Solens strålar, när de passerar genom transparenta ämnen, värmer dem mycket svagt. Detta förklaras av det faktum att direkt solljus producerar praktiskt taget ingen värme. atmosfärisk luft, men de värmer kraftigt upp jordens yta, som kan överföra termisk energi till intilliggande luftlager. När luften värms upp blir den lättare och stiger högre. I de övre lagren blandas varm luft med kall luft, vilket ger den en del av den termiska energin.
Ju högre den uppvärmda luften stiger, desto mer kyler den. Lufttemperaturen på 10 km höjd är konstant och uppgår till -40-45 °C.
Ett karakteristiskt drag för jordens atmosfär är en minskning av lufttemperaturen med höjden. Ibland sker en ökning av temperaturen när höjden ökar. Namnet på detta fenomen är temperaturinversion (temperaturomläggning).
Temperaturförändring
Uppkomsten av inversioner kan bero på kylning jordens yta och det intilliggande luftlagret under en kort tidsperiod. Detta är också möjligt när tät kall luft rör sig från bergssluttningar till dalar Under dagen ändras lufttemperaturen kontinuerligt. I dagtid Jordytan värms upp och värmer det nedre luftlagret. På natten, tillsammans med jordens kylning, kyls luften. Det är svalast i gryningen och varmast på eftermiddagen.
I ekvatorialbältet Det finns inga dagliga temperaturfluktuationer. Natt- och dagtemperaturer har samma värden. Dagliga amplituder på kusterna av hav, oceaner och ovanför deras yta är obetydliga. Men i ökenzonen kan skillnaden mellan natt- och dagtemperaturer nå 50-60 °C.
I den tempererade zonen högsta belopp solstrålning på jorden sker på dagar sommarsolstånd. Men den varmaste månaden är juli på norra halvklotet och januari på södra. Detta förklaras av att trots att solstrålningen är mindre intensiv under dessa månader så avges en enorm mängd värmeenergi från den starkt uppvärmda jordytan.
Det årliga temperaturintervallet bestäms av latituden för ett visst område. Till exempel vid ekvatorn är den konstant och uppgår till 22-23 °C. De högsta årliga amplituderna observeras i områden med medelbreddgrader och i det inre av kontinenter.
Varje område kännetecknas också av absoluta och genomsnittliga temperaturer. Absoluta temperaturer bestäms genom långtidsobservationer vid väderstationer. Det varmaste området på jorden är den libyska öknen (+58 °C), och den kallaste är Vostok-stationen i Antarktis (-89,2 °C).
Medeltemperaturer fastställs genom att beräkna de aritmetiska medelvärdena för flera termometerindikatorer. Så bestäms genomsnittliga dygns-, månads- och medeltemperaturer för året.
För att ta reda på hur värmen är fördelad på jorden, ritas temperaturvärdena på en karta och punkterna kopplas samman samma värden. De resulterande linjerna kallas isotermer. Denna metod tillåter oss att identifiera vissa mönster i temperaturfördelningen. Alltså de flesta höga temperaturer registreras inte vid ekvatorn, utan i tropiska och subtropiska öknar. Temperaturen minskar från tropikerna till polerna i de två halvkloten. Med hänsyn till det faktum att i Södra halvklotet reservoarer upptar stort områdeän på land är temperaturamplituderna mellan de varmaste och kallaste månaderna mindre uttalade där än i norr.
Baserat på isotermernas placering särskiljs sju termiska zoner: 1 heta, 2 måttliga, 2 kalla, 2 permafrostområden.
Relaterat material:
I de första avsnitten träffades vi i översikt med atmosfärens vertikala struktur och med temperaturförändringar med höjden.
Här ska vi titta på några intressanta funktioner temperaturregim i troposfären och i de överliggande sfärerna.
Temperatur och luftfuktighet i troposfären. Troposfären är det mest intressanta området, eftersom bergbildande processer bildas här. I troposfären, som redan anges i kapitlet jag, minskar lufttemperaturen med höjden med i genomsnitt 6° för varje kilometers stigning, eller med 0,6° per 100 m. Detta värde på den vertikala temperaturgradienten observeras oftast och definieras som medelvärdet av många mätningar. Faktum är att den vertikala temperaturgradienten in tempererade breddgrader Jorden är föränderlig. Det beror på årstider, tid på dygnet, karaktären hos atmosfäriska processer och i de lägre skikten av troposfären - främst på temperaturen på den underliggande ytan.
Under den varma årstiden, när luftskiktet som gränsar till jordens yta är tillräckligt uppvärmt, minskar temperaturen med höjden. När luftens ytskikt är starkt uppvärmd överstiger storleken på den vertikala temperaturgradienten till och med 1° för varje 100:e m höjning.
På vintern, med stark kylning av jordens yta och markskiktet av luft, i stället för en minskning, observeras en ökning av temperaturen med höjden, d.v.s. en temperaturinversion inträffar. De starkaste och mest kraftfulla inversionerna observeras i Sibirien, särskilt i Yakutia på vintern, där klart och lugnt väder råder, vilket främjar strålning och efterföljande kylning av luftens ytskikt. Mycket ofta sträcker sig temperaturinversionen här till en höjd av 2-3 km, och skillnaden mellan lufttemperaturen vid jordytan och övre gräns inversion är ofta 20-25°. Inversioner är också typiska för de centrala delarna av Antarktis. På vintern finns de i Europa, särskilt i dess östra del, Kanada och andra områden. Storleken på temperaturförändringen med höjden (vertikal temperaturgradient) avgör till stor del väderförhållandena och typer av luftrörelser i vertikal riktning.
Stabil och instabil atmosfär. Luften i troposfären värms upp av den underliggande ytan. Lufttemperaturen varierar med höjd och beroende på atmosfärstryck. När detta sker utan värmeutbyte med omgivningen kallas processen adiabatisk. Stigande luft producerar arbete på grund av inre energi, som används för att övervinna yttre motstånd. Därför, när luften stiger, kyls den, och när den sjunker, värms den upp.
Adiabatiska temperaturförändringar sker enl torr adiabatisk Och fuktiga adiabatiska lagar. Följaktligen särskiljs också vertikala gradienter av temperaturförändringar med höjden. Torr adiabatisk gradient- detta är en förändring av temperaturen på torrt eller vått mättad luft för var 100:e m höja och sänka den med 1 °, A fuktig adiabatisk gradient- detta är en minskning av temperaturen på fuktig mättad luft för varje 100:e m höjd mindre än 1°.
När torr eller omättad luft stiger eller sjunker ändras dess temperatur enligt den torra-adiabatiska lagen, dvs den sjunker eller stiger med 1° var 100:e m. Detta värde ändras inte förrän luften, när den stiger, når ett tillstånd av mättnad, d.v.s. kondensnivån vattenånga. Över denna nivå, på grund av kondens, börjar latent förångningsvärme att frigöras, som används för att värma luften. Denna extra värme minskar mängden kylning som luften får när den stiger. Ytterligare ökning av mättad luft sker enligt den fukt-adiabatiska lagen, och dess temperatur minskar med högst 1° per 100 m, men mindre. Eftersom fukthalten i luft beror på dess temperatur, ju högre lufttemperaturen är, desto mer värme frigörs vid kondensering, och ju lägre temperatur desto mindre värme. Därför är den fuktadiabatiska gradienten i varm luft mindre än i kall luft. Till exempel, vid en temperatur på jordens yta av stigande mättad luft +20°, är den fuktiga adiabatiska gradienten i den nedre troposfären 0,33-0,43° per 100 m, och vid en temperatur på minus 20° varierar dess värden från 0,78° till 0,87° gånger 100m.
Den fuktiga adiabatiska gradienten beror också på lufttrycket: ju lägre lufttrycket är, desto lägre blir den fuktiga adiabatiska gradienten vid samma initiala temperatur. Detta beror på att vid lågt tryck är luftdensiteten också mindre, därför går det frigjorda kondensationsvärmet till att värma en mindre luftmassa.
Tabell 15 visar medelvärdena för den fuktadiabatiska gradienten vid olika temperaturer och värden
tryck 1000, 750 och 500 mb, vilket ungefär motsvarar jordens yta och höjder på 2,5-5,5km.
Under den varma årstiden är den vertikala temperaturgradienten i genomsnitt 0,6-0,7° per 100 grader m höjning. Genom att känna till temperaturen på jordens yta är det möjligt att beräkna ungefärliga temperaturvärden på olika höjder. Om till exempel lufttemperaturen vid jordens yta är 28°, då, om man antar att den vertikala temperaturgradienten i genomsnitt är 0,7° per 100° m eller 7° per kilometer, vi får det på en höjd av 4 km temperaturen är 0°. Temperaturgradienten på vintern på medelbreddgrader över land överstiger sällan 0,4-0,5° per 100 m: Det finns ofta fall när temperaturen i vissa luftlager nästan inte ändras med höjden, dvs isotermi uppstår.
Genom storleken på lufttemperaturens vertikala gradient kan man bedöma karaktären av atmosfärens jämvikt - stabil eller instabil.
På stabil jämvikt luftmassor tenderar inte att röra sig vertikalt. I det här fallet, om en viss volym luft förskjuts uppåt, kommer den att återgå till sitt ursprungliga läge.
Stabil jämvikt uppstår när den vertikala temperaturgradienten för omättad luft är mindre än den torra adiabatiska gradienten och den vertikala temperaturgradienten för mättad luft är mindre än den fuktiga adiabatiska. Om, under detta villkor, en liten volym omättad luft höjs till en viss höjd genom yttre påverkan, så snart åtgärden upphör yttre kraft, kommer denna luftvolym att återgå till sin tidigare position. Detta händer eftersom den ökade volymen av luft, har spenderat inre energi vid sin expansion kyldes den under uppstigningen med 1° för varje 100 m(enligt den torra adiabatiska lagen). Men eftersom den vertikala gradienten för den omgivande lufttemperaturen var mindre än den torra adiabatiska, visade det sig att den ökade luftvolymen på en given höjd hade mer låg temperaturän den omgivande luften. Med en högre densitet jämfört med densiteten hos den omgivande luften måste den sjunka tills den når sitt ursprungliga tillstånd. Låt oss visa detta med ett exempel.
Låt oss anta att lufttemperaturen vid jordytan är 20° och den vertikala temperaturgradienten i det aktuella skiktet är 0,7° per 100° m. Med detta gradientvärde, lufttemperaturen på en höjd av 2 km kommer att vara lika med 6° (fig. 19, A). Under påverkan av en yttre kraft kommer en volym av omättad eller torr luft som lyfts upp från jordytan till denna höjd, kylning enligt den torra adiabatiska lagen, dvs med 1° per 100 m, att svalna med 20° och ta på en temperatur lika med 0°. Denna luftvolym kommer att vara 6° kallare än den omgivande luften, och därför tyngre på grund av dess högre densitet. Så han börjar
gå ner och försöka nå den ursprungliga nivån, d.v.s. jordens yta.
Ett liknande resultat kommer att erhållas i fallet med stigande mättad luft, om den vertikala temperaturgradienten miljö mindre än fuktig adiabatisk. Därför, i ett stabilt tillstånd av atmosfären i en homogen luftmassa, sker inte den snabba bildningen av cumulus- och cumulonimbusmoln.
Atmosfärens mest stabila tillstånd observeras vid små värden av den vertikala temperaturgradienten, och särskilt under inversioner, eftersom i detta fall varmare och lättare luft är belägen ovanför den lägre kalla, och därför tunga, luften.
På instabil jämvikt i atmosfären Den luftvolym som lyfts upp från jordens yta återgår inte till sitt ursprungliga läge, utan bibehåller sin uppåtgående rörelse till en nivå där temperaturen på den stigande och omgivande luften utjämnas. Atmosfärens instabila tillstånd kännetecknas av stora vertikala temperaturgradienter, som orsakas av uppvärmning av de nedre luftlagren. Samtidigt rusar de uppvärmda luftmassorna under, eftersom de är lättare, uppåt.
Antag till exempel att omättad luft i de nedre lagren upp till en höjd av 2 km skiktad instabilt, dvs dess temperatur
minskar med höjden med 1,2° för varje 100:e m, och ovanför luften, efter att ha blivit mättad, har den en stabil skiktning, d.v.s. dess temperatur sjunker med 0,6° för varje 100:e m upphöjningar (fig. 19, b). Väl i en sådan miljö kommer volymen torr omättad luft att stiga enligt den torra adiabatiska lagen, d.v.s. svalna med 1° per 100 m. Sedan, om dess temperatur på jordens yta är 20°, då på en höjd av 1 km den blir lika med 10°, medan den omgivande temperaturen är 8°. Eftersom den är 2° varmare, och därför lättare, kommer denna volym att rusa högre. På höjd 2 km det blir 4° varmare än omgivningen, eftersom dess temperatur når 0° och den omgivande lufttemperaturen är -4°. Eftersom luftvolymen i fråga återigen blir lättare kommer den att fortsätta att stiga till en höjd av 3 km, där dess temperatur blir lika med omgivningstemperaturen (-10°). Efter detta upphör den fria ökningen av den tilldelade luftvolymen.
För att bestämma tillståndet i atmosfären används aerologiska diagram. Dessa är diagram med rektangulära koordinataxlar längs vilka egenskaperna för luftens tillstånd plottas. Familjer visas på aerologiska diagram torr Och våta adiabater, dvs kurvor som grafiskt representerar förändringen i luftens tillstånd under torra adiabatiska och våta adiabatiska processer.
Figur 20 visar ett sådant diagram. Här är isobarer avbildade vertikalt, isotermer (linjer med lika lufttryck) visas horisontellt, lutande heldragna linjer är torra adiabater, lutande brutna linjer är våta adiabater, prickade linjer specifik luftfuktighet. Diagrammet nedan visar kurvor över förändringar i lufttemperatur med höjd vid två punkter vid samma observationsperiod - 15 timmar den 3 maj 1965. Till vänster visas temperaturkurvan enligt radiosondedata som släppts i Leningrad, till höger - i Tasjkent. Av formen på den vänstra kurvan för temperaturförändring med höjd följer att luften i Leningrad är stabil. Dessutom upp till den isobariska ytan 500 mb den vertikala temperaturgradienten är i genomsnitt 0,55° per 100 grader m. I två små lager (på ytorna 900 och 700 mb) isotermi registrerad. Detta indikerar att över Leningrad på höjder av 1,5-4,5 km belägen atmosfärisk front, som skiljer de kalla luftmassorna i de nedre en och en halv kilometerna från den varma luften ovanför. Höjden på kondensnivån, bestämd av temperaturkurvans läge i förhållande till den våta adiabaten, är ca 1 km(900 mb).
I Tasjkent hade luften en instabil skiktning. Upp till höjd 4 km den vertikala temperaturgradienten var nära adiabatisk, d.v.s. för varje 100 m När temperaturen steg sjönk temperaturen med 1° och däröver till 12 km- mer adiabatisk. På grund av den torra luften förekom ingen molnbildning.
Över Leningrad skedde övergången till stratosfären på en höjd av 9 km(300 mb), och ovanför Tasjkent är det mycket högre - cirka 12 km(200 MB).
Med ett stabilt tillstånd av atmosfären och tillräcklig luftfuktighet kan stratusmoln och dimma bildas, och med ett instabilt tillstånd och hög fukthalt i atmosfären, termisk konvektion, leder till bildandet av cumulus- och cumulonimbusmoln. Tillståndet av instabilitet är förknippat med bildandet av regnskurar, åskväder, hagel, små virvlar, stormar, etc. Flygplanets så kallade "bulorighet", dvs flygplanet som studsar under flygning, orsakas också av det instabila tillståndet hos flygplanet. atmosfär.
På sommaren är atmosfärisk instabilitet vanlig på eftermiddagen, när luftlager nära jordens yta värms upp. Därför kraftiga regn, skurar och liknande farliga fenomen väderförhållanden observeras oftare på eftermiddagen, när starka vertikala strömmar uppstår på grund av brytande instabilitet - stigande Och nedåtgående luftrörelse. Av denna anledning flyger flygplan under dagen på en höjd av 2-5 km ovanför jordens yta är de mer utsatta för "bulor" än under en nattflygning, när dess stabilitet ökar på grund av kylningen av luftens ytskikt.
Luftfuktigheten minskar också med höjden. Nästan hälften av all luftfuktighet är koncentrerad till de första en och en halv kilometerna av atmosfären, och de första fem kilometerna innehåller nästan 9/10 av all vattenånga.
För att illustrera den dagliga observerade karaktären av temperaturförändringar med höjden i troposfären och nedre stratosfären i olika delar av jorden, visar figur 21 tre stratifieringskurvor upp till en höjd av 22-25 km. Dessa kurvor konstruerades baserat på radiosondeobservationer klockan 15:00: två i januari - Olekminsk (Yakutia) och Leningrad, och den tredje i juli - Takhta-Bazar ( mellersta Asien). Den första kurvan (Olekminsk) kännetecknas av närvaron av en ytinversion, kännetecknad av en ökning av temperaturen från -48° vid jordytan till -25° på en höjd av cirka 1 km. Vid denna tidpunkt var tropopausen ovanför Olekminsk på en höjd av 9 km(temperatur -62°). I stratosfären observerades en ökning av temperaturen med höjden, vars värde var 22 km närmade sig -50°. Den andra kurvan, som representerar förändringen i temperatur med höjden i Leningrad, indikerar närvaron av en liten ytinversion, sedan isoterm i ett stort lager och en minskning av temperaturen i stratosfären. På nivå 25 km temperaturen är -75°. Den tredje kurvan (Takhta-Bazar) skiljer sig mycket från den norra punkten - Olekminsk. Temperaturen på jordens yta är över 30°. Tropopausen ligger på en höjd av 16 km, och över 18 km Den vanliga temperaturökningen med höjden för sydsommar inträffar.
- Källa-
Pogosyan, Kh.P. Jordens atmosfär / H.P. Poghosyan [och andra]. – M.: Utbildning, 1970.- 318 sid.
Visningar av inlägg: 7 029
Förändring i lufttemperatur med höjden
Den vertikala fördelningen av temperatur i atmosfären är grunden för att dela upp atmosfären i fem huvudskikt (se avsnitt 1.3). För jordbruksmeteorologin är mönstren för temperaturförändringar i troposfären, särskilt i dess ytskikt, av största intresse.
Vertikal temperaturgradient
Förändringen i lufttemperatur per 100 m höjd kallas vertikal temperaturgradient (VTG)
VGT beror på ett antal faktorer: tid på året (mindre på vintern, mer på sommaren), tid på dagen (mindre på natten, mer på dagen), plats luftmassor(om det på vissa höjder över det kalla luftlagret finns ett lager varmare luft, så byter VGT tecken till motsatt). Medelvärdet för VGT i troposfären är cirka 0,6 °C/100 m.
I atmosfärens ytskikt beror VGT på tid på dygnet, väder och den underliggande ytans beskaffenhet. Under dagen är VGT nästan alltid positiv, särskilt på sommaren över land, men vid klart väder är den tiotals gånger större än i molnigt väder. En klar sommareftermiddag kan lufttemperaturen vid markytan vara 10 °C eller mer högre än temperaturen på en höjd av 2 m. Som ett resultat är VGT i ett givet tvåmeterslager i termer av 100 m mer än 500 °C/100 m Vind minskar VGT, eftersom vid När luften blandas utjämnas dess temperatur på olika höjder. Molnighet och nederbörd minskar VGT. När marken är våt minskar VGT i atmosfärens ytskikt kraftigt. På bar jord (träda åker) är VGT större än över utvecklade grödor eller ängar. Vintertid, ovanför snötäcket, är VGT i atmosfärens ytskikt liten och ofta negativ.
Med höjden försvagas påverkan av den underliggande ytan och vädret på VGT och VGT minskar jämfört med dess värde -
mi i luftens ytskikt. Över 500 m avtar påverkan av den dagliga variationen av lufttemperaturen. På höjder från 1,5 till 5-6 km ligger VGT inom 0,5-0,6 ° C/100 m. På en höjd av 6-9 km ökar VGT och är 0,65-0,75 ° C/100 m av troposfären minskar VGT igen till 0,5-0,2°C/100 m.
Data om VGT i olika skikt av atmosfären används i väderprognoser, i meteorologiska tjänster för jetflygplan och vid uppskjutning av satelliter i omloppsbana, samt för att bestämma utsläpps- och utbredningsförhållanden industriavfall i atmosfären. Negativ VGT i ytskiktet av luft på natten på våren och hösten indikerar möjligheten för frost.
4.3.2. Vertikal lufttemperaturfördelning
Fördelningen av temperatur i atmosfären med höjd kallas skiktning av atmosfären. Dess stabilitet, det vill säga förmågan att flytta individuella luftvolymer i vertikal riktning, beror på atmosfärens skiktning. Sådana rörelser av stora luftvolymer sker nästan utan värmeutbyte med omgivningen, d.v.s. adiabatiskt. Samtidigt ändras trycket och temperaturen hos den rörliga luftvolymen. Om en volym luft rör sig uppåt, flyttas den till lager med lägre tryck och expanderar, vilket gör att temperaturen sjunker. När luften sjunker sker den omvända processen.
Temperaturförändringen för luft omättad med ånga (se avsnitt 5.1) är 0,98 ° C med en adiabatisk vertikal rörelse på 100 m (nästan 1,0 ° C / 100 m). När är VGT< 1,0° С/100 м, то поднимающийся под влиянием внешнего импульса объем воздуха при охлаждении на 1°С на высоте 100 м будет холоднее окружающего воздуха и как более плотный начнет опускаться в исходное положение. Такое состояние атмосферы характеризует stabil balans.
Vid VGT = 1,0° C/100 m kommer temperaturen på den stigande luftvolymen på alla höjder att vara lika med den omgivande lufttemperaturen. Därför kommer en luftvolym som artificiellt höjs till en viss höjd och sedan lämnas åt sig själv varken att stiga eller falla ytterligare. Detta tillstånd av atmosfären kallas likgiltig.
Om VGT> 1,0°C/100 m visar sig den stigande luftvolymen, som bara kyls med 1,0°C för varje 100 m, vara varmare än miljön på alla höjder, och därför fortsätter den resulterande vertikala rörelsen. Det skapas i atmosfären instabil balans. Detta tillstånd uppstår när den underliggande ytan är starkt uppvärmd, när VGT ökar med höjden. Detta bidrar ytterligare utveckling konvektion, som dis-84
sträcker sig ungefär till den höjd vid vilken temperaturen på den stigande luften blir lika med omgivningstemperaturen. Med stor instabilitet uppstår kraftfulla cumulonimbusmoln, från vilka regn och hagel faller, farligt för grödor.
På de tempererade breddgraderna på norra halvklotet är temperaturen vid troposfärens övre gräns, det vill säga på en höjd av cirka 10-12 km, cirka -50 ° C under hela året På en höjd av 5 km i juli från -4°C (till 40°N) till -12°C (vid 60°N), och i januari på samma breddgrader och samma höjd är det -20 respektive -34°C (tabell 20). I ett ännu lägre (gräns)skikt av troposfären varierar temperaturen ännu mer beroende på geografisk breddgrad, tid på året och den underliggande ytans beskaffenhet.
Tabell 20
Genomsnittlig fördelning av lufttemperaturen (°C) efter höjd i troposfären i januari och juli över 40 och 60° N latitud.
Lufttemperatur
| Höjd, km | ||||
För Lantbruk Det viktigaste är temperaturregimen för den nedre delen av atmosfärens ytskikt, upp till ungefär en höjd av 2 m, där de flesta odlade växter finns och husdjur lever. I detta lager är de vertikala gradienterna för nästan alla meteorologiska storheter mycket höga; stor jämfört med andra lager. Som redan nämnts är IGT i ytskiktet av atmosfären vanligtvis i< много раз превышает ВП в остальной тропосфере В ясные тихие дни, когд< турбулентное перемешива
23 °C
Ris. 18. Temperaturfördelning i luftens ytskikt och i åkerskiktet av jord under dagen (1) och på natten (2).
tionen försvagas, skillnaden i lufttemperaturer mellan
markytan och på en höjd av 2 m kan överstiga 10° C. I klar lugna nätter lufttemperaturen ökar upp till en viss höjd (inversion) och VGT blir negativ.
Följaktligen finns det två typer av vertikal temperaturfördelning i atmosfärens ytskikt. Den typ där temperaturen på markytan är störst, och lämnar ytan både upp och ner kallas insolering. Det observeras under dagen när jordytan värms upp direkt solstrålning. Den omvända temperaturfördelningen kallas strålning typ eller typ strålning(Fig. 18). Denna typ observeras vanligtvis på natten, när ytan kyls som ett resultat av effektiv strålning och de intilliggande luftlagren kyls från den.
Lufttemperaturen i troposfären som helhet minskar med i genomsnitt 0,6 °C för varje 100 m höjd. Men i det nedre lagret (upp till 100-150 m) kan temperaturfördelningen vara annorlunda: den kan öka, förbli konstant eller minska.
När temperaturen minskar med avståndet från den aktiva ytan, en sådan fördelning, som noterats i avsnitt. 3.4, anropad insolering. I luften över land händer detta under den varma årstiden under dagtid vid klart väder. Under insolering skapas gynnsamma förutsättningar för utveckling av termisk konvektion (se avsnitt 4.1) och bildandet av moln.
När lufttemperaturen inte ändras med höjden kallas detta tillstånd "isotermi". Temperaturisotermi observeras i molnigt, lugnt väder.
Om lufttemperaturen ökar med avståndet från ytan kallas denna temperaturfördelning inversion.
Beroende på förutsättningarna för bildandet av inversioner i atmosfärens ytskikt delas de in i strålande och advektiv.
Radiativa inversioner uppstår under strålningskylning av den aktiva ytan. Sådana inversioner bildas på natten under den varma årstiden och observeras även under dagen på vintern. Därför delas strålningsinversioner in i natt (sommar) och vinter.
Natt inversioner etableras i klart, tyst väder efter att strålningsbalansen passerar noll 1,0...1,5 timmar före solnedgången. Under natten intensifieras de och når sin största kraft före soluppgången. Efter soluppgången värms den aktiva ytan och luften upp, vilket förstör inversionen. Höjden på inversionslagret är oftast flera tiotals meter, men under vissa förhållanden (till exempel i slutna dalar omgivna av betydande höjder) kan den nå 200 m eller mer. Detta underlättas av flödet av kyld luft från sluttningarna in i dalen. Molnighet försvagar inversionen och vindhastigheten är högre
2,5...3,0 m/s förstör det. Under tak av tätt gräs, grödor och trädgårdar på sommaren observeras inversioner också under dagen (fig. 4.4, b).
Nattstrålningsinversioner på våren och hösten, och på vissa ställen på sommaren, kan orsaka en minskning av jord- och luftyttemperaturerna. negativa värden(frysning), vilket orsakar skador odlade växter.
Vinter inversioner sker i klart, lugnt väder under förhållanden kort dag, när kylningen av den aktiva ytan är kontinuerlig
Ris. 4.4.
1 - på natten; 2 - under dagen ökar den för varje dag. De kan hålla i sig i flera veckor, försvagas något under dagen och blir starkare igen på natten.
Strålningsinversioner intensifieras särskilt under mycket heterogen terräng. Kylluften strömmar in i lågland och bassänger, där försvagad turbulent blandning bidrar till dess ytterligare kylning. Strålningsinversioner förknippade med terrängegenskaper brukar kallas orografisk. De är farliga för fruktträd och bärbuskar, eftersom lufttemperaturen under sådana inversioner kan sjunka till kritiska nivåer.
Advektiva inversioner bildas genom advektion av varm luft till en kall underliggande yta, som kyler de intilliggande skikten av framåtgående luft. Dessa inversioner inkluderar även snöinversioner. De uppstår när luft med en temperatur över 0 °C kommer in på en yta täckt av snö. Minskningen av temperatur i det lägsta lagret i detta fall är förknippad med värmen som förbrukas av snösmältning.
I troposfären minskar lufttemperaturen med höjden, som noterat, med i genomsnitt 0,6 ºС för varje 100 m höjd. Men i ytskiktet kan temperaturfördelningen vara annorlunda: den kan minska, öka eller förbli konstant. Den vertikala temperaturgradienten (VTG) ger en uppfattning om fördelningen av temperatur med höjd:
Värdet på VGT i ytskiktet beror på väderförhållandena (i klart väder den är större än i molnigt väder), tid på året (mer på sommaren än på vintern) och tid på dagen (mer på dagen än på natten). Vinden minskar VGT, eftersom när luften blandas utjämnas dess temperatur på olika höjder. Ovanför fuktig jord minskar VGT i marklagret kraftigt och ovanför bar mark (träda) är VGT större än över täta grödor eller ängar. Detta beror på skillnader i temperaturförhållanden dessa ytor.
Förändringen i lufttemperatur med höjden bestämmer tecknet för VGT: om VGT > 0, då minskar temperaturen med avståndet från den aktiva ytan, vilket vanligtvis sker under dagen och sommaren; om VGT = 0, ändras inte temperaturen med höjden; om VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.
Beroende på förutsättningarna för bildandet av inversioner i atmosfärens ytskikt delas de in i strålande och advektiv.
1. Strålning inversioner sker under strålningskylning av jordytan. Sådana inversioner bildas på natten under den varma årstiden och observeras även under dagen på vintern. Därför delas strålningsinversioner in i natt (sommar) och vinter.
2. Advektiv inversioner bildas genom advektion (rörelse) av varm luft till en kall underliggande yta, som kyler de intilliggande lagren av frammatande luft. Dessa inversioner inkluderar även snöinversioner. De uppstår när luft med en temperatur över 0°C tränger in på en yta täckt av snö. Minskningen av temperatur i det lägsta lagret i detta fall är förknippad med värmen som förbrukas av snösmältning.
Lufttemperaturmätning
Vid meteorologiska stationer installeras termometrar i en speciell monter, kallad en psykrometrisk monter, vars väggar är spjälkade. Solens strålar tränger inte in i ett sådant bås, men samtidigt har luft fri tillgång till den.
Termometrar är installerade på ett stativ så att reservoarerna är placerade på en höjd av 2 m från den aktiva ytan.
Brådskande lufttemperatur mäts med en kvicksilverpsykrometrisk termometer TM-4, som installeras vertikalt. Vid temperaturer under -35°C, använd en låggradig alkoholtermometer TM-9.
Extrema temperaturer mäts med maximal TM-1 och minimum TM-2 termometrar, som läggs horisontellt.
För kontinuerlig registrering av lufttemperatur, använd termograf M-16A, som är placerad i en inspelningsbås med galler. Beroende på trummans rotationshastighet finns termografer tillgängliga för daglig eller veckovis användning.
I grödor och planteringar mäts lufttemperaturen utan att växttäcket störs. För detta ändamål används en aspirationspsykrometer.
