bumi.

Keputusan yang sama akan diperolehi dalam kes peningkatan udara tepu, jika kecerunan suhu menegak persekitaran kurang daripada adiabatik lembap. Oleh itu, dalam keadaan atmosfera yang stabil dalam jisim udara yang homogen, pembentukan pesat awan kumulus dan kumulonimbus tidak berlaku.

Keadaan atmosfera yang paling stabil diperhatikan pada nilai-nilai kecil kecerunan suhu menegak, dan terutamanya semasa penyongsangan, kerana dalam kes ini udara yang lebih panas dan lebih ringan terletak di atas sejuk yang lebih rendah, dan oleh itu udara yang berat.

Pada keseimbangan atmosfera yang tidak stabil Isipadu udara yang dinaikkan dari permukaan bumi tidak kembali ke kedudukan asalnya, tetapi mengekalkan pergerakannya ke atas ke tahap di mana suhu udara meningkat dan sekelilingnya adalah sama. Keadaan atmosfera yang tidak stabil dicirikan oleh kecerunan suhu menegak yang besar, yang disebabkan oleh pemanasan lapisan bawah udara. Pada masa yang sama, jisim udara yang dipanaskan di bawah, menjadi lebih ringan, tergesa-gesa ke atas.

Katakan, sebagai contoh, udara tak tepu di lapisan bawah sehingga ketinggian 2 km berstrata tidak stabil, iaitu suhunya

berkurangan dengan ketinggian sebanyak 1.2° untuk setiap 100 m, dan di atas udara, setelah menjadi tepu, mempunyai stratifikasi yang stabil, iaitu suhunya turun sebanyak 0.6° untuk setiap 100 m peningkatan (Rajah 19, b). Apabila berada dalam persekitaran sedemikian, isipadu udara tak tepu kering akan meningkat mengikut hukum adiabatik kering, iaitu, sejuk sebanyak 1° setiap 100 m. Kemudian, jika suhunya di permukaan bumi ialah 20°, maka pada ketinggian 1 km ia akan menjadi sama dengan 10°, manakala suhu ambien ialah 8°. Menjadi 2° lebih panas, dan oleh itu lebih ringan, volum ini akan menjadi lebih tinggi. Pada ketinggian 2 km ia akan menjadi lebih panas daripada persekitaran sebanyak 4°, kerana suhunya akan mencapai 0°, dan suhu udara ambien ialah -4°. Menjadi lebih ringan lagi, isipadu udara yang dimaksudkan akan terus meningkat kepada ketinggian 3 km, di manakah suhunya akan menjadi suhu yang sama persekitaran (-10°). Selepas ini, kenaikan bebas isipadu udara yang diperuntukkan akan berhenti.

Untuk menentukan keadaan atmosfera digunakan gambar rajah aerologi. Ini adalah gambar rajah dengan paksi koordinat segi empat tepat di mana ciri-ciri keadaan udara diplotkan.

Keluarga ditunjukkan pada rajah aerologi kering Dan adiabat basah, iaitu, lengkung secara grafik mewakili perubahan keadaan udara semasa proses adiabatik kering dan adiabatik basah.

Rajah 20 menunjukkan rajah sedemikian. Di sini, isobar digambarkan secara menegak, isoterma (garisan tekanan udara yang sama) secara mendatar, garis pepejal condong - adiabat kering, garis putus condong - adiabat basah, garis putus-putus kelembapan tertentu Rajah di bawah menunjukkan lengkung perubahan suhu udara dengan ketinggian pada dua titik pada tempoh pemerhatian yang sama - 15 jam pada 3 Mei 1965. Di sebelah kiri adalah lengkung suhu mengikut data radiosonde yang dikeluarkan di Leningrad, di sebelah kanan - dalam Tashkent. Dari bentuk lengkung kiri perubahan suhu dengan ketinggian ia mengikuti bahawa di Leningrad udara stabil. Selain itu, sehingga permukaan isobarik 500 mb kecerunan suhu menegak adalah pada purata 0.55° setiap 100 m. Dalam dua lapisan kecil (pada permukaan 900 dan 700 mb) isothermia didaftarkan. Ini menunjukkan bahawa di atas Leningrad pada ketinggian 1.5-4.5 km terletak hadapan atmosfera, memisahkan jisim udara sejuk di bahagian bawah satu setengah kilometer dari udara hangat yang terletak di atas. Ketinggian tahap pemeluwapan, ditentukan oleh kedudukan lengkung suhu berhubung dengan adiabat basah, adalah kira-kira 1 km(900 mb).

Di Tashkent, udara mempunyai stratifikasi yang tidak stabil. Sehingga ketinggian 4 km kecerunan suhu menegak adalah hampir dengan adiabatik, iaitu untuk setiap 100 m Apabila suhu meningkat, suhu menurun sebanyak 1°, dan di atas itu, kepada 12 km- lebih adiabatik. Disebabkan udara kering, pembentukan awan tidak berlaku.

Di Leningrad, peralihan ke stratosfera berlaku pada ketinggian 9 km(300 mb), dan di atas Tashkent ia jauh lebih tinggi - kira-kira 12 km(200 MB).

Jika atmosfera stabil dan terdapat kelembapan yang mencukupi, awan stratus dan kabus, dan dalam keadaan tidak stabil dan kandungan lembapan yang tinggi di atmosfera, perolakan terma, membawa kepada pembentukan awan kumulus dan kumulonimbus. Keadaan ketidakstabilan dikaitkan dengan pembentukan hujan, ribut petir, hujan batu, angin puyuh kecil, badai, dll.

n. Apa yang disebut sebagai "bumpiness" pesawat, iaitu pesawat yang melontar semasa penerbangan, juga disebabkan oleh keadaan atmosfera yang tidak stabil.

Pada musim panas, ketidakstabilan atmosfera adalah perkara biasa pada sebelah petang, apabila lapisan udara berhampiran dengan permukaan bumi menjadi panas. Oleh itu, hujan lebat, ribut dan seumpamanya fenomena berbahaya keadaan cuaca lebih kerap diperhatikan pada sebelah petang, apabila arus menegak yang kuat timbul akibat ketidakstabilan pecah - menaik Dan menurun pergerakan udara. Atas sebab ini, pesawat terbang pada siang hari pada ketinggian 2-5 km di atas permukaan bumi, mereka lebih terdedah kepada "bumpiness" daripada semasa penerbangan malam, apabila, disebabkan oleh penyejukan lapisan permukaan udara, kestabilannya meningkat.

Kelembapan udara juga berkurangan dengan ketinggian. Hampir separuh daripada semua kelembapan tertumpu pada satu setengah kilometer pertama atmosfera, dan lima kilometer pertama mengandungi hampir 9/10 daripada semua wap air.

Untuk menggambarkan sifat pemerhatian harian bagi perubahan suhu dengan ketinggian dalam troposfera dan stratosfera bawah di kawasan berbeza di Bumi, Rajah 21 menunjukkan tiga lengkung stratifikasi sehingga ketinggian 22-25 km. Lengkung ini dibina berdasarkan pemerhatian radiosonde pada jam 3 petang: dua pada bulan Januari - Olekminsk (Yakutia) dan Leningrad, dan yang ketiga pada bulan Julai - Takhta-Bazar ( Asia Tengah). Lengkung pertama (Olekminsk) dicirikan oleh kehadiran penyongsangan permukaan, dicirikan oleh peningkatan suhu dari -48° di permukaan bumi kepada -25° pada ketinggian kira-kira 1 km. Pada masa ini, tropopause di atas Olekminsk berada pada ketinggian 9 km(suhu -62°). Di stratosfera, peningkatan suhu diperhatikan dengan ketinggian, nilainya pada 22 km menghampiri -50°. Lengkung kedua, yang mewakili perubahan suhu dengan ketinggian di Leningrad, menunjukkan kehadiran penyongsangan permukaan kecil, kemudian isoterma dalam lapisan besar dan penurunan suhu di stratosfera. Pada tahap 25 km suhu ialah -75°. Lengkung ketiga (Takhta-Bazar) sangat berbeza dari titik utara - Olekminsk. Suhu di permukaan bumi melebihi 30°. Tropopause terletak pada ketinggian 16 km, dan ke atas 18 km Peningkatan suhu biasa dengan ketinggian untuk musim panas selatan berlaku.

Bab sebelumnya::: Kepada kandungan::: Bab seterusnya

Sinaran matahari yang jatuh ke atas permukaan bumi memanaskannya. Pemanasan udara berlaku dari bawah ke atas, iaitu dari permukaan bumi.

Pemindahan haba dari lapisan bawah udara ke lapisan atas berlaku terutamanya disebabkan oleh peningkatan panas, udara panas ke atas dan penurunan udara sejuk ke bawah. Proses pemanasan udara ini dipanggil perolakan.

Dalam kes lain, pemindahan haba ke atas berlaku disebabkan oleh dinamik gelora. Ini adalah nama yang diberikan kepada vorteks rawak yang timbul di udara akibat geserannya terhadap permukaan bumi semasa pergerakan mendatar atau apabila lapisan udara yang berbeza bergesel antara satu sama lain.

Perolakan kadangkala dipanggil pergolakan haba. Perolakan dan pergolakan kadangkala digabungkan nama biasa - pertukaran.

Penyejukan atmosfera yang lebih rendah berlaku secara berbeza daripada pemanasan. Permukaan bumi secara berterusan kehilangan haba ke atmosfera yang mengelilinginya dengan memancarkan sinaran haba yang tidak dapat dilihat oleh mata. Penyejukan menjadi sangat teruk selepas matahari terbenam (pada waktu malam). Terima kasih kepada kekonduksian terma, jisim udara yang bersebelahan dengan tanah juga disejukkan secara beransur-ansur, kemudian memindahkan penyejukan ini ke lapisan atas udara; dalam kes ini, lapisan terendah disejukkan dengan paling intensif.

Bergantung pada pemanasan suria, suhu lapisan udara bawah berbeza-beza sepanjang tahun dan hari, mencapai maksimum sekitar 13-14 jam. Perubahan harian suhu udara dalam hari yang berbeza kerana tempat yang sama tidak tetap; magnitudnya bergantung terutamanya pada keadaan cuaca. Oleh itu, perubahan suhu lapisan bawah udara dikaitkan dengan perubahan suhu permukaan bumi (dasar).

Perubahan suhu udara juga berlaku daripada pergerakan menegaknya.

Adalah diketahui bahawa udara menyejuk apabila ia mengembang, dan memanas apabila dimampatkan. Di atmosfera, semasa pergerakan udara ke atas, jatuh ke kawasan yang lebih banyak tekanan rendah, mengembang dan menyejuk, dan, sebaliknya, dengan pergerakan ke bawah, udara, memampatkan, menjadi panas. Perubahan suhu udara semasa pergerakan menegak sebahagian besarnya menentukan pembentukan dan pemusnahan awan.

Suhu udara biasanya menurun dengan ketinggian. Perubahan suhu purata dengan ketinggian di Eropah pada musim panas dan musim sejuk diberikan dalam jadual "Purata suhu udara di Eropah".

Penurunan suhu dengan ketinggian dicirikan oleh menegak kecerunan suhu. Ini adalah nama untuk perubahan suhu bagi setiap 100 m ketinggian. Untuk pengiraan teknikal dan aeronautik, kecerunan suhu menegak diambil sama dengan 0.6. Perlu diingat bahawa nilai ini tidak tetap. Ia mungkin berlaku bahawa dalam beberapa lapisan udara suhu tidak berubah dengan ketinggian.

Lapisan sedemikian dipanggil lapisan isoterma.

Selalunya di atmosfera terdapat fenomena apabila dalam lapisan tertentu suhu meningkat dengan ketinggian. Lapisan atmosfera ini dipanggil lapisan penyongsangan. Inversi timbul daripada pelbagai alasan. Salah satunya adalah menyejukkan permukaan dasar dengan sinaran pada waktu malam atau pada musim sejuk di bawah langit yang cerah. Kadangkala, dalam kes angin yang tenang atau lemah, udara permukaan juga menyejuk dan menjadi lebih sejuk daripada lapisan di atasnya. Akibatnya, udara di ketinggian lebih panas daripada di bahagian bawah. Penyongsangan sedemikian dipanggil sinaran. Penyongsangan sinaran yang kuat biasanya diperhatikan di atas penutup salji dan terutamanya di lembangan gunung, dan juga semasa keadaan tenang. Lapisan penyongsangan memanjang ke ketinggian beberapa puluh atau ratusan meter.

Penyongsangan juga berlaku disebabkan oleh pergerakan (advection) udara hangat ke permukaan asas yang sejuk. Inilah yang dipanggil penyongsangan advektif. Ketinggian penyongsangan ini adalah beberapa ratus meter.

Sebagai tambahan kepada penyongsangan ini, penyongsangan hadapan dan penyongsangan mampatan diperhatikan. Penyongsangan hadapan berlaku apabila jisim udara panas mengalir ke atas yang lebih sejuk. Penyongsangan mampatan berlaku apabila udara turun dari lapisan atas atmosfera. Dalam kes ini, udara yang menurun kadangkala menjadi panas sehingga lapisan di bawahnya menjadi lebih sejuk.

Penyongsangan suhu diperhatikan pada pelbagai ketinggian di troposfera, paling kerap pada ketinggian kira-kira 1 km. Ketebalan lapisan penyongsangan boleh berbeza-beza dari beberapa puluh hingga beberapa ratus meter. Perbezaan suhu semasa penyongsangan boleh mencapai 15-20°.

Lapisan penyongsangan memainkan peranan besar dalam cuaca. Kerana udara dalam lapisan penyongsangan lebih panas daripada lapisan asas, udara di lapisan bawah tidak boleh naik. Akibatnya, lapisan penyongsangan melambatkan pergerakan menegak dalam lapisan udara di bawahnya. Apabila terbang di bawah lapisan penyongsangan, benjolan ("bumpiness") biasanya diperhatikan. Di atas lapisan penyongsangan, penerbangan pesawat biasanya berlaku secara normal. Awan beralun yang dipanggil berkembang di bawah lapisan penyongsangan.

Suhu udara mempengaruhi teknik pemanduan dan operasi peralatan. Pada suhu tanah di bawah -20°, minyak membeku, jadi ia mesti dituangkan dalam keadaan panas. Semasa penerbangan pada suhu rendah, air dalam sistem penyejukan enjin disejukkan secara intensif. Pada suhu tinggi (melebihi +30°), motor mungkin terlalu panas. Suhu udara juga mempengaruhi prestasi kru pesawat. Pada suhu rendah, mencapai -56° di stratosfera, pakaian seragam khas diperlukan untuk anak kapal.

Suhu udara sangat nilai hebat untuk ramalan cuaca.

Suhu udara diukur semasa penerbangan kapal terbang menggunakan termometer elektrik yang dipasang pada kapal terbang. Apabila mengukur suhu udara, perlu diingat bahawa disebabkan oleh kelajuan tinggi pesawat moden, termometer memberikan ralat. Kelajuan pesawat yang tinggi menyebabkan peningkatan suhu termometer itu sendiri, disebabkan oleh geseran takungannya dengan udara dan pengaruh pemanasan akibat mampatan udara. Pemanasan daripada geseran meningkat dengan peningkatan kelajuan penerbangan pesawat dan dinyatakan dengan kuantiti berikut:

Kelajuan dalam km/j…………. 100 200 З00 400 500 600

Pemanasan daripada geseran……. 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°.b

Pemanasan daripada pemampatan dinyatakan dengan kuantiti berikut:

Kelajuan dalam km/j…………. 100 200 300 400 500 600

Pemanasan daripada pemampatan……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

Herotan bacaan termometer yang dipasang pada kapal terbang apabila terbang di awan adalah 30% kurang daripada nilai di atas, disebabkan fakta bahawa sebahagian daripada haba yang dihasilkan oleh geseran dan mampatan dibelanjakan untuk menyejat air yang terpeluwap di udara dalam bentuk titisan.

Suhu udara. Unit ukuran, perubahan suhu dengan ketinggian. Penyongsangan, isotermik, Jenis penyongsangan, Proses adiabatik.

Suhu udara ialah kuantiti yang mencirikan keadaan termanya. Ia dinyatakan sama ada dalam darjah Celsius (ºС pada skala centigrade atau dalam Kelvin (K) pada skala mutlak. Peralihan daripada suhu dalam Kelvin kepada suhu dalam darjah Celsius dilakukan mengikut formula

t = T-273º

Lapisan bawah atmosfera (troposfera) dicirikan oleh penurunan suhu dengan ketinggian, berjumlah 0.65ºС setiap 100 m.

Perubahan suhu dengan ketinggian setiap 100m ini dipanggil kecerunan suhu menegak. Mengetahui suhu di permukaan bumi dan menggunakan nilai kecerunan menegak, anda boleh mengira suhu anggaran pada mana-mana ketinggian (contohnya, pada suhu di permukaan bumi +20ºС pada ketinggian 5000 m, suhu akan sama dengan:

20º- (0.65*50) = - 12.5.

Kecerunan menegak γ tidak tetap dan bergantung kepada jenisnya jisim udara, masa hari dan musim dalam setahun, sifat permukaan dasar dan sebab-sebab lain. Apabila suhu menurun dengan ketinggian, γ dianggap positif jika suhu tidak berubah dengan ketinggian, maka γ = 0 lapisan dipanggil isoterma. Lapisan atmosfera di mana suhu meningkat dengan ketinggian (γ< 0), называются penyongsangan. Bergantung pada magnitud kecerunan suhu menegak, keadaan atmosfera boleh menjadi stabil, tidak stabil, atau acuh tak acuh berhubung dengan udara kering (tak tepu) atau tepu.

Suhu udara berkurangan apabila ia meningkat secara adiabatik, iaitu tanpa pertukaran haba zarah udara dengan persekitaran. Jika zarah udara naik ke atas, maka isipadunya mengembang, dan tenaga dalaman zarah berkurangan.

Jika zarah turun, ia mengecut dan tenaga dalamannya bertambah. Ia berikutan daripada ini bahawa apabila isipadu udara bergerak ke atas, suhunya berkurangan, dan apabila ia bergerak ke bawah, ia meningkat. Proses-proses ini bermain peranan penting dalam pembentukan dan perkembangan awan.

Kecerunan mendatar ialah suhu yang dinyatakan dalam darjah pada jarak 100 km. Apabila bergerak dari VM sejuk ke hangat dan dari hangat ke sejuk, ia boleh melebihi 10º setiap 100 km.

Jenis-jenis penyongsangan.

Penyongsangan adalah lapisan yang melambatkan, ia melembapkan pergerakan udara menegak, di bawahnya terdapat pengumpulan wap air atau zarah pepejal lain yang menjejaskan penglihatan, pembentukan kabus dan pelbagai bentuk awan Lapisan penyongsangan juga merupakan lapisan brek untuk pergerakan udara mendatar. Dalam banyak kes, lapisan ini adalah permukaan pecah angin. Penyongsangan dalam troposfera boleh diperhatikan berhampiran permukaan bumi dan di altitud tinggi. Lapisan penyongsangan yang kuat ialah tropopause.

Bergantung kepada punca kejadian, jenis penyongsangan berikut dibezakan:

1. Sinaran - hasil daripada penyejukan lapisan permukaan udara, biasanya pada waktu malam.

2. Advektif - apabila udara panas bergerak ke permukaan dasar yang sejuk.

3. Mampatan atau penenggelaman - terbentuk di bahagian tengah antisiklon yang bergerak rendah.

Troposfera

Had atasnya ialah pada ketinggian 8-10 km di kutub, 10-12 km di kawasan sederhana dan 16-18 km di latitud tropika; lebih rendah pada musim sejuk berbanding musim panas. Lapisan bawah, utama atmosfera mengandungi lebih daripada 80% daripada jumlah jisim udara atmosfera dan kira-kira 90% daripada semua wap air yang terdapat di atmosfera. Turbulensi dan perolakan sangat berkembang di troposfera, awan timbul, dan siklon dan antisiklon berkembang. Suhu berkurangan dengan peningkatan ketinggian dengan purata kecerunan menegak 0.65°/100 m

Tropopause

Lapisan peralihan dari troposfera ke stratosfera, lapisan atmosfera di mana penurunan suhu dengan ketinggian berhenti.

Stratosfera

Lapisan atmosfera yang terletak pada ketinggian 11 hingga 50 km. Dicirikan oleh sedikit perubahan dalam suhu dalam lapisan 11-25 km (lapisan bawah stratosfera) dan peningkatan suhu dalam lapisan 25-40 km dari −56.5 hingga 0.8 ° C (lapisan atas stratosfera atau kawasan penyongsangan) . Setelah mencapai nilai kira-kira 273 K (hampir 0 °C) pada ketinggian kira-kira 40 km, suhu kekal malar sehingga ketinggian kira-kira 55 km. Kawasan suhu malar ini dipanggil stratopause dan merupakan sempadan antara stratosfera dan mesosfera.

Stratopause

Lapisan sempadan atmosfera antara stratosfera dan mesosfera. Dalam taburan suhu menegak terdapat maksimum (kira-kira 0 °C).

Mesosfera

Mesosfera bermula pada ketinggian 50 km dan memanjang hingga 80-90 km. Suhu berkurangan dengan ketinggian dengan kecerunan menegak purata (0.25-0.3)°/100 m Proses tenaga utama ialah pemindahan haba sinaran. Proses fotokimia kompleks yang melibatkan radikal bebas, molekul teruja getaran, dsb. menyebabkan pendaran atmosfera.

Mesopause

Lapisan peralihan antara mesosfera dan termosfera. Terdapat minimum dalam taburan suhu menegak (kira-kira -90 °C).

Talian Karman

Ketinggian di atas paras laut, yang diterima secara konvensional sebagai sempadan antara atmosfera dan ruang Bumi. Laluan Karman terletak pada ketinggian 100 km dari aras laut.

Sempadan atmosfera Bumi

Termosfera

Had atas adalah kira-kira 800 km. Suhu meningkat kepada ketinggian 200-300 km, di mana ia mencapai nilai urutan 1500 K, selepas itu ia kekal hampir malar ke altitud tinggi. Di bawah pengaruh sinaran suria ultraungu dan sinar-x dan sinaran kosmik, pengionan udara berlaku (“ aurora") - kawasan utama ionosfera terletak di dalam termosfera. Pada ketinggian melebihi 300 km, oksigen atom mendominasi. Had atas termosfera sebahagian besarnya ditentukan oleh aktiviti semasa Matahari. Semasa tempoh aktiviti rendah, pengurangan ketara dalam saiz lapisan ini berlaku.

Termoopause

Kawasan atmosfera bersebelahan dengan termosfera. Di rantau ini, penyerapan sinaran suria adalah diabaikan dan suhu sebenarnya tidak berubah dengan ketinggian.

Eksosfera (sfera serakan)

Lapisan atmosfera sehingga ketinggian 120 km

Eksosfera ialah zon penyebaran, bahagian luar termosfera, terletak di atas 700 km. Gas di eksosfera sangat jarang, dan dari sini zarahnya bocor ke ruang antara planet (pelesapan).

Sehingga ketinggian 100 km, atmosfera adalah campuran gas yang homogen dan bercampur dengan baik. Dalam lapisan yang lebih tinggi, taburan gas mengikut ketinggian bergantung pada jisim molekulnya; kepekatan gas yang lebih berat berkurangan dengan lebih cepat dengan jarak dari permukaan Bumi. Disebabkan oleh penurunan ketumpatan gas, suhu turun dari 0 °C di stratosfera kepada -110 °C di mesosfera. Walau bagaimanapun, tenaga kinetik zarah individu pada ketinggian 200-250 km sepadan dengan suhu ~150 °C. Di atas 200 km, turun naik ketara dalam suhu dan ketumpatan gas dalam masa dan ruang diperhatikan.

Pada ketinggian kira-kira 2000-3500 km, eksosfera secara beransur-ansur berubah menjadi apa yang dipanggil vakum dekat angkasa, yang dipenuhi dengan zarah gas antara planet yang sangat jarang, terutamanya atom hidrogen. Tetapi gas ini hanya mewakili sebahagian daripada jirim antara planet. Bahagian lain terdiri daripada zarah debu yang berasal dari komet dan meteorik. Sebagai tambahan kepada zarah habuk yang sangat jarang, sinaran elektromagnet dan korpuskular asal suria dan galaksi menembusi ke dalam ruang ini.

Troposfera menyumbang kira-kira 80% daripada jisim atmosfera, stratosfera - kira-kira 20%; jisim mesosfera tidak lebih daripada 0.3%, termosfera kurang daripada 0.05% daripada jumlah jisim atmosfera. Berdasarkan sifat elektrik di atmosfera, neutronosfera dan ionosfera dibezakan. Pada masa ini dipercayai bahawa atmosfera meluas ke ketinggian 2000-3000 km.

Bergantung kepada komposisi gas di atmosfera, homosfera dan heterosfera dibezakan. Heterosfera ialah kawasan di mana graviti mempengaruhi pemisahan gas, kerana pencampuran mereka pada ketinggian sedemikian boleh diabaikan. Ia mengikuti komposisi berubah-ubah heterosfera. Di bawahnya terdapat bahagian atmosfera yang bercampur-campur dan homogen yang dipanggil homosfera. Sempadan antara lapisan ini dipanggil turbopause; ia terletak pada ketinggian kira-kira 120 km.

Dalam bahagian pertama kami berkenalan secara umum dengan struktur menegak atmosfera dan dengan perubahan suhu dengan ketinggian.

Di sini kita akan mempertimbangkan beberapa ciri menarik rejim suhu dalam troposfera dan dalam sfera di atasnya.

Suhu dan kelembapan dalam troposfera. Troposfera adalah kawasan yang paling menarik, kerana proses pembentukan batu terbentuk di sini. Dalam troposfera, seperti yang telah ditunjukkan dalam bab saya, suhu udara berkurangan dengan ketinggian purata 6° untuk setiap kenaikan kilometer, atau sebanyak 0.6° setiap 100 m. Nilai kecerunan suhu menegak ini paling kerap diperhatikan dan ditakrifkan sebagai purata banyak ukuran. Pada hakikatnya, kecerunan suhu menegak di latitud sederhana Bumi adalah berubah-ubah. Ia bergantung pada musim tahun, masa hari, sifat proses atmosfera, dan di lapisan bawah troposfera - terutamanya pada suhu permukaan asas.

Pada musim panas, apabila lapisan udara bersebelahan dengan permukaan bumi cukup panas, suhu berkurangan dengan ketinggian. Apabila lapisan permukaan udara dipanaskan dengan kuat, magnitud kecerunan suhu menegak melebihi 1° untuk setiap 100 m menaikkan.

Pada musim sejuk, dengan penyejukan kuat permukaan bumi dan lapisan tanah udara, bukannya penurunan, peningkatan suhu diperhatikan dengan ketinggian, iaitu, penyongsangan suhu berlaku. Penyongsangan yang paling kuat dan paling kuat diperhatikan di Siberia, terutamanya di Yakutia pada musim sejuk, di mana cuaca cerah dan tenang berlaku, menggalakkan sinaran dan penyejukan lapisan permukaan udara seterusnya. Selalunya penyongsangan suhu di sini memanjang ke ketinggian 2-3 km, dan perbezaan antara suhu udara di permukaan bumi dan sempadan atas penyongsangan selalunya 20-25°. Penyongsangan juga tipikal untuk kawasan tengah Antartika. Pada musim sejuk mereka ditemui di Eropah, terutamanya di bahagian timurnya, Kanada dan kawasan lain. Magnitud perubahan suhu dengan ketinggian (kecerunan suhu menegak) sebahagian besarnya menentukan keadaan cuaca dan jenis pergerakan udara dalam arah menegak.

Suasana yang stabil dan tidak stabil. Udara di troposfera dipanaskan oleh permukaan di bawahnya. Suhu udara berubah mengikut ketinggian dan bergantung kepada tekanan atmosfera. Apabila ini berlaku tanpa menukar haba dengan persekitaran, proses itu dipanggil adiabatik. Udara yang meningkat menghasilkan kerja kerana tenaga dalaman, yang dibelanjakan untuk mengatasi rintangan luaran. Oleh itu, apabila udara naik, ia menjadi sejuk, dan apabila ia turun, ia menjadi panas.

Perubahan suhu adiabatik berlaku mengikut adiabatik kering Dan undang-undang adiabatik lembab. Sehubungan itu, kecerunan menegak perubahan suhu dengan ketinggian juga dibezakan. Kecerunan adiabatik kering- ialah perubahan suhu udara tak tepu kering atau lembap untuk setiap 100 m menaikkan dan menurunkannya sebanyak 1 °, A kecerunan adiabatik lembap- ini adalah penurunan suhu udara tepu lembap untuk setiap 100 m ketinggian kurang daripada 1°.

Jadual 15 menunjukkan nilai purata kecerunan lembapan-adiabatik pada pelbagai suhu dan nilai

tekanan 1000, 750 dan 500 mb, yang kira-kira sepadan dengan permukaan bumi dan ketinggian 2.5-5.5km.

Pada musim panas, kecerunan suhu menegak adalah purata 0.6-0.7° setiap 100 m menaikkan. Mengetahui suhu di permukaan bumi, adalah mungkin untuk mengira nilai suhu anggaran pada pelbagai ketinggian. Jika, sebagai contoh, suhu udara di permukaan bumi ialah 28°, maka, dengan mengandaikan bahawa kecerunan suhu menegak adalah pada purata 0.7° setiap 100 m atau 7° setiap kilometer, kita dapati itu pada ketinggian 4 km suhu ialah 0°. Kecerunan suhu pada musim sejuk di pertengahan latitud di atas tanah jarang melebihi 0.4-0.5° setiap 100 m: Selalunya terdapat kes apabila dalam lapisan udara tertentu suhu hampir tidak berubah dengan ketinggian, iaitu, isotermia berlaku.

Dengan magnitud kecerunan menegak suhu udara, seseorang boleh menilai sifat keseimbangan atmosfera - stabil atau tidak stabil.

Keseimbangan stabil berlaku apabila kecerunan suhu menegak udara tak tepu kurang daripada kecerunan adiabatik kering, dan kecerunan suhu menegak udara tepu kurang daripada kecerunan adiabatik lembap. Jika, di bawah keadaan ini, isipadu kecil udara tak tepu dinaikkan ke ketinggian tertentu oleh pengaruh luar, maka sebaik sahaja tindakan daya luaran terhenti, isipadu udara ini akan kembali ke kedudukan sebelumnya. Ini berlaku kerana isipadu udara yang meningkat, setelah menghabiskan tenaga dalaman pada pengembangannya, disejukkan sebanyak 1° untuk setiap 100 m(mengikut hukum adiabatik kering). Tetapi oleh kerana kecerunan suhu menegak udara sekeliling adalah kurang daripada adiabatik kering, ternyata isipadu udara yang dinaikkan pada ketinggian tertentu mempunyai suhu yang lebih rendah daripada udara sekeliling. Mempunyai ketumpatan yang lebih tinggi berbanding ketumpatan udara sekeliling, ia mesti tenggelam sehingga mencapai keadaan asalnya. Mari tunjukkan ini dengan contoh.

turun, cuba mencapai tahap asal, iaitu, permukaan bumi.

Keputusan yang sama akan diperolehi dalam kes peningkatan udara tepu, jika kecerunan menegak suhu ambien kurang daripada adiabatik lembap. Oleh itu, dalam keadaan atmosfera yang stabil dalam jisim udara yang homogen, pembentukan pesat awan kumulus dan kumulonimbus tidak berlaku.

Katakan, sebagai contoh, udara tak tepu di lapisan bawah sehingga ketinggian 2 km berstrata tidak stabil, iaitu suhunya

berkurangan dengan ketinggian sebanyak 1.2° untuk setiap 100 m, dan di atas udara, setelah menjadi tepu, mempunyai stratifikasi yang stabil, iaitu suhunya turun sebanyak 0.6° untuk setiap 100 m peningkatan (Rajah 19, b). Apabila berada dalam persekitaran sedemikian, isipadu udara tak tepu kering akan meningkat mengikut hukum adiabatik kering, iaitu, sejuk sebanyak 1° setiap 100 m. Kemudian, jika suhunya di permukaan bumi ialah 20°, maka pada ketinggian 1 km ia akan menjadi sama dengan 10°, manakala suhu ambien ialah 8°. Menjadi 2° lebih panas, dan oleh itu lebih ringan, volum ini akan menjadi lebih tinggi. Pada ketinggian 2 km ia akan menjadi lebih panas daripada persekitaran sebanyak 4°, kerana suhunya akan mencapai 0°, dan suhu udara ambien ialah -4°. Menjadi lebih ringan lagi, isipadu udara yang dimaksudkan akan terus meningkat kepada ketinggian 3 km, di mana suhunya menjadi sama dengan suhu ambien (-10°). Selepas ini, kenaikan bebas isipadu udara yang diperuntukkan akan berhenti.

Untuk menentukan keadaan atmosfera digunakan gambar rajah aerologi. Ini adalah gambar rajah dengan paksi koordinat segi empat tepat di mana ciri-ciri keadaan udara diplotkan. Keluarga ditunjukkan pada rajah aerologi kering Dan adiabat basah, iaitu, lengkung secara grafik mewakili perubahan keadaan udara semasa proses adiabatik kering dan adiabatik basah.

Rajah 20 menunjukkan rajah sedemikian. Di sini, isobar digambarkan secara menegak, isoterma (garisan tekanan udara yang sama) secara mendatar, garis pepejal condong - adiabat kering, garis putus condong - adiabat basah, garis putus-putus kelembapan tertentu. Rajah di bawah menunjukkan lengkung perubahan suhu udara dengan ketinggian pada dua titik pada tempoh pemerhatian yang sama - 15 jam pada 3 Mei 1965. Di sebelah kiri adalah lengkung suhu mengikut data radiosonde yang dikeluarkan di Leningrad, di sebelah kanan - dalam Tashkent. Dari bentuk lengkung kiri perubahan suhu dengan ketinggian ia mengikuti bahawa di Leningrad udara stabil. Selain itu, sehingga permukaan isobarik 500 mb kecerunan suhu menegak adalah pada purata 0.55° setiap 100 m. Dalam dua lapisan kecil (pada permukaan 900 dan 700 mb) isothermia didaftarkan. Ini menunjukkan bahawa di atas Leningrad pada ketinggian 1.5-4.5 km terdapat bahagian hadapan atmosfera yang memisahkan jisim udara sejuk di bahagian bawah satu setengah kilometer dari udara hangat yang terletak di atas. Ketinggian tahap pemeluwapan, ditentukan oleh kedudukan lengkung suhu berhubung dengan adiabat basah, adalah kira-kira 1 km(900 mb).

Di Leningrad, peralihan ke stratosfera berlaku pada ketinggian 9 km(300 mb), dan di atas Tashkent ia jauh lebih tinggi - kira-kira 12 km(200 MB).

Dengan keadaan atmosfera yang stabil dan kelembapan yang mencukupi, awan stratus dan kabus boleh terbentuk, dan dengan keadaan tidak stabil dan kandungan lembapan atmosfera yang tinggi, perolakan terma, membawa kepada pembentukan awan kumulus dan kumulonimbus. Keadaan ketidakstabilan dikaitkan dengan pembentukan hujan, ribut petir, hujan batu, vorteks kecil, badai, dsb. Apa yang dipanggil "kebodohan" pesawat, iaitu pesawat melantun semasa penerbangan, juga disebabkan oleh keadaan tidak stabil suasana.

Pada musim panas, ketidakstabilan atmosfera adalah perkara biasa pada sebelah petang, apabila lapisan udara berhampiran dengan permukaan bumi menjadi panas. Oleh itu, hujan lebat, ribut dan fenomena cuaca berbahaya yang serupa lebih kerap diperhatikan pada sebelah petang, apabila arus menegak yang kuat timbul akibat ketidakstabilan pecah - menaik Dan menurun pergerakan udara. Atas sebab ini, pesawat terbang pada siang hari pada ketinggian 2-5 km di atas permukaan bumi, mereka lebih terdedah kepada "bumpiness" daripada semasa penerbangan malam, apabila, disebabkan oleh penyejukan lapisan permukaan udara, kestabilannya meningkat.

Untuk menggambarkan sifat pemerhatian harian bagi perubahan suhu dengan ketinggian dalam troposfera dan stratosfera bawah di kawasan berbeza di Bumi, Rajah 21 menunjukkan tiga lengkung stratifikasi sehingga ketinggian 22-25 km. Lengkung ini dibina berdasarkan pemerhatian radiosonde pada jam 3 petang: dua pada bulan Januari - Olekminsk (Yakutia) dan Leningrad, dan yang ketiga pada bulan Julai - Takhta-Bazar (Asia Tengah). Lengkung pertama (Olekminsk) dicirikan oleh kehadiran penyongsangan permukaan, dicirikan oleh peningkatan suhu dari -48° di permukaan bumi kepada -25° pada ketinggian kira-kira 1 km. Pada masa ini, tropopause di atas Olekminsk berada pada ketinggian 9 km(suhu -62°). Di stratosfera, peningkatan suhu diperhatikan dengan ketinggian, nilainya pada 22 km menghampiri -50°. Lengkung kedua, yang mewakili perubahan suhu dengan ketinggian di Leningrad, menunjukkan kehadiran penyongsangan permukaan kecil, kemudian isoterma dalam lapisan besar dan penurunan suhu di stratosfera. Pada tahap 25 km suhu ialah -75°. Lengkung ketiga (Takhta-Bazar) sangat berbeza dari titik utara - Olekminsk. Suhu di permukaan bumi melebihi 30°. Tropopause terletak pada ketinggian 16 km, dan ke atas 18 km Peningkatan suhu biasa dengan ketinggian untuk musim panas selatan berlaku.

- Sumber-

Poghosyan, Kh.P. Suasana Bumi / H.P. Poghosyan [dan lain-lain]. – M.: Pendidikan, 1970.- 318 hlm.

Paparan Siaran: 7,029

Soalan 1. Apakah yang menentukan taburan haba ke atas permukaan Bumi?

Taburan suhu udara di permukaan bumi bergantung kepada empat faktor utama berikut: 1) latitud, 2) ketinggian permukaan tanah, 3) jenis permukaan, terutamanya lokasi darat dan laut, 4) pemindahan haba secara angin dan arus.

Soalan 2. Dalam unit apakah suhu diukur?

Dalam meteorologi dan dalam kehidupan seharian, skala Celsius atau darjah Celsius digunakan sebagai unit ukuran suhu.

Soalan 3. Apakah nama alat untuk menyukat suhu?

Termometer ialah alat untuk mengukur suhu udara.

Soalan 4. Bagaimanakah suhu udara berubah pada siang hari, sepanjang tahun?

Perubahan suhu bergantung pada putaran Bumi di sekeliling paksinya dan, oleh itu, pada perubahan dalam jumlah haba suria. Oleh itu, suhu udara naik atau turun bergantung pada lokasi Matahari di langit. Perubahan suhu udara sepanjang tahun bergantung kepada kedudukan Bumi dalam orbit semasa ia berputar mengelilingi Matahari. Pada musim panas permukaan bumi panas dengan baik kerana cahaya matahari langsung.

Soalan 5. Dalam keadaan apakah pada titik tertentu di permukaan Bumi suhu udara sentiasa kekal malar?

Jika Bumi tidak berputar mengelilingi matahari dan paksinya dan tiada pemindahan udara oleh angin.

Soalan 6. Mengikut corak apakah suhu udara berubah mengikut ketinggian?

Apabila naik di atas permukaan bumi, suhu udara di troposfera berkurangan sebanyak 6 C untuk setiap kilometer pendakian.

Soalan 7. Apakah hubungan antara suhu udara dengan latitud geografi sesuatu tempat?

Jumlah cahaya dan haba yang diterima oleh permukaan bumi secara beransur-ansur berkurangan dari arah khatulistiwa ke kutub akibat perubahan sudut tuju sinar matahari.

Soalan 8. Bagaimanakah dan mengapa suhu udara berubah pada siang hari?

Matahari terbit di timur, naik lebih tinggi dan lebih tinggi, dan kemudian mula jatuh sehingga terbenam di bawah ufuk sehingga keesokan harinya. Putaran harian Bumi menyebabkan sudut tuju sinaran matahari di permukaan bumi berubah. Ini bermakna tahap pemanasan permukaan ini juga berubah. Sebaliknya, udara, yang dipanaskan dari permukaan Bumi, menerima pada siang hari kuantiti yang berbeza panas. Dan pada waktu malam, jumlah haba yang diterima oleh atmosfera adalah lebih sedikit. Ini adalah sebab untuk kebolehubahan harian. Pada siang hari, suhu udara meningkat dari subuh hingga pukul dua petang, dan kemudian mula menurun dan mencapai sekurang-kurangnya sejam sebelum subuh.

Soalan 9. Apakah amplitud suhu?

Perbezaan antara suhu udara tertinggi dan terendah dalam mana-mana tempoh masa dipanggil amplitud suhu.

Soalan 11. Mengapakah suhu tertinggi diperhatikan pada pukul 14:00, dan paling rendah pada "waktu sebelum subuh"?

Kerana pada pukul 2 petang Matahari memanaskan bumi secara maksimum, dan pada waktu subuh Matahari masih belum naik, dan pada waktu malam suhu terus menurun.

Soalan 12. Adakah sentiasa mungkin untuk menghadkan diri kita kepada pengetahuan hanya tentang nilai suhu purata?

Tidak, kerana dalam situasi tertentu adalah perlu untuk mengetahui suhu yang tepat.

Soalan 13. Latitud yang manakah dan mengapa dicirikan oleh purata suhu udara yang paling rendah?

Untuk latitud kutub, kerana sinaran matahari mencapai permukaan pada sudut terkecil.

Soalan 14. Latitud yang manakah dan mengapa dicirikan oleh purata suhu udara yang paling tinggi?

Purata suhu udara tertinggi adalah ciri-ciri kawasan tropika dan khatulistiwa, kerana terdapat sudut kejadian sinar matahari yang paling besar.

Soalan 15. Mengapakah suhu udara berkurangan dengan ketinggian?

Kerana udara menjadi panas dari permukaan Bumi apabila ia mempunyai suhu positif dan ternyata semakin tinggi lapisan udara, semakin kurang ia menjadi panas.

Soalan 16. Bulan manakah dalam tahun yang anda fikir mempunyai purata suhu udara paling rendah di Hemisfera Utara? DALAM Hemisfera Selatan?

Januari adalah purata bulan paling sejuk dalam setahun di kebanyakan Hemisfera Utara Bumi, dan bulan paling panas dalam setahun di kebanyakan Hemisfera Selatan. Jun adalah purata bulan paling sejuk dalam setahun di kebanyakan Hemisfera Selatan.

Soalan 17. Di antara persamaan yang disenaraikan manakah ketinggian matahari tengah hari paling tinggi: 20° U. latitud, 50° S. sh., 80 s. sh.?

Soalan 18. Tentukan suhu udara pada ketinggian 3 km, jika di permukaan bumi ialah +24 °C?

tn=24-6.5*3=4.5 ºС

Soalan 19. Kira purata suhu daripada data yang dibentangkan dalam jadual.

(5+0+3+4+7+10+5) : 6 = 4,86; (-3 + -1) : 2 = -2; 4,86 - 2 = 2,86

Jawapan: suhu purata= 2.86 darjah.

Soalan 20. Dengan menggunakan data jadual yang diberikan dalam tugasan 2, tentukan amplitud suhu untuk tempoh yang ditetapkan.

Amplitud suhu untuk tempoh yang ditentukan ialah 13 darjah.

Sinaran matahari, apabila melalui bahan lutsinar, memanaskannya dengan sangat lemah. Ini dijelaskan oleh fakta bahawa cahaya matahari langsung tidak menghasilkan haba. udara atmosfera, tetapi ia sangat memanaskan permukaan bumi, yang mampu memindahkan tenaga haba ke lapisan udara bersebelahan. Apabila udara menjadi panas, ia menjadi lebih ringan dan naik lebih tinggi. Di lapisan atas udara hangat bercampur dengan sejuk, memberikannya sebahagian daripada tenaga haba.

Semakin tinggi udara yang dipanaskan naik, semakin banyak ia sejuk. Suhu udara pada ketinggian 10 km adalah malar dan berjumlah -40-45 °C.

Ciri ciri atmosfera Bumi ialah penurunan suhu udara dengan ketinggian. Kadangkala terdapat peningkatan suhu apabila ketinggian meningkat. Nama fenomena ini ialah penyongsangan suhu(penyusunan semula suhu).

Perubahan suhu

Kemunculan penyongsangan boleh disebabkan oleh penyejukan permukaan bumi dan lapisan udara bersebelahan dalam tempoh yang singkat. Ini juga mungkin apabila udara sejuk yang padat bergerak dari lereng gunung ke lembah Pada siang hari, suhu udara sentiasa berubah. Pada waktu siang, permukaan bumi menjadi panas dan memanaskan lapisan bawah udara. Pada waktu malam, bersama dengan penyejukan bumi, udara menjadi sejuk. Ia paling sejuk pada waktu subuh dan paling panas pada sebelah petang.

DALAM tali pinggang khatulistiwa Tiada turun naik suhu harian. Suhu malam dan siang mempunyai nilai yang sama. Amplitud harian di pantai laut, lautan dan di atas permukaannya adalah tidak penting. Tetapi di zon padang pasir, perbezaan antara suhu malam dan siang boleh mencapai 50-60 °C.

Di zon sederhana, jumlah maksimum sinaran suria di Bumi berlaku pada hari-hari solstis musim panas. Tetapi bulan paling panas ialah Julai di Hemisfera Utara dan Januari di Selatan. Ini dijelaskan oleh fakta bahawa walaupun sinaran suria kurang intens pada bulan-bulan ini, sejumlah besar tenaga haba dikeluarkan oleh permukaan bumi yang sangat panas.

Julat suhu tahunan ditentukan oleh latitud kawasan tertentu. Sebagai contoh, di khatulistiwa ia adalah malar dan berjumlah 22-23 °C. Yang tertinggi amplitud tahunan diperhatikan di kawasan pertengahan latitud dan di pedalaman benua.

Mana-mana kawasan juga dicirikan oleh suhu mutlak dan purata. Suhu mutlak ditentukan melalui pemerhatian jangka panjang di stesen cuaca. Kawasan paling panas di Bumi ialah Gurun Libya (+58 °C), dan yang paling sejuk ialah stesen Vostok di Antartika (-89.2 °C).

Suhu purata ditentukan dengan mengira nilai min aritmetik beberapa penunjuk termometer. Inilah cara purata suhu harian, purata bulanan dan purata tahunan ditentukan.

Untuk mengetahui bagaimana haba diedarkan di Bumi, nilai suhu diplot pada peta dan titik dengan nilai yang sama disambungkan. Garis yang terhasil dipanggil isoterma. Kaedah ini membolehkan kita mengenal pasti corak tertentu dalam taburan suhu. Jadi, kebanyakannya suhu tinggi direkodkan bukan di khatulistiwa, tetapi di kawasan tropika dan padang pasir subtropika. Suhu menurun dari kawasan tropika ke kutub di dua hemisfera. Mengambil kira hakikat bahawa di Hemisfera Selatan, badan air menduduki kawasan yang lebih besar daripada tanah, amplitud suhu antara bulan paling panas dan paling sejuk di sana adalah kurang ketara berbanding di Hemisfera Utara.

Berdasarkan lokasi isoterma, tujuh zon terma dibezakan: 1 panas, 2 sederhana, 2 sejuk, 2 kawasan permafrost.

Bahan berkaitan: