Thay đổi Nhiệt độ Không Khí Theo độ Cao. Nhiệt độ Không Khí Thay đổi ...

Điều kiện Thay đổi nhiệt độ không khí theo độ cao. Nhiệt độ không khí thay đổi như thế nào theo độ cao? Thay đổi nhiệt độ theo độ cao

Câu 1. Yếu tố nào quyết định sự phân bố nhiệt lượng trên bề mặt Trái đất?

Sự phân bố nhiệt độ không khí trên bề mặt Trái đất phụ thuộc vào bốn yếu tố chính sau: 1) vĩ độ, 2) độ cao của bề mặt đất, 3) loại bề mặt, đặc biệt là vị trí của đất liền và biển, 4) sự truyền nhiệt do gió và các dòng điện.

Câu 2. Nhiệt độ được đo bằng những đơn vị nào?

Trong khí tượng học và trong cuộc sống hàng ngày, thang độ C hoặc độ C được sử dụng làm đơn vị đo nhiệt độ.

Câu 3. Tên dụng cụ đo nhiệt độ là gì?

Nhiệt kế - thiết bị đo nhiệt độ không khí.

Câu 4. Nhiệt độ không khí thay đổi như thế nào trong ngày, trong năm?

Sự thay đổi nhiệt độ phụ thuộc vào chuyển động quay của Trái đất quanh trục của nó và theo đó, vào sự thay đổi của lượng nhiệt Mặt trời. Do đó, nhiệt độ không khí tăng hay giảm phụ thuộc vào vị trí của Mặt trời trên bầu trời. Sự thay đổi nhiệt độ không khí trong năm phụ thuộc vào vị trí của Trái đất trên quỹ đạo của nó khi nó quay quanh Mặt trời. Vào mùa hè, bề mặt trái đất nóng lên do ánh sáng mặt trời trực tiếp.

Câu 5. Trong điều kiện nào tại một điểm cụ thể trên bề mặt Trái Đất, nhiệt độ không khí luôn không đổi?

Nếu Trái đất không quay quanh mặt trời và trục của nó, và sẽ không có vận chuyển không khí bằng gió.

Câu 6. Nhiệt độ không khí thay đổi theo hình thức nào theo độ cao?

Khi lên trên bề mặt Trái đất, nhiệt độ không khí trong tầng đối lưu giảm 6 C cho mỗi km đi lên.

Câu 7. Nêu mối quan hệ giữa nhiệt độ không khí và vĩ độ địa lí của nơi đó?

Lượng ánh sáng và nhiệt lượng bề mặt trái đất nhận được giảm dần theo chiều từ xích đạo về các cực do sự thay đổi góc tới của tia sáng mặt trời.

Câu 8. Nhiệt độ không khí thay đổi như thế nào và tại sao trong ngày?

Mặt trời mọc ở hướng Đông, càng lúc càng cao, rồi bắt đầu lặn cho đến khi lặn xuống dưới đường chân trời cho đến sáng hôm sau. Sự quay hàng ngày của Trái đất làm cho góc tới của tia sáng Mặt trời trên bề mặt Trái đất thay đổi. Điều này có nghĩa là mức độ nóng của bề mặt này cũng thay đổi. Đến lượt nó, không khí, được đốt nóng từ bề mặt Trái đất, nhận được một lượng nhiệt khác nhau trong ngày. Và vào ban đêm, lượng nhiệt mà khí quyển nhận được càng ít hơn. Đây là lý do cho sự thay đổi trong ngày. Trong ngày, nhiệt độ không khí tăng từ bình minh đến hai giờ chiều, sau đó bắt đầu giảm xuống và đạt mức tối thiểu một giờ trước bình minh.

Câu 9. Khoảng nhiệt độ là gì?

Sự chênh lệch giữa nhiệt độ không khí cao nhất và thấp nhất trong bất kỳ khoảng thời gian nào được gọi là biên độ nhiệt độ.

Câu 11. Tại sao nhiệt độ cao nhất quan sát được vào lúc 2 giờ chiều và nhiệt độ thấp nhất - trong "giờ trước bình minh"?

Bởi vì lúc 14 giờ Mặt Trời làm trái đất nóng hết mức có thể, và trong khoảng thời gian trước bình minh Mặt Trời vẫn chưa mọc, và trong đêm nhiệt độ giảm xuống liên tục.

Câu 12. Có phải lúc nào chúng ta cũng chỉ giới hạn kiến ​​thức về nhiệt độ trung bình không?

Không, bởi vì trong một số tình huống nhất định, cần phải biết nhiệt độ chính xác.

Câu 13. Đối với những vĩ độ nào và tại sao nhiệt độ không khí trung bình thấp nhất là điển hình?

Đối với các vĩ độ cực, kể từ khi tia sáng mặt trời tới bề mặt ở một góc nhỏ nhất.

Câu 14. Đối với những vĩ độ nào và tại sao nhiệt độ không khí trung bình cao nhất là đặc trưng?

Nhiệt độ không khí trung bình cao nhất là đặc trưng cho vùng nhiệt đới và xích đạo, vì có góc tới của ánh sáng mặt trời lớn nhất.

Câu 15. Tại sao nhiệt độ không khí giảm dần theo độ cao?

Do không khí nóng lên từ bề mặt Trái đất nên khi có nhiệt độ dương và càng lên cao tầng không khí càng nóng lên.

Câu 16. Theo bạn, tháng nào trong năm được đặc trưng bởi nhiệt độ không khí trung bình tối thiểu ở Bắc bán cầu? Ở bán cầu nam?

Trung bình, tháng 1 là tháng lạnh nhất trong năm ở hầu hết Bắc bán cầu của Trái đất và là tháng ấm nhất trong năm ở hầu hết Nam bán cầu. Trung bình, tháng 6 là tháng lạnh nhất trong năm ở hầu hết Nam bán cầu.

Câu 17 vĩ độ, 50 ° S sh., 80 tr. sh.?

Câu 18. Xác định nhiệt độ không khí ở độ cao 3 km, nếu ở bề mặt Trái Đất là +24 ° C?

tn = 24-6,5 * 3 = 4,5 ºС

Câu 19. Tính giá trị nhiệt độ trung bình theo số liệu trình bày trong bảng.

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

Trả lời: nhiệt độ trung bình = 2,86 độ.

Câu 20. Sử dụng dữ liệu dạng bảng cho trong nhiệm vụ 2, hãy xác định biên độ nhiệt độ trong khoảng thời gian xác định.

Biên độ nhiệt độ trong khoảng thời gian quy định sẽ là 13 độ.

Trong tầng đối lưu, nhiệt độ không khí giảm theo độ cao, như đã lưu ý, trung bình 0,6 ºС cho mỗi 100 m độ cao. Tuy nhiên, ở lớp bề mặt, sự phân bố nhiệt độ có thể khác nhau: nó có thể vừa giảm vừa tăng và không đổi. Ý tưởng về sự phân bố nhiệt độ theo chiều cao được đưa ra bởi gradient nhiệt độ thẳng đứng (VGT):

Giá trị của VGT trong lớp bề mặt phụ thuộc vào điều kiện thời tiết (trời trong cao hơn trời nhiều mây), mùa (mùa hè nhiều hơn mùa đông) và thời gian trong ngày (ban ngày nhiều hơn ban đêm). Gió làm giảm VGT, vì khi không khí được trộn lẫn, nhiệt độ của nó được cân bằng ở các độ cao khác nhau. Trên đất ẩm, WGT giảm mạnh ở lớp bề mặt, và trên đất trống (ruộng bỏ hoang) WGT lớn hơn trên các loại cây trồng dày đặc hoặc đồng cỏ. Điều này là do sự khác biệt trong chế độ nhiệt độ của các bề mặt này.

Sự thay đổi nhiệt độ không khí theo độ cao quyết định dấu hiệu của UGT: nếu UGT> 0 thì nhiệt độ giảm theo khoảng cách từ bề mặt hoạt động, thường xảy ra vào ban ngày và vào mùa hè; nếu VGT = 0, thì nhiệt độ không thay đổi theo độ cao; nếu VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.

Tùy thuộc vào các điều kiện hình thành nghịch lưu trong lớp bề mặt của khí quyển, chúng được chia thành phát xạ và phản xạ.

1. Bức xạ sự đảo ngược xảy ra trong quá trình làm lạnh bức xạ bề mặt trái đất. Sự đảo ngược như vậy trong thời kỳ ấm áp trong năm được hình thành vào ban đêm, và vào mùa đông, chúng cũng được quan sát vào ban ngày. Do đó, nghịch đảo bức xạ được chia thành ban đêm (mùa hè) và mùa đông.

2. Advective sự nghịch chuyển được hình thành trong quá trình đối lưu (chuyển động) của không khí ấm lên một bề mặt lạnh bên dưới, làm lạnh các lớp không khí tiến sát bên cạnh nó. Những nghịch đảo này cũng bao gồm những nghịch đảo tuyết. Chúng xảy ra trong quá trình không khí đối lưu có nhiệt độ trên 0 ° C lên một bề mặt phủ đầy tuyết. Sự giảm nhiệt độ ở lớp thấp nhất trong trường hợp này có liên quan đến việc tiêu thụ nhiệt cho quá trình tan chảy của tuyết.

Đo nhiệt độ không khí

Tại các trạm khí tượng, nhiệt kế được lắp đặt trong một buồng đặc biệt gọi là buồng đo psychrometric, các bức tường của chúng có mái che. Các tia nắng mặt trời không xuyên qua một gian hàng như vậy, nhưng đồng thời không khí có thể tự do tiếp cận nó.

Nhiệt kế được gắn trên một giá ba chân để các bồn chứa nằm ở độ cao 2 m tính từ bề mặt hoạt động.

Nhiệt độ không khí khẩn cấp được đo bằng nhiệt kế thủy ngân TM-4, được lắp đặt theo phương thẳng đứng. Ở nhiệt độ dưới -35 ° C, nhiệt kế rượu độ thấp TM-9 được sử dụng.

Nhiệt độ khắc nghiệt được đo bằng nhiệt kế TM-1 tối đa và nhiệt kế TM-2 tối thiểu, được đặt nằm ngang.

Để ghi liên tục nhiệt độ không khí máy đo nhiệt độ M-16A, được đặt trong một gian hàng có mái che dành cho máy ghi âm. Tùy thuộc vào tốc độ quay của trống, máy đo nhiệt hàng ngày và hàng tuần.

Trong cây trồng và đồn điền, nhiệt độ không khí được đo mà không làm ảnh hưởng đến lớp phủ thực vật. Đối với điều này, một psychrometer được sử dụng.

sự nghịch đảo

tăng nhiệt độ không khí theo độ cao thay vì giảm bình thường

Mô tả thay thế

Một trạng thái kích thích của vật chất trong đó số lượng các hạt có năng lượng cao hơn. cấp độ vượt quá số lượng hạt ở cấp độ thấp hơn (vật lý)

Sự đảo ngược hướng của từ trường Trái đất được quan sát trong các khoảng thời gian từ 500 nghìn năm đến 50 triệu năm

Thay đổi vị trí bình thường của các phần tử, đặt chúng theo thứ tự ngược lại

Thuật ngữ ngôn ngữ để thay đổi trật tự từ thông thường trong một câu

Đảo ngược thứ tự, đảo ngược thứ tự

Phép toán logic "không phải"

Sự sắp xếp lại nhiễm sắc thể liên quan đến sự quay các đoạn riêng lẻ của nhiễm sắc thể bằng 180

Sự biến đổi chính xác của mặt phẳng hoặc không gian Euclide

Hoán vị trong toán học

Một thiết bị kịch tính thể hiện kết quả của cuộc xung đột ở đầu vở kịch

Trong đo lường, sự thay đổi bất thường trong một số thông số

Một trạng thái của vật chất trong đó các mức năng lượng cao hơn của các hạt cấu thành của nó được các hạt "cư trú" nhiều hơn các hạt thấp hơn

Trong hóa học hữu cơ, quá trình phá vỡ một saccharide

Thay đổi thứ tự của các từ trong một câu

Thay đổi thứ tự từ để nhấn mạnh

vệt trắng phía sau máy bay

Thay đổi thứ tự từ

Đảo ngược thứ tự của các phần tử

Thay đổi thứ tự bình thường của các từ trong câu để nâng cao tính biểu cảm của lời nói

Trong phần đầu tiên, chúng ta đã làm quen một cách tổng quát với cấu trúc của khí quyển theo phương thẳng đứng và sự thay đổi nhiệt độ theo độ cao.

Ở đây chúng ta xem xét một số đặc điểm thú vị của chế độ nhiệt độ trong tầng đối lưu và trong các quả cầu phía trên.

Nhiệt độ và độ ẩm ở tầng đối lưu. Tầng đối lưu là khu vực thú vị nhất, vì các quá trình tạo đá được hình thành ở đây. Trong tầng đối lưu, như đã đề cập trong Chương I, nhiệt độ không khí giảm theo độ cao trung bình 6 ° trên km độ cao, hoặc 0,6 ° trên 100 m. Giá trị này của gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng được quan sát thường xuyên nhất và được xác định là giá trị trung bình của nhiều phép đo. Trên thực tế, gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng ở các vĩ độ ôn đới của Trái đất là thay đổi. Nó phụ thuộc vào các mùa trong năm, thời gian trong ngày, bản chất của các quá trình khí quyển và ở các lớp thấp hơn của tầng đối lưu - chủ yếu là vào nhiệt độ của bề mặt bên dưới.

Vào mùa ấm, khi lớp không khí tiếp giáp với bề mặt trái đất được đốt nóng đủ, nhiệt độ giảm theo độ cao là đặc trưng. Với sự gia nhiệt mạnh mẽ của lớp không khí trên bề mặt, giá trị của gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng vượt quá 1 ° cho mỗi 100 m nâng cao tinh thần.

Vào mùa đông, với sự lạnh đi mạnh mẽ của bề mặt trái đất và lớp không khí trên bề mặt, thay vì hạ thấp, nhiệt độ được quan sát thấy tăng theo độ cao, tức là xảy ra sự nghịch đảo nhiệt độ. Các đợt nghịch chuyển mạnh nhất và mạnh nhất được quan sát thấy ở Siberia, đặc biệt là ở Yakutia vào mùa đông, nơi thời tiết trong trẻo và êm đềm chiếm ưu thế, góp phần vào bức xạ và sau đó làm lạnh lớp không khí bề mặt. Rất thường xuyên, sự nghịch đảo nhiệt độ ở đây kéo dài đến độ cao 2-3 km, và sự chênh lệch giữa nhiệt độ không khí ở bề mặt trái đất và ranh giới trên của sự nghịch đảo thường là 20-25 °. Sự đảo ngược cũng là đặc điểm của các vùng trung tâm của Nam Cực. Vào mùa đông, chúng ở châu Âu, đặc biệt là ở phần phía đông của nó, Canada và các khu vực khác. Độ lớn của sự thay đổi nhiệt độ theo chiều cao (gradient nhiệt độ thẳng đứng) quyết định phần lớn các điều kiện thời tiết và các dạng chuyển động của không khí theo hướng thẳng đứng.

Bầu không khí ổn định và không ổn định. Không khí trong tầng đối lưu được làm nóng bởi bề mặt bên dưới. Nhiệt độ không khí thay đổi theo độ cao và áp suất khí quyển. Khi điều này xảy ra mà không có sự trao đổi nhiệt với môi trường, thì quá trình như vậy được gọi là đoạn nhiệt. Không khí bay lên hoạt động tiêu hao năng lượng bên trong, được sử dụng để khắc phục sức cản bên ngoài. Do đó, khi nó tăng lên, không khí lạnh đi và khi nó đi xuống, nó nóng lên.

Sự thay đổi nhiệt độ đoạn nhiệt xảy ra theo đoạn nhiệt khô Và luật đoạn nhiệt ướt.

Theo đó, các gradient thay đổi nhiệt độ theo chiều dọc theo chiều dọc cũng được phân biệt. Gradient đoạn nhiệt khô là sự thay đổi nhiệt độ của không khí khô hoặc ẩm không bão hòa cứ 100 m nâng và hạ nó xuống 1 °, Nhưng gradient đoạn nhiệt ướt là sự giảm nhiệt độ của không khí bão hòa ẩm cứ 100 mđộ cao nhỏ hơn 1 °.

Khi khô, hoặc không bão hòa, không khí tăng hoặc giảm, nhiệt độ của nó thay đổi theo quy luật đoạn nhiệt khô, tức là giảm hoặc tăng 1 ° sau mỗi 100 m. Giá trị này không thay đổi cho đến khi không khí, khi bay lên, đạt đến trạng thái bão hòa, tức là mức độ ngưng tụ hơi nước. Trên mức này, do sự ngưng tụ, nhiệt ẩn của quá trình hóa hơi bắt đầu được giải phóng, được sử dụng để làm nóng không khí. Nhiệt bổ sung này làm giảm lượng không khí làm mát khi nó tăng lên. Không khí bão hòa tăng thêm đã xảy ra theo quy luật đoạn nhiệt ẩm và nhiệt độ của nó không giảm 1 ° trên 100 m, nhưng ít hơn. Vì độ ẩm của không khí phụ thuộc vào nhiệt độ của nó, nhiệt độ không khí càng cao thì nhiệt thoát ra trong quá trình ngưng tụ càng nhiều và nhiệt độ càng thấp thì nhiệt càng ít. Do đó, gradien đoạn nhiệt ẩm trong không khí ấm nhỏ hơn trong không khí lạnh. Ví dụ: ở nhiệt độ không khí bão hòa tăng lên gần bề mặt trái đất + 20 °, gradient đoạn nhiệt ẩm ở tầng đối lưu thấp hơn là 0,33-0,43 ° trên 100 m và ở nhiệt độ âm 20 ° giá trị của nó nằm trong khoảng từ 0,78 ° đến 0,87 ° trên 100 m.

Gradient đoạn nhiệt ướt cũng phụ thuộc vào áp suất không khí: áp suất không khí càng thấp, gradient đoạn nhiệt ướt ở cùng nhiệt độ ban đầu càng nhỏ. Điều này là do thực tế là ở áp suất thấp, mật độ không khí cũng ít hơn, do đó, nhiệt giải phóng của quá trình ngưng tụ được sử dụng để đốt nóng một khối lượng không khí nhỏ hơn.

Bảng 15 cho thấy các giá trị trung bình của gradient đoạn nhiệt ướt ở các nhiệt độ và giá trị khác nhau

áp suất 1000, 750 và 500 mb, xấp xỉ tương ứng với bề mặt trái đất và độ cao 2,5-5,5 km.

Vào mùa ấm áp, độ dốc nhiệt độ thẳng đứng trung bình 0,6-0,7 ° trên 100 m nâng cao tinh thần.

Biết nhiệt độ ở bề mặt trái đất, có thể tính được các giá trị gần đúng của nhiệt độ ở các độ cao khác nhau. Ví dụ, nếu nhiệt độ không khí trên bề mặt trái đất là 28 °, thì giả sử rằng gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng là trung bình 0,7 ° trên 100 m hoặc 7 ° mỗi km, chúng tôi nhận được điều đó ở độ cao 4 km nhiệt độ là 0 °. Độ dốc nhiệt độ vào mùa đông ở các vĩ độ trung bình trên đất liền hiếm khi vượt quá 0,4-0,5 ° trên 100 m: Có những trường hợp thường xuyên xảy ra khi trong các lớp không khí riêng biệt, nhiệt độ hầu như không thay đổi theo độ cao, tức là xảy ra quá trình đẳng nhiệt.

Bằng độ lớn của gradient nhiệt độ không khí theo phương thẳng đứng, người ta có thể đánh giá bản chất của trạng thái cân bằng của khí quyển - ổn định hay không ổn định.

Tại cân bằng ổn định các khối khí trong khí quyển không có xu hướng chuyển động theo phương thẳng đứng. Trong trường hợp này, nếu một khối lượng không khí nào đó được dịch chuyển lên trên, nó sẽ trở lại vị trí ban đầu của nó.

Cân bằng ổn định xảy ra khi gradien nhiệt độ thẳng đứng của không khí không bão hòa nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt khô, và gradien nhiệt độ thẳng đứng của không khí bão hòa nhỏ hơn nhiệt độ đoạn nhiệt ướt. Nếu ở điều kiện này, một lượng nhỏ không khí chưa bão hoà được tác động bên ngoài nâng lên một độ cao nhất định thì ngay sau khi tác dụng của ngoại lực hết, lượng không khí này sẽ trở lại vị trí cũ. Điều này xảy ra do thể tích không khí tăng lên, đã dành năng lượng bên trong cho quá trình giãn nở của nó, được làm mát đi 1 ° cho mỗi 100 m(theo luật đoạn nhiệt khô). Nhưng vì gradien nhiệt độ theo phương thẳng đứng của không khí xung quanh nhỏ hơn nhiệt độ đoạn nhiệt khô, nên thể tích không khí nâng lên ở một độ cao nhất định có nhiệt độ thấp hơn không khí xung quanh. Có khối lượng riêng lớn hơn không khí xung quanh, nó phải chìm xuống cho đến khi đạt trạng thái ban đầu. Hãy cho thấy điều này với một ví dụ.

Giả sử rằng nhiệt độ không khí gần bề mặt trái đất là 20 ° và gradient nhiệt độ thẳng đứng trong lớp đang xét là 0,7 ° trên 100 m. Với giá trị này của gradient, nhiệt độ không khí ở độ cao 2 km sẽ bằng 6 ° (Hình 19, Nhưng). Dưới tác dụng của ngoại lực, một thể tích không khí khô hoặc không bão hòa từ bề mặt trái đất lên đến độ cao này, làm mát theo định luật đoạn nhiệt khô, tức là 1 ° trên 100 m, sẽ nguội đi 20 ° và có nhiệt độ bằng 0 °. Khối lượng không khí này sẽ lạnh hơn 6 ° so với không khí xung quanh, và do đó nặng hơn do mật độ lớn hơn. Vì vậy, anh ấy bắt đầu

hạ xuống, cố gắng đạt đến mức ban đầu, tức là bề mặt trái đất.

Một kết quả tương tự sẽ thu được trong trường hợp không khí bão hòa tăng lên, nếu gradient thẳng đứng của nhiệt độ môi trường nhỏ hơn gradient nhiệt độ ẩm. Do đó, dưới trạng thái ổn định của khí quyển trong một khối khí đồng nhất, không có sự hình thành nhanh chóng của các đám mây vũ tích và vũ tích.

Trạng thái ổn định nhất của khí quyển được quan sát ở các giá trị nhỏ của gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng, và đặc biệt là trong quá trình đảo ngược, vì trong trường hợp này, không khí ấm hơn và nhẹ hơn nằm trên vùng lạnh thấp hơn, và do đó, không khí nặng.

Tại trạng thái cân bằng không ổn định của khí quyển thể tích không khí nâng lên khỏi bề mặt trái đất không trở lại vị trí ban đầu mà vẫn duy trì chuyển động hướng lên của nó đến mức mà nhiệt độ của không khí dâng lên và xung quanh bằng nhau. Trạng thái không ổn định của khí quyển được đặc trưng bởi các gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng lớn, nguyên nhân là do sự nóng lên của các lớp không khí bên dưới. Đồng thời, các khối khí nóng lên bên dưới, như những khối nhẹ hơn, lao lên phía trên.

Ví dụ, giả sử rằng không khí không bão hòa ở các lớp dưới lên đến độ cao 2 km phân tầng không ổn định, tức là nhiệt độ của nó

giảm theo độ cao 1,2 ° cho mỗi 100 m, trở lên, không khí, đã trở nên bão hòa, có sự phân tầng ổn định, tức là nhiệt độ của nó giảm xuống 0,6 ° cho mỗi 100 m nâng cao (Hình 19, b). Khi ở trong môi trường như vậy, thể tích không khí khô không bão hòa sẽ bắt đầu tăng lên theo quy luật đoạn nhiệt khô, tức là nó sẽ nguội đi 1 ° trên 100 m. Sau đó, nếu nhiệt độ của nó gần bề mặt trái đất là 20 °, thì ở độ cao 1 km nó sẽ trở thành 10 °, trong khi nhiệt độ xung quanh là 8 °. Ấm hơn 2 ° và do đó nhẹ hơn, âm lượng này sẽ tăng cao hơn. Ở độ cao 2 km nó sẽ ấm hơn 4 ° so với môi trường, vì nhiệt độ của nó sẽ đạt 0 ° và nhiệt độ môi trường xung quanh là -4 °. Nhẹ hơn một lần nữa, thể tích không khí được coi là sẽ tiếp tục tăng đến độ cao 3 km,ở đó nhiệt độ của nó bằng với nhiệt độ môi trường xung quanh (-10 °). Sau đó, sự gia tăng tự do của thể tích không khí được phân bổ sẽ dừng lại.

Để xác định trạng thái của khí quyển được sử dụng biểu đồ khí học.Đây là những biểu đồ có trục tọa độ hình chữ nhật, cùng với đó là các đặc điểm của trạng thái không khí được vẽ.

Các gia đình được vẽ trên sơ đồ trên không khô Và băng dính ướt, tức là, các đường cong biểu diễn bằng đồ thị sự thay đổi trạng thái của không khí trong quá trình đoạn nhiệt khô và đoạn nhiệt ướt.

Hình 20 cho thấy một sơ đồ như vậy. Ở đây, các đường đẳng áp được hiển thị theo phương thẳng đứng, các đường đẳng nhiệt (các đường có áp suất không khí bằng nhau) theo phương ngang, các đường liền nét nghiêng là các đoạn nhiệt khô, các đường nét đứt nghiêng là các đoạn nhiệt ướt, các đường đứt nét là độ ẩm cụ thể. Biểu đồ trên cho thấy các đường cong của sự thay đổi nhiệt độ không khí với độ cao của hai điểm trong cùng một khoảng thời gian quan sát - 15:00 ngày 3 tháng 5 năm 1965. Ở bên trái - đường cong nhiệt độ theo dữ liệu của một ống phóng xạ phóng ở Leningrad, trên bên phải - ở Tashkent. Từ hình dạng của đường cong bên trái của sự thay đổi nhiệt độ theo độ cao mà không khí ở Leningrad ổn định. Trong trường hợp này, lên đến bề mặt đẳng áp 500 mb gradient nhiệt độ thẳng đứng trung bình 0,55 ° trên 100 m. Trong hai lớp nhỏ (trên bề mặt 900 và 700 mb)đẳng nhiệt đã được ghi lại. Điều này cho thấy rằng Leningrad ở độ cao 1,5-4,5 km có mặt trước khí quyển ngăn cách khối khí lạnh ở phía dưới với khối khí nhiệt ở phía trên một km rưỡi. Chiều cao của mức ngưng tụ, được xác định bởi vị trí của đường cong nhiệt độ đối với đoạn nhiệt ướt, là khoảng 1 km(900 mb).

Ở Tashkent, không khí có sự phân tầng không ổn định. Lên đến chiều cao 4 km gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng gần với đoạn nhiệt, tức là cứ 100 m tăng, nhiệt độ giảm 1 ° và cao hơn, lên đến 12 km- đoạn nhiệt hơn. Do không khí khô ráo nên không xảy ra hiện tượng hình thành mây.

Trên Leningrad, quá trình chuyển đổi lên tầng bình lưu diễn ra ở độ cao 9 km(300 mb), và trên Tashkent, nó cao hơn nhiều - khoảng 12 km(200 mb).

Với trạng thái ổn định của khí quyển và đủ độ ẩm, các đám mây và sương mù có thể hình thành, và với trạng thái không ổn định và độ ẩm cao của khí quyển, đối lưu nhiệt, dẫn đến sự hình thành của mây vũ tích và mây vũ tích. Trạng thái không ổn định đi kèm với sự hình thành của mưa rào, dông, mưa đá, gió lốc nhỏ, gió giật mạnh, v.v.

Cái gọi là "tiếng kêu" của máy bay, tức là những cú ném của máy bay trong khi bay, cũng là do trạng thái không ổn định của bầu khí quyển.

Vào mùa hè, sự mất ổn định của khí quyển thường xảy ra vào buổi chiều, khi các lớp không khí sát bề mặt trái đất bị đốt nóng. Do đó, mưa lớn, tiếng ồn ào và các hiện tượng thời tiết nguy hiểm tương tự thường được quan sát nhiều hơn vào buổi chiều, khi các dòng chảy thẳng đứng mạnh xuất hiện do phá vỡ sự mất ổn định - đi lên Và giảm dần chuyển động của không khí. Vì lý do này, máy bay bay vào ban ngày ở độ cao 2-5 kmở trên bề mặt trái đất, chúng phải chịu "tiếng kêu" nhiều hơn so với khi bay đêm, khi đó, do sự nguội đi của lớp không khí trên bề mặt, độ ổn định của nó tăng lên.

Độ ẩm cũng giảm dần theo độ cao. Gần một nửa độ ẩm tập trung trong một km rưỡi đầu tiên của khí quyển, và năm km đầu tiên chứa gần 9/10 tổng lượng hơi nước.

Để minh họa bản chất quan sát hàng ngày của sự thay đổi nhiệt độ theo độ cao trong tầng đối lưu và tầng bình lưu thấp hơn ở các vùng khác nhau của Trái đất, Hình 21 cho thấy ba đường cong phân tầng lên đến độ cao 22-25 km. Những đường cong này được xây dựng dựa trên các quan sát bằng sóng vô tuyến lúc 3 giờ chiều: hai vào tháng Giêng - Olekminsk (Yakutia) và Leningrad, và thứ ba vào tháng Bảy - Takhta-Bazar (Trung Á). Đường cong đầu tiên (Olekminsk) được đặc trưng bởi sự hiện diện của sự đảo ngược bề mặt, được đặc trưng bởi sự gia tăng nhiệt độ từ -48 ° ở bề mặt trái đất đến -25 ° ở độ cao khoảng 1 km. Trong khoảng thời gian này, lượng khán giả vượt qua Olekminsk ở mức cao nhất là 9 km(nhiệt độ -62 °). Trong tầng bình lưu, sự gia tăng nhiệt độ theo độ cao đã được quan sát thấy, giá trị của nó là ở mức 22 kmđến gần -50 °. Đường cong thứ hai, đại diện cho sự thay đổi nhiệt độ theo độ cao ở Leningrad, cho thấy sự hiện diện của sự nghịch đảo bề mặt nhỏ, sau đó là đường đẳng nhiệt ở một lớp lớn và sự giảm nhiệt độ trong tầng bình lưu. Ở cấp độ 25 km nhiệt độ là -75 °. Đường cong thứ ba (Takhta-Bazar) rất khác với điểm phía bắc - Olekminsk. Nhiệt độ trên bề mặt trái đất là trên 30 °. Dừng lại ở mức 16 km, trên 18 tuổi km có sự gia tăng nhiệt độ theo độ cao, điều này thường xảy ra đối với mùa hè ở miền Nam.

Chương trước ::: Tới nội dung ::: Chương tiếp theo

Các tia nắng mặt trời chiếu xuống bề mặt trái đất làm nó nóng lên. Không khí được đốt nóng từ dưới lên, tức là từ bề mặt trái đất.

Sự truyền nhiệt từ các lớp không khí bên dưới lên lớp trên xảy ra chủ yếu do sự bốc lên của không khí ấm nóng lên và sự hạ thấp của không khí lạnh đi xuống. Quá trình làm nóng không khí này được gọi là đối lưu.

Trong các trường hợp khác, sự truyền nhiệt đi lên xảy ra do động sự hỗn loạn. Đây là tên gọi của các cơn lốc hỗn loạn phát sinh trong không khí do ma sát của nó với bề mặt trái đất trong quá trình chuyển động ngang hoặc trong quá trình ma sát của các lớp không khí khác nhau với nhau.

Đối lưu đôi khi được gọi là nhiễu loạn nhiệt. Đối lưu và hỗn loạn đôi khi được kết hợp bởi một tên chung - đổi.

Sự lạnh đi của các lớp thấp hơn của khí quyển xảy ra khác với sự nóng lên. Bề mặt trái đất liên tục mất nhiệt cho bầu khí quyển xung quanh bằng cách phát ra các tia nhiệt mà mắt thường không nhìn thấy được. Làm mát trở nên đặc biệt mạnh sau khi mặt trời lặn (vào ban đêm). Do hiện tượng dẫn nhiệt, các khối không khí tiếp giáp với mặt đất cũng dần dần nguội đi, chuyển sự lạnh đi này cho các lớp không khí bên trên; đồng thời, các lớp thấp nhất được làm mát mạnh mẽ nhất.

Tùy thuộc vào sự sưởi ấm bằng năng lượng mặt trời, nhiệt độ của các lớp không khí bên dưới thay đổi trong năm và trong ngày, đạt cực đại vào khoảng 13-14 giờ. Diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí vào những ngày khác nhau cho cùng một nơi không cố định; giá trị của nó phụ thuộc chủ yếu vào trạng thái của thời tiết. Do đó, sự thay đổi nhiệt độ của các lớp không khí bên dưới có liên quan đến sự thay đổi nhiệt độ của bề mặt (bên dưới) trái đất.

Sự thay đổi nhiệt độ không khí cũng xảy ra do chuyển động thẳng đứng của nó.

Người ta biết rằng khi không khí nở ra, nó lạnh đi, và khi bị nén lại, nó nóng lên. Trong khí quyển, trong quá trình chuyển động đi lên, không khí rơi vào vùng có áp suất thấp hơn sẽ nở ra và lạnh đi, và ngược lại, trong quá trình chuyển động đi xuống, không khí bị nén lại, nóng lên. Những thay đổi của nhiệt độ không khí trong quá trình chuyển động thẳng đứng của nó quyết định phần lớn đến sự hình thành và phá hủy của các đám mây.

Nhiệt độ không khí thường giảm theo độ cao. Sự thay đổi nhiệt độ trung bình theo độ cao so với châu Âu vào mùa hè và mùa đông được cho trong bảng "Nhiệt độ không khí trung bình trên châu Âu".

Sự giảm nhiệt độ theo chiều cao được đặc trưng bởi một phương thẳng đứng gradient nhiệt độ. Đây là sự thay đổi nhiệt độ cho mỗi 100 m độ cao. Đối với các tính toán kỹ thuật và hàng không, gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng được giả định là 0,6. Cần phải lưu ý rằng giá trị này không phải là hằng số. Có thể xảy ra rằng trong bất kỳ lớp không khí nào, nhiệt độ sẽ không thay đổi theo độ cao.

Các lớp như vậy được gọi là các lớp đẳng nhiệt.

Rất thường xuyên, một hiện tượng được quan sát thấy trong khí quyển khi ở một lớp nhất định, nhiệt độ thậm chí tăng theo độ cao. Các lớp này của khí quyển được gọi là các lớp đảo ngược. Nghịch đảo phát sinh từ nhiều lý do khác nhau. Một trong số đó là sự làm mát bề mặt bên dưới bằng bức xạ vào ban đêm hoặc vào mùa đông với bầu trời quang đãng. Đôi khi, trong trường hợp lặng gió hoặc gió nhẹ, các lớp không khí trên bề mặt cũng nguội đi và trở nên lạnh hơn các lớp bên trên. Kết quả là không khí ở trên cao ấm hơn ở phía dưới. Những nghịch chuyển như vậy được gọi là sự bức xạ. Đảo ngược bức xạ mạnh thường được quan sát thấy trên lớp phủ tuyết và đặc biệt là trong các lưu vực núi, và cả trong thời gian lặng gió. Các lớp đảo ngược mở rộng lên đến độ cao vài chục hoặc hàng trăm mét.

Sự nghịch chuyển cũng phát sinh do sự chuyển động (đối lưu) của không khí ấm lên bề mặt lạnh bên dưới. Đây là những cái gọi là nghịch đảo advective. Chiều cao của các đảo này là vài trăm mét.

Ngoài những nghịch đảo này, nghịch đảo trực diện và nghịch đảo nén được quan sát. Đảo ngược trực diện xảy ra khi khối khí ấm tràn vào khối khí lạnh hơn. Các nghịch đảo nén xảy ra khi không khí đi xuống từ tầng trên của bầu khí quyển. Đồng thời, không khí đi xuống đôi khi bị đốt nóng nhiều đến mức các lớp bên dưới của nó trở nên lạnh hơn.

Sự nghịch đảo nhiệt độ được quan sát thấy ở các độ cao khác nhau của tầng đối lưu, thường là ở độ cao khoảng 1 km. Độ dày của lớp đảo ngược có thể thay đổi từ vài chục đến vài trăm mét. Sự chênh lệch nhiệt độ trong quá trình nghịch đảo có thể lên tới 15-20 °.

Các lớp đảo ngược đóng một vai trò lớn trong thời tiết. Vì không khí trong lớp nghịch lưu ấm hơn lớp bên dưới nên không khí từ các lớp dưới không bay lên được. Do đó, các lớp đảo ngược làm chậm chuyển động thẳng đứng trong lớp không khí bên dưới. Khi bay dưới một lớp đảo ngược, thường quan sát thấy hiện tượng rung chuyển ("gập ghềnh"). Bên trên lớp đảo ngược, chuyến bay của máy bay thường diễn ra bình thường. Những đám mây được gọi là gợn sóng phát triển dưới các lớp đảo ngược.

Nhiệt độ không khí ảnh hưởng đến kỹ thuật lái và hoạt động của vật liệu. Ở nhiệt độ gần mặt đất dưới -20 °, dầu đóng băng, vì vậy nó phải được làm đầy ở trạng thái nóng. Trong chuyến bay, ở nhiệt độ thấp, nước trong hệ thống làm mát động cơ được làm mát mạnh mẽ. Ở nhiệt độ cao (trên + 30 °), động cơ có thể quá nóng. Nhiệt độ không khí cũng ảnh hưởng đến hoạt động của tổ máy bay. Ở nhiệt độ thấp, lên tới -56 ° trong tầng bình lưu, cần có đồng phục đặc biệt cho phi hành đoàn.

Nhiệt độ không khí rất quan trọng để dự báo thời tiết.

Việc đo nhiệt độ không khí trong quá trình bay trên máy bay được thực hiện bằng nhiệt kế điện gắn trên máy bay. Khi đo nhiệt độ không khí, cần lưu ý rằng do tốc độ cao của máy bay hiện đại, nhiệt kế cho sai số. Tốc độ cao của máy bay gây ra sự gia tăng nhiệt độ của chính nhiệt kế, do ma sát của bình chứa của nó với không khí và tác động của sự nóng lên do nén không khí. Độ nóng của ma sát tăng khi tốc độ bay của máy bay tăng và được biểu thị bằng các đại lượng sau:

Vận tốc tính bằng km / h …………. 100 200 Z00 400 500 600

Gia nhiệt do ma sát ……. 0 ° .34 1 ° .37 3 ° .1 5 ° .5 8 ° .6 12 °, b

Gia nhiệt do nén được biểu thị bằng các đại lượng sau:

Tốc độ tính bằng km / h …………. 100 200 300 400 500 600

Gia nhiệt bằng cách nén ……. 0 ° .39 1 ° .55 3 ° .5 5 ° .2 9 ° .7 14 ° .0

Các biến dạng trong số đọc của nhiệt kế lắp trên máy bay, khi bay trên mây, nhỏ hơn 30% so với các giá trị trên, do thực tế là một phần nhiệt xuất hiện trong quá trình ma sát và nén được chi cho sự bay hơi của nước ngưng tụ trong không khí ở dạng giọt.

Nhiệt độ không khí. Đơn vị đo, thay đổi nhiệt độ theo độ cao. Nghịch đảo, đẳng nhiệt, Các loại nghịch đảo, Quá trình đoạn nhiệt.

Nhiệt độ không khí là giá trị đặc trưng cho trạng thái nhiệt của nó. Nó được biểu thị bằng độ C (ºС trên thang độ C hoặc bằng Kelvin (K) trên thang tuyệt đối. Sự chuyển đổi từ nhiệt độ Kelvin sang nhiệt độ theo độ C được thực hiện theo công thức

t = T-273º

Lớp dưới của khí quyển (tầng đối lưu) được đặc trưng bởi sự giảm nhiệt độ theo chiều cao, lên tới 0,65ºС trên 100 m.

Sự thay đổi nhiệt độ với độ cao trên 100m được gọi là gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng. Biết nhiệt độ gần bề mặt trái đất và sử dụng giá trị của gradient thẳng đứng, có thể tính được nhiệt độ gần đúng ở bất kỳ độ cao nào (ví dụ, ở nhiệt độ gần bề mặt trái đất là + 20ºС ở độ cao 5000m, nhiệt độ sẽ bằng với:

20º- (0,65 * 50) \ u003d - 12..5.

Gradient thẳng đứng γ không phải là một giá trị cố định và phụ thuộc vào loại khối lượng không khí, thời gian trong ngày và mùa, bản chất của bề mặt bên dưới và các yếu tố khác. Khi nhiệt độ giảm theo độ cao thì γ  được coi là dương, nếu nhiệt độ không thay đổi theo độ cao thì γ = 0  các lớp được gọi là đẳng nhiệt. Các lớp khí quyển nơi nhiệt độ tăng theo chiều cao (γ< 0), называются sự nghịch đảo. Tùy thuộc vào độ lớn của gradient nhiệt độ theo phương thẳng đứng, trạng thái của khí quyển có thể ổn định, không ổn định, hoặc không khí khô (không bão hòa) hoặc không khí bão hòa.

Sự giảm nhiệt độ không khí khi nó tăng lên đoạn tuyệt, tức là không có sự trao đổi nhiệt của các phần tử không khí với môi trường. Nếu một hạt không khí tăng lên, thì thể tích của nó nở ra, trong khi nội năng của hạt giảm đi.

Khi hạt đi xuống, nó co lại và nội năng của nó tăng lên. Từ đó nó dẫn đến sự chuyển động lên của thể tích không khí, nhiệt độ của nó giảm xuống và với sự chuyển động xuống, nó sẽ tăng lên. Các quá trình này đóng một vai trò quan trọng trong sự hình thành và phát triển của các đám mây.

Gradient ngang là nhiệt độ được biểu thị bằng độ ở khoảng cách 100 km. Trong quá trình chuyển từ VM lạnh sang ấm và từ ấm sang lạnh, nhiệt độ có thể vượt quá 10º trên 100 km.

Các loại nghịch đảo.

Đảo ngược là các lớp trì hoãn, chúng làm giảm chuyển động thẳng đứng của không khí, dưới chúng có sự tích tụ hơi nước hoặc các phần tử rắn khác làm giảm tầm nhìn, hình thành sương mù và các dạng mây khác nhau. Các lớp đảo ngược cũng là các lớp giảm tốc cho các chuyển động của không khí theo phương ngang. Trong nhiều trường hợp, các lớp này là bề mặt chắn gió. Sự đảo ngược trong tầng đối lưu có thể được quan sát thấy gần bề mặt trái đất và ở độ cao lớn. Động tác nhiệt đới là một lớp đảo ngược mạnh mẽ.

Tùy thuộc vào nguyên nhân xảy ra, các loại nghịch chuyển sau được phân biệt:

1. Bức xạ - kết quả của việc làm mát lớp không khí trên bề mặt, thường là vào ban đêm.

2. Advective - khi không khí ấm di chuyển đến bề mặt lạnh bên dưới.

3. Nén hoặc lún - được hình thành ở các phần trung tâm của các chất chống đông không hoạt động.

Tầng đối lưu

Giới hạn trên của nó ở độ cao 8-10 km ở vùng cực, 10-12 km ở vùng ôn đới và 16-18 km ở vĩ độ nhiệt đới; vào mùa đông thấp hơn mùa hè. Lớp thấp hơn, chính của khí quyển chứa hơn 80% tổng khối lượng không khí và khoảng 90% hơi nước có trong khí quyển. Trong tầng đối lưu, nhiễu động và đối lưu rất phát triển, các đám mây xuất hiện, xoáy thuận và nghịch lưu phát triển. Nhiệt độ giảm theo độ cao với độ dốc thẳng đứng trung bình là 0,65 ° / 100 m

đương nhiệt đới

Lớp chuyển tiếp từ tầng đối lưu lên tầng bình lưu, lớp của khí quyển trong đó sự giảm nhiệt độ theo độ cao sẽ dừng lại.

Tầng bình lưu

Lớp khí quyển nằm ở độ cao từ 11 đến 50 km. Một sự thay đổi nhỏ về nhiệt độ trong lớp 11-25 km (lớp dưới của tầng bình lưu) và sự gia tăng của nó trong lớp 25-40 km từ −56,5 đến 0,8 ° C (lớp trên của tầng bình lưu hoặc vùng đảo ngược) là điển hình. Khi đạt đến giá trị khoảng 273 K (gần như 0 ° C) ở độ cao khoảng 40 km, nhiệt độ không đổi ở độ cao khoảng 55 km. Vùng nhiệt độ không đổi này được gọi là tầng tạm dừng và là ranh giới giữa tầng bình lưu và tầng trung lưu.

Tạm dừng

Lớp ranh giới của khí quyển giữa tầng bình lưu và tầng trung lưu. Có một mức tối đa trong phân bố nhiệt độ theo chiều dọc (khoảng 0 ° C).

Mesosphere

Tầng trung lưu bắt đầu ở độ cao 50 km và kéo dài đến 80-90 km. Nhiệt độ giảm theo độ cao với gradien thẳng đứng trung bình là (0,25-0,3) ° / 100 m .Quá trình năng lượng chính là truyền nhiệt bằng bức xạ. Các quá trình quang hóa phức tạp liên quan đến các gốc tự do, các phân tử bị kích thích dao động, v.v., gây ra hiện tượng phát quang khí quyển.

Mesopause

Lớp chuyển tiếp giữa trung quyển và nhiệt quyển. Có mức tối thiểu trong phân bố nhiệt độ theo chiều dọc (khoảng -90 ° C).

Dòng Karman

Độ cao trên mực nước biển, được coi là ranh giới giữa bầu khí quyển và không gian của Trái đất. Dòng Karmana nằm ở độ cao 100 km so với mực nước biển.

Ranh giới bầu khí quyển của Trái đất

Khí quyển

Giới hạn trên là khoảng 800 km. Nhiệt độ tăng lên đến độ cao 200-300 km, nơi nó đạt đến giá trị của bậc 1500 K, sau đó nó gần như không đổi ở độ cao lớn. Dưới tác động của bức xạ mặt trời tia cực tím và tia X và bức xạ vũ trụ, không khí bị ion hóa (“đèn cực”) - các vùng chính của tầng điện ly nằm bên trong khí quyển. Ở độ cao trên 300 km, oxy nguyên tử chiếm ưu thế. Giới hạn trên của khí quyển phần lớn được xác định bởi hoạt động hiện tại của Mặt trời. Trong thời gian ít hoạt động, có một sự sụt giảm đáng kể về kích thước của lớp này.

Nhiệt độ

Vùng của khí quyển phía trên nhiệt quyển. Trong vùng này, sự hấp thụ bức xạ mặt trời là không đáng kể và nhiệt độ thực tế không thay đổi theo độ cao.

Exosphere (hình cầu tán xạ)

Các lớp khí quyển lên đến độ cao 120 km

Exosphere - vùng tán xạ, phần ngoài của khí quyển, nằm trên 700 km. Khí trong ngoại quyển rất hiếm, và do đó các hạt của nó rò rỉ vào không gian liên hành tinh (tản nhiệt).

Lên đến độ cao 100 km, khí quyển là một hỗn hợp khí đồng nhất, được trộn đều. Ở các lớp cao hơn, sự phân bố của các chất khí theo chiều cao phụ thuộc vào khối lượng phân tử của chúng, nồng độ của các chất khí nặng hơn giảm nhanh hơn theo khoảng cách từ bề mặt Trái đất. Do mật độ khí giảm, nhiệt độ giảm từ 0 ° C trong tầng bình lưu xuống -110 ° C trong tầng trung lưu. Tuy nhiên, động năng của các hạt riêng lẻ ở độ cao 200–250 km tương ứng với nhiệt độ ~ 150 ° C. Trên 200 km, các dao động đáng kể về nhiệt độ và mật độ khí được quan sát thấy theo thời gian và không gian.

Ở độ cao khoảng 2000-3500 km, ngoại quyển dần dần đi vào cái gọi là chân không vũ trụ gần, nơi chứa đầy các hạt khí liên hành tinh rất hiếm, chủ yếu là các nguyên tử hydro. Nhưng khí này chỉ là một phần của vật chất liên hành tinh. Phần còn lại bao gồm các hạt giống như bụi có nguồn gốc sao chổi và thiên thạch. Ngoài các hạt giống như bụi cực kỳ hiếm, bức xạ điện từ và phân tử có nguồn gốc mặt trời và thiên hà thâm nhập vào không gian này.

Tầng đối lưu chiếm khoảng 80% khối lượng của khí quyển, tầng bình lưu chiếm khoảng 20%; khối lượng của trung quyển không quá 0,3%, của nhiệt quyển nhỏ hơn 0,05% tổng khối lượng của khí quyển. Dựa vào tính chất điện trong khí quyển, người ta phân biệt tầng trung tính và tầng điện ly. Hiện tại người ta tin rằng bầu khí quyển mở rộng đến độ cao 2000-3000 km.

Tùy thuộc vào thành phần của khí trong khí quyển, khí quyển và dị quyển được phân biệt. Dị quyển là một khu vực mà lực hấp dẫn có ảnh hưởng đến sự phân tách của các chất khí, vì sự trộn lẫn của chúng ở độ cao như vậy là không đáng kể. Do đó theo thành phần thay đổi của dị quyển. Bên dưới nó là một phần hỗn hợp, đồng nhất của khí quyển, được gọi là khí quyển. Ranh giới giữa các lớp này được gọi là động cơ phản lực và nằm ở độ cao khoảng 120 km.

Nhiệt độ thay đổi như thế nào theo độ cao? Bài viết này sẽ chứa thông tin sẽ có câu trả lời cho câu hỏi này và các câu hỏi tương tự.

Nhiệt độ không khí thay đổi như thế nào theo độ cao?

Khi lên cao, nhiệt độ không khí ở tầng đối lưu giảm đi 1 km - 6 ° C. Do đó, trên núi cao có tuyết

Khí quyển được chia thành 5 tầng chính: tầng đối lưu, tầng bình lưu, tầng thượng khí quyển. Đối với khí tượng nông nghiệp, sự thay đổi thường xuyên của nhiệt độ trong tầng đối lưu, đặc biệt là ở lớp bề mặt của nó, là mối quan tâm lớn nhất.

Gradient nhiệt độ thẳng đứng là gì?

Gradient nhiệt độ dọc- Đây là sự thay đổi nhiệt độ không khí ở độ cao cứ sau 100 m, gradient thẳng đứng phụ thuộc vào một số yếu tố, chẳng hạn như: thời gian trong năm (nhiệt độ thấp hơn vào mùa đông, cao hơn vào mùa hè); thời gian trong ngày (ban đêm lạnh hơn ban ngày), v.v ... Giá trị trung bình của gradient nhiệt độ là khoảng 0,6 ° C / 100 m.

Trong lớp bề mặt của khí quyển, độ dốc phụ thuộc vào thời tiết, thời gian trong ngày và bản chất của bề mặt bên dưới. Vào ban ngày, VGT hầu như luôn luôn tích cực, đặc biệt là vào mùa hè, trong thời tiết rõ ràng, nó cao gấp 10 lần so với thời tiết u ám. Vào buổi trưa của mùa hè, nhiệt độ không khí ở bề mặt đất có thể cao hơn 10-15 ° C so với nhiệt độ không khí ở độ cao 2 m, do đó, WGT ở lớp 2 mét này tính theo 100 m là nhiều hơn hơn 500 ° C / 100 m. Gió làm giảm VGT, vì khi không khí được trộn lẫn, nhiệt độ của nó ở các độ cao khác nhau được cân bằng. Mây và mưa làm giảm độ dốc nhiệt độ theo phương thẳng đứng. Với đất ẩm, WGT giảm mạnh trong lớp bề mặt của khí quyển. Trên đất trống (ruộng bỏ hoang), VGT lớn hơn so với cây trồng phát triển hoặc kiềm. Vào mùa đông, bên trên lớp tuyết phủ, VGT trong lớp bề mặt của khí quyển rất nhỏ và thường là âm.

Theo chiều cao, ảnh hưởng của bề mặt bên dưới và thời tiết lên VGT yếu đi và nó giảm so với giá trị của nó trong lớp không khí bề mặt. Trên 500 m, ảnh hưởng của sự thay đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí giảm dần. Ở độ cao từ 1,5 đến 5-6 km, VGT nằm trong khoảng 0,5-0,6 ° С / 100 m. Ở độ cao 6-9 km, gradient nhiệt độ tăng lên và lên tới 0,65-0,75 ° C / 100 m. Ở tầng đối lưu trên, VGT lại giảm xuống 0,5-0,2 ° C / 100m.

Dữ liệu về độ dốc nhiệt độ thẳng đứng trong các lớp khác nhau của khí quyển được sử dụng trong dự báo thời tiết, trong các dịch vụ khí tượng cho máy bay phản lực và phóng vệ tinh lên quỹ đạo, cũng như xác định các điều kiện thải và phân phối chất thải công nghiệp trong khí quyển. VGT âm trong lớp không khí bề mặt vào ban đêm vào mùa xuân và mùa thu cho thấy khả năng xuất hiện băng giá.

Vì vậy, chúng tôi hy vọng rằng trong bài viết này, bạn không chỉ tìm thấy những thông tin hữu ích, mà còn là câu trả lời cho câu hỏi "nhiệt độ không khí thay đổi như thế nào theo độ cao".