Как найти температуру воздуха над уровнем моря

Определение температуры воздуха в зависимости от высоты

Определение температуры воздуха в зависимости от высоты

Известно, что на высоте 750 метров над уровнем моря температура составляет +22 о С. Определите температуру воздуха на высоте:

а) 3500 метров над уровнем моря

б) 250 метров над уровнем моря

Нам известно, что при изменении высоты на 1000 метров (1 км) температура воздуха изменяется на 6 о С. Причём, при увеличении высоты температура воздуха понижается, а при уменьшении — повышается.

а) 1. Определим разницу высот: 3500 м -750 м = 2750 м = 2,75 км

2. Определим разницу температур воздуха: 2,75 км × 6 о С = 16,5 о С

3. Определим температуру воздуха на высоте 3500 м: 22 о С — 16,5 о С = 5,5 о С

Ответ: на высоте 3500 м температура воздуха составляет 5,5 о С.

б) 1. Определим разницу высот: 750 м -250 м = 500 м = 0,5 км

2. Определим разницу температур воздуха: 0,5 км × 6 о С = 3 о С

3. Определим температуру воздуха на высоте 250 м: 22 о С + 3 о С = 25 о С

Ответ: на высоте 250 м температура воздуха составляет 25 о С.

2. Определение атмосферного давления в зависимости от высоты

Известно, что на высоте 2205 метров над уровнем моря атмосферное давление составляет 550 мм ртутного столба. Определите атмосферное давление на высоте:

а) 3255 метров над уровнем моря

б) 0 метров над уровнем моря

Нам известно, что при изменении высоты на 10,5 метров атмосферное давление изменяется на 1 мм рт. ст. Причём, при увеличении высоты атмосферное давление понижается, а при уменьшении — повышается.

а) 1. Определим разницу высот: 3255 м — 2205 м = 1050 м

2. Определим разницу атмосферного давления: 1050 м : 10,5 м = 100 мм рт.ст.

3. Определим атмосферное давление на высоте 3255 м: 550 мм рт.ст. — 100 мм рт.ст. = 450 мм рт.ст.

Ответ: на высоте 3255 м атмосферное давление составляет 450 мм ртутного столба..

б) 1. Определим разницу высот: 2205 м — 0 м = 2205 м

2. Определим разницу атмосферного давления: 2205 м : 10,5 м = 210 мм рт. ст.

3. Определим атмосферное давление на высоте 0 м: 550 мм рт.ст. + 210 мм рт. ст. = 760 мм рт. ст.

Ответ: на высоте 0 м атмосферное давление составляет 760 мм ртутного столба.

Источник

Атмосферная температура — Atmospheric temperature

Атмосферная температура — это мера температуры на разных уровнях атмосферы Земли . Это зависит от многих факторов, в том числе от солнечной радиации , влажности и высоты над уровнем моря . При обсуждении температуры приземного воздуха следует отметить , что годовой диапазон температур атмосферы в любом географическом месте во многом зависит от типа биома , измеренного по климатической классификации Кеппена.

Содержание

Температура в зависимости от высоты

Температура сильно колеблется на разных высотах относительно поверхности Земли , и это изменение температуры характеризует четыре слоя, которые существуют в атмосфере. Эти слои включают: тропосферы , Стратосфера , мезосфере и термосфере .

Тропосфера — самый нижний из четырех слоев, простирающийся от поверхности Земли примерно до 11 км (7 миль) в атмосферу, где расположена тропопауза (граница между стратосферой тропосферы). Ширина тропосферы может варьироваться в зависимости от широты, например, тропосфера толще в тропиках (около 16 км или 10 миль), потому что тропики, как правило, теплее, и тоньше на полюсах (около 8 км или 5 миль), потому что полюса холоднее. Температура в атмосфере снижается с высотой в среднем на 6,5 ° C / км. Поскольку тропосфера испытывает самые высокие температуры ближе к поверхности Земли, происходит сильное вертикальное движение тепла и водяного пара, вызывающее турбулентность. Эта турбулентность в сочетании с наличием водяного пара является причиной того, что в тропосфере возникает погода.

За тропопаузой следует стратосфера. Этот слой простирается от тропопаузы до стратопаузы, которая расположена на высоте около 50 км (31 миль). Температура остается постоянной с высотой от тропопаузы до высоты 20 км (12,5 миль), после чего она начинает увеличиваться с высотой. Это явление называется инверсией, и именно из-за этой инверсии стратосфера не характеризуется как турбулентная. Стратосфера получает тепло от солнца и озонового слоя, который поглощает ультрафиолетовое излучение.

Следующий слой, называемый мезосферой, простирается от стратопаузы до мезопаузы и находится на высоте 85 км (53 мили). Температуры в мезоспере снижаются с высотой и фактически являются самыми холодными в атмосфере Земли. Это снижение температуры может быть связано с уменьшением радиации, получаемой от Солнца, после того, как большая часть ее уже поглощена термосферой.

Четвертый слой атмосферы известен как термосфера, которая простирается от мезопаузы до «верха» атмосферы столкновений. Некоторые из самых высоких температур могут быть обнаружены в термосфере из-за приема сильного ионизирующего излучения на уровне радиационного пояса Ван Аллена .

Диапазон температур

Изменение температуры от дневного максимума до прохладной ночи называется суточным колебанием температуры . Температурные диапазоны также могут быть основаны на периодах в месяц или год.

Размер диапазона температур приземной атмосферы зависит от нескольких факторов, таких как:

• Средняя температура
• Средняя влажность
• Режим ветров (интенсивность, продолжительность, вариация, температура и др.)
• Близость к крупным органам воды , такие , как море

На рисунке внизу слева показан пример ежемесячных температур, зарегистрированных в одном из таких мест, городе Кампинас , штат Сан-Паулу , Бразилия , который находится примерно в 60 км к северу от линии Козерога ( 22 градуса широты ). Средняя годовая температура составляет 22,4 градуса по Цельсию, от среднего минимума 12,2 градуса до максимума 29,9 градуса. Средний температурный диапазон — 11,4 градуса. Изменчивость в течение года невелика (стандартное отклонение 2,31 для максимального среднемесячного значения и 4,11 для минимального). На графике нетрудно увидеть еще одно типичное явление температурных диапазонов — их увеличение зимой (снижение средней температуры воздуха).

В Кампинасе, например, дневная температура в июле (самый прохладный месяц в году) может варьироваться от 10 до 24 градусов по Цельсию (диапазон от 14), а в январе — от 20 до 30 градусов по Цельсию (диапазон из 10).

Влияние широты, тропического климата, постоянного слабого ветра и расположения на берегу моря показывает меньшие диапазоны средних температур, меньшие колебания температуры и более высокие средние температуры (второй график, сделанный для того же периода, что и Кампинас, в Аракажу , столице штат Сержипи , также в Бразилии, на широте 10 градусов, ближе к экватору ). Средняя максимальная годовая температура составляет 28,7 градуса Цельсия, а средняя минимальная — 21,9 градуса. Средний температурный диапазон составляет всего 5,7 градуса. Колебания температуры в течение года в Аракажу очень невысоки (стандартное отклонение 1,93 для максимальной температуры и 2,72 для минимальной температуры).

Значимость

Местоположение, которое сочетает в себе среднюю температуру 19 градусов Цельсия, среднюю влажность 60% и диапазон температур около 10 градусов Цельсия вокруг средней температуры (годовой перепад температуры), считается идеальным с точки зрения комфорта для человека. Большинство мест с этими характеристиками расположены на переходном этапе между умеренным и тропическим климатом, примерно в тропиках , особенно в Южном полушарии ( тропик Козерога ).

Повышенная минимальная температура

Минимальная температура в спокойные ясные ночи наблюдается не на земле, а на высоте нескольких десятков сантиметров над землей. Самый низкий температурный слой называется слоем Рамдаса в честь Л.А. Рамдаса , который впервые сообщил об этом явлении в 1932 году на основе наблюдений на экранах разной высоты в шести метеорологических центрах по всей Индии. Явление объясняется взаимодействием эффектов теплового излучения с атмосферными аэрозолями и конвекционным переносом вблизи земли.

Глобальная температура

Концепция глобальной температуры обычно используется в климатологии и обозначает среднюю температуру Земли, основанную на наземных, приповерхностных или тропосферных измерениях. Эти записи и измерения температуры обычно получают с помощью спутниковых или наземных инструментальных измерений температуры , а затем обычно компилируют с использованием базы данных или компьютерной модели . Долгосрочные глобальные температуры в палеоклимате определяются с использованием косвенных данных .

Источник

Температура воздуха на высотах

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

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

Температура и влажность воздуха в тропосфере. Тропосфера является наиболее интересной сферой, поскольку здесь формируются породообразующие процессы. В тропосфере, как уже указывалось в главе I , температура воздуха с высотой понижается в среднем на 6° при поднятии на каждый километр, или на 0,6° на 100 м. Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив. Он зависит от сезонов года, времени суток, характера атмосферных процессов, а в нижних слоях тропосферы — главным образом от температуры подстилающей поверхности.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Источник