v prírodopise v 5
nápravnovýchovná trieda
Zmena teploty vzduchu z výšky
Vyvinuté
učiteľka Šuvalová O.T.
Účel lekcie:
Formovať poznatky o meraní teploty vzduchu s výškou, oboznamovať sa s procesom tvorby oblačnosti, typmi zrážok.
Počas vyučovania
Mať učebnicu pracovný zošit, denník, perá.
2. Kontrola vedomostí žiakov
Študujeme tému: vzduch
Skôr ako sa pustíme do štúdia nového materiálu, pripomeňme si preberanú látku, čo vieme o vzduchu?
Frontálny prieskum
Zloženie vzduchu
Odkiaľ pochádzajú tieto plyny vo vzduchu, dusík, kyslík, oxid uhličitý, nečistoty.
Vlastnosť vzduchu: zaberá priestor, stlačiteľnosť, elasticita.
Hmotnosť vzduchu?
Atmosférický tlak, jeho zmena s nadmorskou výškou.
Ohrev vzduchu.
3. Učenie sa nového materiálu
Vieme, že ohriaty vzduch stúpa hore. A čo sa deje s ohriatym vzduchom ďalej, vieme?
Myslíte si, že teplota vzduchu bude klesať s nadmorskou výškou?
Téma lekcie: zmena teploty vzduchu s výškou.
Účel lekcie: zistiť, ako sa mení teplota vzduchu s výškou a aké sú výsledky týchto zmien.
Úryvok z knihy švédskeho spisovateľa "Nilsova nádherná cesta s divými husami" o jednookom trolovi, ktorý sa rozhodol "Postavím dom bližšie k slnku - nech ma hreje." A troll sa pustil do práce. Všade zbieral kamene a ukladal ich na seba. Čoskoro sa hora ich kameňov zdvihla takmer k oblakom.
Teraz už stačí! - povedal troll. Teraz si postavím dom na vrchole tejto hory. Budem bývať hneď vedľa slnka. Nezamrznem na slnku! A troll vyšiel na horu. Čo to len je? Čím vyššie, tým je chladnejšie. Dostal sa na vrchol.
„Nuž – myslí si – odtiaľto k slnku čo by kameňom dohodil!“. A pri veľkom chlade zub nepadne na zub. Tento troll bol tvrdohlavý: ak sa mu to už ponorí do hlavy, nič ho nevyradí. Rozhodol som sa postaviť dom na hore a postavil som ho. Slnko sa zdá byť blízko, no chlad predsa len preniká až do kostí. Takže tento hlúpy troll zamrzol.
Vysvetlite, prečo tvrdohlavý troll zamrzol.
Záver: čím bližšie k zemského povrchu vzduch, tým je teplejší a s nadmorskou výškou chladnejší.
Pri výstupe do výšky 1500m stúpne teplota vzduchu o 8 stupňov. Preto je mimo lietadla vo výške 1000 m teplota vzduchu 25 stupňov a na povrchu zeme súčasne teplomer ukazuje 27 stupňov.
o čo tu ide?
Spodné vrstvy vzduchu sa zahrievajú, rozťahujú, znižujú svoju hustotu a stúpajúc prenášajú teplo do horných vrstiev atmosféry. To znamená, že teplo prichádzajúce z povrchu Zeme sa zle uchováva. Preto cez palubu nie je teplejšie, ale chladnejšie, a preto tvrdohlavý troll zamrzol.
Ukážka karty: hory sú nízke a vysoké.
Aké rozdiely vidíš?
Prečo sú vrcholky vysokých hôr pokryté snehom, no na úpätí hôr nie je? Výskyt ľadovcov a večných snehov na vrcholkoch hôr súvisí so zmenou teploty vzduchu s výškou, klíma sa stáva tvrdšou, a preto zeleninový svet. Na samom vrchole, v blízkosti vysokých štítov hôr, sa rozprestiera ríša chladu, snehu a ľadu. Vrcholy hôr a v trópoch sú pokryté večným snehom. Hranice večného snehu v horách sa nazývajú snehová čiara.
Ukážka tabuľky: hory.
Pozrite sa na kartu s obrázkom rôznych hôr. Je výška snehovej hranice všade rovnaká? S čím to súvisí? Výška snežnej čiary je rôzna. V severných oblastiach je nižšia av južných oblastiach vyššia. Táto čiara nie je nakreslená na hore. Ako môžeme definovať pojem "snehová čiara".
Hranica snehu je hranica, nad ktorou sa sneh neroztopí ani v lete. Pod hranicou sneženia sa nachádza pásmo charakterizované riedkou vegetáciou, potom dochádza k pravidelnej zmene zloženia vegetácie, keď sa blíži k úpätiu pohoria.
Čo vidíme na oblohe každý deň?
Prečo sa na oblohe tvoria mraky?
Ako ohriaty vzduch stúpa nahor, unáša okom neviditeľnú vodnú paru do vyššej vrstvy atmosféry. Keď sa vzduch vzďaľuje od zemského povrchu, teplota vzduchu klesá, vodná para v ňom ochladzuje a tvoria sa drobné kvapôčky vody. Ich nahromadenie vedie k vytvoreniu oblaku.
TYPY OBLAKOV:
Cirrus
vrstvené
Kumulus
Ukážka karty s typmi oblakov.
Cirrusové oblaky sú najvyššie a najtenšie. Plávajú veľmi vysoko nad zemou, kde je vždy zima. Sú to krásne a studené oblaky. Presvitá cez ne modrá obloha. Vyzerajú ako dlhé perie báječných vtákov. Preto sa nazývajú cirry.
Stratusové oblaky sú pevné, svetlosivé. Zakrývajú oblohu monotónnym sivým závojom. Takéto mraky prinášajú zlé počasie: sneh, mrholenie niekoľko dní.
Dažďové kumuly - veľké a tmavé, rútia sa jedna za druhou ako o preteky. Niekedy ich vietor znáša tak nízko, že sa zdá, že sa oblaky dotýkajú striech.
Vzácne kupovité oblaky sú najkrajšie. Pripomínajú hory s oslnivo bielymi štítmi. A je zaujímavé ich sledovať. Po oblohe sa preháňajú veselé kupovité oblaky, ktoré sa neustále menia. Vyzerajú buď ako zvieratá, alebo ako ľudia, alebo ako nejaké báječné stvorenia.
Predvedenie karty rôzne druhy mraky.
Aké oblaky sú zobrazené na obrázkoch?
Za určitých podmienok atmosférického vzduchu z mrakov padajú zrážky.
Aké zrážky poznáte?
Dážď, sneh, krúpy, rosa a iné.
Najmenšie kvapôčky vody, ktoré tvoria oblaky, sa navzájom spájajú, postupne sa zväčšujú, sťažujú a padajú na zem. V lete prší, sneh v zime.
Z čoho sa skladá sneh?
Sneh pozostáva z ľadových kryštálikov rôznych tvarov – snehové vločky, väčšinou šesťcípe hviezdy, vypadávajú z oblakov, keď je teplota vzduchu pod nulou stupňov.
Často v teplý čas Pri búrke padajú krúpy - atmosférické zrážky vo forme kúskov ľadu, najčastejšie nepravidelného tvaru.
Ako vzniká krupobitie v atmosfére?
Kvapky vody padajúce do veľkej výšky zamŕzajú, rastú na nich ľadové kryštáliky. Pri páde sa zrážajú s kvapkami podchladenej vody a zväčšujú sa. Krupobitie je schopné spôsobiť veľké škody. Vyklepáva úrodu, odhaľuje lesy, rúbe lístie, ničí vtáky.
4.Celková lekcia.
Čo nové ste sa naučili v lekcii o vzduchu?
1. Znižujte teplotu vzduchu s výškou.
2. Snehová čiara.
3. Druhy zrážok.
5. Domáce úlohy.
Naučte sa poznámky v notebooku. Pozorovanie oblakov s ich náčrtom v zošite.
6. Konsolidácia minulosti.
Samostatná práca s textom. Doplňte medzery v texte pomocou slov pre referenciu.
V prvých častiach sme sa vo všeobecnosti zoznámili so štruktúrou atmosféry pozdĺž vertikály a so zmenami teploty s výškou.
Tu uvažujeme o niektorých zaujímavé funkcie teplotný režim v troposfére a v nadložných sférach.
Teplota a vlhkosť v troposfére. Troposféra je najviac zaujímavá oblasť, keďže tu vznikajú horninotvorné procesy. V troposfére, ako už bolo spomenuté v kapitole ja, teplota vzduchu klesá s výškou v priemere o 6° na kilometer stúpania, resp. o 0,6° na 100° m. Táto hodnota vertikálneho teplotného gradientu sa pozoruje najčastejšie a je definovaná ako priemer z mnohých meraní. V skutočnosti vertikálny teplotný gradient v miernych zemepisných šírkach Zem je premenlivá. Závisí to od ročných období, dennej doby, charakteru atmosférických procesov a v nižších vrstvách troposféry najmä od teploty podkladového povrchu.
V teplom období, keď je vrstva vzduchu susediaca s povrchom zeme dostatočne zahriata, je charakteristický pokles teploty s výškou. Pri silnom zahriatí povrchovej vrstvy vzduchu presahuje hodnota vertikálneho teplotného gradientu aj 1 ° na každých 100 m pozdvihnutie.
V zime, pri silnom ochladzovaní povrchu zeme a povrchovej vrstvy vzduchu, sa namiesto znižovania pozoruje zvyšovanie teploty s výškou, t.j. dochádza k teplotnej inverzii. Najsilnejšie a najmohutnejšie inverzie sú pozorované na Sibíri, najmä v Jakutsku v zime, kde prevláda jasné a pokojné počasie, ktoré prispieva k radiácii a následnému ochladzovaniu povrchovej vzduchovej vrstvy. Veľmi často sa tu teplotná inverzia rozprestiera do výšky 2-3 km, a rozdiel medzi teplotou vzduchu pri zemskom povrchu a Horná hranica inverzia je často 20-25°. Inverzie sú charakteristické aj pre centrálne oblasti Antarktídy. V zime sú v Európe, najmä v jej východnej časti, Kanade a iných oblastiach. Veľkosť zmeny teploty s výškou (vertikálny teplotný gradient) do značnej miery určuje poveternostné podmienky a typy pohybu vzduchu vo vertikálnom smere.
Stabilná a nestabilná atmosféra. Vzduch v troposfére sa ohrieva spodným povrchom. Teplota vzduchu sa mení s výškou a s atmosferický tlak. Keď k tomu dôjde bez výmeny tepla s okolím, potom sa takýto proces nazýva adiabatický. Stúpajúci vzduch funguje na úkor vnútornej energie, ktorá sa vynakladá na prekonanie vonkajšieho odporu. Preto, keď stúpa, vzduch sa ochladzuje, a keď klesá, ohrieva sa.
Adiabatické zmeny teploty nastávajú podľa suchý adiabatický A mokré adiabatické zákony. Podľa toho sa rozlišujú aj vertikálne gradienty zmeny teploty s výškou. Suchý adiabatický gradient je zmena teploty suchého alebo vlhkého nenasýteného vzduchu za každých 100 m zvýšiť a znížiť o 1 °, ale mokrý adiabatický gradient je pokles teploty vlhkého nasýteného vzduchu o každých 100 m elevácia menšia ako 1°.
Keď suchý alebo nenasýtený vzduch stúpa alebo klesá, jeho teplota sa mení podľa suchého adiabatického zákona, t.j. klesá alebo stúpa o 1 ° každých 100 m. Táto hodnota sa nemení, kým vzduch pri stúpaní nedosiahne stav nasýtenia, t.j. úroveň kondenzácie vodná para. Nad touto úrovňou sa vplyvom kondenzácie začína uvoľňovať latentné teplo vyparovania, ktoré sa využíva na ohrev vzduchu. Toto dodatočné teplo znižuje množstvo ochladzovania vzduchu, keď stúpa. K ďalšiemu zvýšeniu nasýteného vzduchu dochádza už podľa vlhkého adiabatického zákona a jeho teplota neklesá o 1 ° na 100 m, ale menej. Keďže vlhkosť vzduchu závisí od jeho teploty, čím vyššia je teplota vzduchu, tým viac tepla sa pri kondenzácii uvoľňuje a čím nižšia je teplota, tým menej tepla. Preto je vlhký adiabatický gradient v teplom vzduchu menší ako v studenom vzduchu. Napríklad pri teplote stúpajúceho nasýteného vzduchu v blízkosti zemského povrchu +20° je vlhký adiabatický gradient v dolnej troposfére 0,33-0,43° na 100 m a pri teplote mínus 20° sa jeho hodnoty pohybujú od 0,78° až 0,87° na 100m.
Mokrý adiabatický gradient závisí aj od tlaku vzduchu: čím nižší je tlak vzduchu, tým menší je mokrý adiabatický gradient pri rovnakej počiatočnej teplote. Je to spôsobené tým, že pri nízkom tlaku je aj hustota vzduchu menšia, preto sa uvoľnené kondenzačné teplo využíva na ohrev menšieho množstva vzduchu.
Tabuľka 15 ukazuje priemerné hodnoty mokrého adiabatického gradientu pri rozdielna teplota a hodnoty
tlak 1000, 750 a 500 mb,čo približne zodpovedá povrchu zeme a výškam 2,5-5,5km.
V teplom období je vertikálny teplotný gradient v priemere 0,6-0,7° na 100 m pozdvihnutie. Pri znalosti teploty na povrchu zeme je možné vypočítať približné hodnoty teploty v rôznych výškach. Ak je napríklad teplota vzduchu na zemskom povrchu 28°, potom za predpokladu, že vertikálny teplotný gradient je v priemere 0,7° na 100 m alebo 7° na kilometer, to dostaneme vo výške 4 km teplota je 0°. Teplotný gradient v zime v stredných zemepisných šírkach nad pevninou zriedka prekračuje 0,4-0,5 ° na 100 m:Časté sú prípady, keď sa v oddelených vrstvách vzduchu teplota s výškou takmer nemení, t.j. dochádza k izotermii.
Podľa veľkosti vertikálneho teplotného gradientu vzduchu možno posúdiť povahu rovnováhy atmosféry - stabilnú alebo nestabilnú.
o stabilná rovnováha atmosférické masy vzduchu nemajú tendenciu sa pohybovať vertikálne. V tomto prípade, ak sa určitý objem vzduchu posunie nahor, vráti sa do pôvodnej polohy.
Stabilná rovnováha nastáva, keď je vertikálny teplotný gradient nenasýteného vzduchu menší ako suchý adiabatický gradient a vertikálny teplotný gradient nasýteného vzduchu je menší ako vlhký adiabatický. Ak sa za tejto podmienky malý objem nenasýteného vzduchu zdvihne vonkajším vplyvom do určitej výšky, potom hneď ako sa akcia zastaví vonkajšia sila, tento objem vzduchu sa vráti do svojej predchádzajúcej polohy. Stáva sa to preto, že zvýšený objem vzduchu, ktorý vynaložil vnútornú energiu na svoju expanziu, sa ochladil o 1 ° na každých 100 m(podľa suchého adiabatického zákona). Ale keďže vertikálny teplotný gradient okolitého vzduchu bol menší ako suchý adiabatický, ukázalo sa, že objem vzduchu zdvihnutý v danej výške mal nižšiu teplotu ako okolitý vzduch. Keďže má väčšiu hustotu ako okolitý vzduch, musí klesať, kým nedosiahne svoj pôvodný stav. Ukážme si to na príklade.
Predpokladajme, že teplota vzduchu v blízkosti zemského povrchu je 20° a vertikálny teplotný gradient v uvažovanej vrstve je 0,7° na 100° m. Pri tejto hodnote gradientu je teplota vzduchu vo výške 2 km sa bude rovnať 6° (obr. 19, ale). Vplyvom vonkajšej sily sa objem nenasýteného alebo suchého vzduchu zdvihnutý od zemského povrchu do tejto výšky, ochladením podľa suchého adiabatického zákona, teda o 1 ° na 100 m, ochladí o 20 ° a zvýši teplotu rovná 0 °. Tento objem vzduchu bude o 6° chladnejší ako okolitý vzduch, a teda aj ťažší vďaka svojej väčšej hustote. Takže začína
zostúpiť, snažiac sa dosiahnuť počiatočnú úroveň, t.j. povrch zeme.
Podobný výsledok sa získa v prípade stúpajúceho nasýteného vzduchu, ak je vertikálny teplotný gradient životné prostredie menej mokré adiabatické. Preto pri stabilnom stave atmosféry v homogénnej mase vzduchu nedochádza k rýchlej tvorbe oblakov cumulus a cumulonimbus.
Najstabilnejší stav atmosféry je pozorovaný pri malých hodnotách vertikálneho teplotného gradientu a najmä pri inverziách, keďže v tomto prípade sa teplejší a ľahší vzduch nachádza nad spodným studeným, a teda ťažkým vzduchom.
o nestabilná rovnováha atmosféry objem vzduchu zdvihnutý zo zemského povrchu sa nevracia do pôvodnej polohy, ale zachováva si svoj pohyb smerom nahor na úroveň, pri ktorej sa vyrovnávajú teploty stúpajúceho a okolitého vzduchu. Nestabilný stav atmosféry je charakterizovaný veľkými vertikálnymi teplotnými gradientmi, čo je spôsobené zahrievaním spodných vrstiev vzduchu. Zároveň sa dole oteplené vzduchové hmoty, ako ľahšie, rútia nahor.
Predpokladajme napríklad, že nenasýtený vzduch v spodných vrstvách do výšky 2 km stratifikovaný nestabilný, teda jeho teplota
klesá s nadmorskou výškou o 1,2° na každých 100 m, a vyššie, vzduch po nasýtení má stabilnú stratifikáciu, t.j. jeho teplota klesá už o 0,6 ° na každých 100 m zdvihy (obr. 19, b). V takomto prostredí začne objem suchého nenasýteného vzduchu stúpať podľa suchého adiabatického zákona, t.j. ochladí sa o 1 ° na 100 m. Potom, ak je jeho teplota v blízkosti zemského povrchu 20 °, potom vo výške 1 km bude 10°, kým okolitá teplota je 8°. Tým, že je o 2° teplejší, a teda ľahší, tento objem bude stúpať vyššie. Vo výške 2 km bude už o 4° teplejšie ako okolie, keďže jeho teplota dosiahne 0° a teplota okolia je -4°. Keď bude uvažovaný objem vzduchu opäť ľahší, bude pokračovať vo svojom stúpaní do výšky 3 km, kde sa jeho teplota rovná teplote okolia (-10 °). Potom sa voľný nárast prideleného objemu vzduchu zastaví.
Na určenie stavu atmosféry sa používajú aerologické mapy. Ide o diagramy s pravouhlými súradnicovými osami, pozdĺž ktorých sú zakreslené charakteristiky stavu vzduchu. Rodiny sú zakreslené na horných vzdušných diagramoch suché A mokré adiabaty, teda krivky graficky znázorňujúce zmenu stavu vzduchu počas suchých adiabatických a mokrých adiabatických procesov.
Obrázok 20 ukazuje takýto diagram. Tu sú izobary zobrazené vertikálne, izotermy (čiary rovnakého tlaku vzduchu) horizontálne, naklonené plné čiary sú suché adiabaty, naklonené prerušované čiary sú mokré adiabaty, bodkované čiary sú špecifická vlhkosť. Vyššie uvedený diagram ukazuje krivky zmien teploty vzduchu s výškou dvoch bodov v rovnakom období pozorovania - 15:00 3. mája 1965. Vľavo - teplotná krivka podľa údajov rádiosondy vypustenej v Leningrade, dňa vpravo - v Taškente. Z tvaru ľavej krivky zmeny teploty s výškou vyplýva, že vzduch v Leningrade je stabilný. V tomto prípade až do izobarického povrchu 500 mb vertikálny teplotný gradient je v priemere 0,55° na 100 m. V dvoch malých vrstvách (na povrchoch 900 a 700 mb) bola zaznamenaná izoterma. To naznačuje, že nad Leningradom vo výškach 1,5-4,5 km Nachádza atmosférický predok, ktorá oddeľuje masy studeného vzduchu v dolnom jeden a pol kilometri od vyššie uvedeného termálneho vzduchu. Výška hladiny kondenzácie, určená polohou teplotnej krivky vzhľadom na mokrý adiabat, je asi 1 km(900 mb).
V Taškente mal vzduch nestabilnú stratifikáciu. Do výšky 4 km vertikálny teplotný gradient bol blízky adiabatickému, t.j. pre každých 100 m stúpa, teplota klesla o 1 ° a vyššia až o 12 km- viac adiabatický. Vzhľadom na suchosť vzduchu k tvorbe oblačnosti nedošlo.
Nad Leningradom sa prechod do stratosféry uskutočnil vo výške 9 km(300 mb), a nad Taškentom je oveľa vyššia - asi 12 km(200 MB).
Pri stabilnom stave atmosféry a dostatočnej vlhkosti sa môžu vytvárať stratusové oblaky a hmly a pri nestabilnom stave a vysokej vlhkosti atmosféry tepelná konvekcia,čo vedie k tvorbe oblakov cumulus a cumulonimbus. Stav nestability je spojený s tvorbou prehánok, búrok, krupobití, malých víchric, víchrice a pod. Takzvanú hrboľatosť lietadla, teda vrhanie lietadla počas letu, spôsobuje aj nestabilný stav atmosféry.
V lete je nestabilita atmosféry bežná v popoludňajších hodinách, keď sa zohrievajú vrstvy vzduchu v blízkosti zemského povrchu. Preto silné dažde, prehánky a podobne nebezpečné javy počasie je častejšie pozorované v popoludňajších hodinách, keď vznikajú silné vertikálne prúdy v dôsledku narušenia nestability - vzostupne A zostupne pohyb vzduchu. Z tohto dôvodu lietadlá lietajú cez deň vo výške 2-5 km nad povrchom zeme viac podliehajú „vŕzganiu“ ako pri nočnom lete, kedy sa vplyvom ochladzovania povrchovej vrstvy vzduchu zvyšuje jeho stabilita.
Vlhkosť tiež klesá s nadmorskou výškou. Takmer polovica všetkej vlhkosti je sústredená v prvom a pol kilometri atmosféry a prvých päť kilometrov obsahuje takmer 9/10 všetkej vodnej pary.
Na ilustráciu dennodenne pozorovanej povahy zmeny teploty s výškou v troposfére a nižšej stratosfére v rôznych oblastiach Zeme, Obrázok 21 ukazuje tri stratifikačné krivky až do výšky 22-25 km. Tieto krivky boli vytvorené z pozorovaní rádiosondami o 15:00: dve v januári - Olekminsk (Jakutsko) a Leningrad a tretia v júli - Takhta-Bazar ( strednej Ázie). Prvá krivka (Olekminsk) je charakterizovaná prítomnosťou povrchovej inverzie, charakterizovanej zvýšením teploty z -48° pri zemskom povrchu na -25° vo výške asi 1. km. Počas tohto obdobia bola tropopauza nad Olekminskom vo výške 9 km(teplota -62°). V stratosfére bol pozorovaný nárast teploty s výškou, ktorej hodnota je na úrovni 22 km priblížili k -50°. Druhá krivka, predstavujúca zmenu teploty s výškou v Leningrade, naznačuje prítomnosť malej povrchovej inverzie, následne izotermy vo veľkej vrstve a poklesu teploty v stratosfére. Na úrovni 25 km teplota je -75°. Tretia krivka (Takhta-Bazar) je veľmi odlišná od severného bodu - Olekminska. Teplota na zemskom povrchu je nad 30°. Tropauza je v 16 km, a nad 18 km s nadmorskou výškou stúpa teplota, čo je obvyklé pre južné leto.
- Zdroj-
Pogosyan, Kh.P. Atmosféra Zeme / Kh.P. Poghosyan [a d.b.]. - M .: Školstvo, 1970. - 318 s.
Zobrazenia príspevku: 6 604
V auguste sme oddychovali na Kaukaze s mojou spolužiačkou Natellou. Pohostili nás výbornou grilovačkou a domácim vínkom. Najviac si však pamätám výlet do hôr. Dole bolo veľmi teplo, no hore bola len zima. Rozmýšľal som, prečo s nadmorskou výškou klesá teplota. Pri výstupe na Elbrus to bolo veľmi citeľné.
Keď sme stúpali horskou cestou, sprievodca Zurab nám vysvetlil dôvody poklesu teploty vzduchu s výškou.
Vzduch v atmosfére našej planéty je v gravitačnom poli. Preto sa jeho molekuly neustále miešajú. Pri pohybe nahor sa molekuly rozťahujú a teplota klesá, pri pohybe nadol naopak stúpa.
Vidno to, keď sa lietadlo zdvihne do výšky a v kabíne sa okamžite ochladí. Dodnes si pamätám svoj prvý let na Krym. Pamätám si to práve kvôli tomuto rozdielu teplôt dole a vo výške. Zdalo sa mi, že sme len viseli v chladnom vzduchu a dole bola mapa oblasti.
Teplota vzduchu závisí od teploty zemského povrchu. Vzduch sa ohrieva od Zeme ohriatej slnkom.
Každý vie, že v horách je zima a ťažko sa dýcha. Sám som to zažil na túre na Elbrus.
Takéto javy majú niekoľko dôvodov.
Bundy boli veľmi užitočné. Na horách aj napriek mesiacu august bola zima. Na úpätí hory boli zelené lúky a na vrchole bol sneh. Miestni pastieri a ovce sa oddávna prispôsobili životu v horách. Netrápia sa studená teplota, a ich obratnosť pohybu po horských cestičkách im možno len závidieť.
Náš výlet na Kaukaz bol teda aj poučný. Skvele sme si oddýchli a osobná skúsenosť Zistite, ako teplota klesá s nadmorskou výškou.
V troposfére teplota vzduchu klesá s výškou, ako je uvedené, v priemere o 0,6 ° C na každých 100 m nadmorskej výšky. V povrchovej vrstve však môže byť rozloženie teploty odlišné: môže klesať alebo stúpať a zostať konštantná teplota s výškou udáva vertikálny teplotný gradient (VGT):
VGT = (/ „ - /B)/(ZB -
kde /n - /v - teplotný rozdiel na spodnej a hornej úrovni, ° С; ZB - ZH- výškový rozdiel, m Zvyčajne sa VGT počíta na 100 m výšky.
V povrchovej vrstve atmosféry môže byť VGT 1000-krát vyššia ako priemer pre troposféru
Hodnota VGT v povrchovej vrstve závisí od poveternostné podmienky(pri jasnom počasí je viac ako pri oblačnosti), ročné obdobie (viac v lete ako v zime) a dennú dobu (viac cez deň ako v noci). Vietor znižuje VGT, keďže pri miešaní vzduchu sa jeho teplota vyrovnáva v rôznych výškach. Nad vlhkou pôdou WGT prudko klesá v povrchovej vrstve a nad holou pôdou (úhor) je WGT väčšia ako nad hustými plodinami alebo lúkami. Je to spôsobené rozdielmi v teplotnom režime týchto povrchov (pozri kap. 3).
V dôsledku určitej kombinácie týchto faktorov môže byť VGT pri povrchu vo výške 100 m viac ako 100 ° C / 100 m V takýchto prípadoch dochádza k tepelnej konvekcii.
Zmena teploty vzduchu s nadmorskou výškou určuje znamienko UGT: ak UGT > 0, potom teplota klesá so vzdialenosťou od aktívneho povrchu, čo sa zvyčajne deje počas dňa av lete (obr. 4.4); ak VGT = 0, potom sa teplota nemení s výškou; ak VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.
Podľa podmienok vzniku inverzií v povrchovej vrstve atmosféry sa delia na radiačné a advektívne.
1. Pri radiačnom ochladzovaní zemského povrchu dochádza k radiačným inverziám. Takéto inverzie počas teplého obdobia roka sa tvoria v noci a v zime sú pozorované aj cez deň. Preto sa radiačné inverzie delia na nočné (letné) a zimné.
Nočné inverzie sú nastavené za jasného pokojného počasia po prechode radiačnej bilancie cez 0 na 1,0...1,5 hodiny pred západom slnka. Počas noci zosilnejú a svoj maximálny výkon dosahujú pred východom slnka. Po východe slnka sa aktívny povrch a vzduch ohrieva, čo inverziu ničí. Výška inverznej vrstvy je najčastejšie niekoľko desiatok metrov, ale za určitých podmienok (napríklad v uzavretých dolinách obklopených výraznými prevýšeniami) môže dosiahnuť 200 m a viac. Tomu napomáha prúdenie ochladeného vzduchu zo svahov do údolia. Oblačnosť inverziu oslabuje a rýchlosť vetra nad 2,5...3,0 m/s ju ničí. Pod klenbou hustých porastov, plodín, ale aj lesov v lete pozorujeme inverzie aj cez deň.
Inverzie nočného žiarenia na jar a na jeseň, miestami aj v lete, môžu spôsobiť pokles povrchových teplôt pôdy a vzduchu do záporných hodnôt (zamŕzanie), čo spôsobuje škody na mnohých kultúrnych rastlinách.
Zimné inverzie sa vyskytujú za jasného a pokojného počasia krátky deň keď sa ochladzovanie aktívneho povrchu každým dňom neustále zvyšuje; môžu pretrvávať niekoľko týždňov, cez deň trochu zoslabnú a v noci sa opäť zvýšia.
Radiačné inverzie sú zosilnené najmä pri prudko nehomogénnom teréne. Chladiaci vzduch prúdi dolu do priehlbín a nádrží, kde oslabené turbulentné miešanie prispieva k jeho ďalšiemu ochladzovaniu. Radiačné inverzie spojené s vlastnosťami terénu sa zvyčajne nazývajú orografické.
2. Advektívne inverzie vznikajú pri advekcii (pohybe) teplého vzduchu na studený podkladový povrch, ktorý ochladzuje vrstvy postupujúceho vzduchu priľahlé k nemu. K týmto inverziám patria aj snehové inverzie. Vznikajú pri advekcii vzduchu s teplotou nad 0 °C na povrch pokrytý snehom. Pokles teploty v najnižšej vrstve je v tomto prípade spojený s nákladmi na teplo na topenie snehu.
UKAZOVATELE TEPLOTNÉHO REŽIMU V TEJTO OBLASTI A POTREBY RASTLÍN NA TEPLO
Pri posudzovaní teplotného režimu veľkého územia alebo samostatného bodu sa teplotné charakteristiky používajú za rok alebo za jednotlivé obdobia (vegetačné obdobie, ročné obdobie, mesiac, desaťročie a deň). Hlavné z týchto ukazovateľov sú nasledovné.
Priemerná denná teplota je aritmetický priemer teplôt nameraných počas všetkých období pozorovania. Na meteorologických staniciach Ruská federácia teplota vzduchu sa meria osemkrát denne. Sčítaním výsledkov týchto meraní a delením súčtu číslom 8 sa získa priemerná denná teplota vzduchu.
Priemerná mesačná teplota je aritmetický priemer priemerných denných teplôt za celý deň v mesiaci.
Priemerná ročná teplota je aritmetický priemer priemerných denných (alebo stredných mesačných) teplôt za celý rok.
Priemerná kódová teplota vzduchu poskytuje iba všeobecnú predstavu o množstve tepla, necharakterizuje ročné kolísanie teploty. Priemerná ročná teplota na juhu Írska a v stepiach Kalmykia, ktoré sa nachádzajú v rovnakej zemepisnej šírke, je teda blízko (9 ° C). Ale v Írsku je priemerná januárová teplota 5 ... 8 °C a lúky sú zelené celú zimu a v stepiach Kalmykie je priemerná januárová teplota -5 ... -8 °C. v Írsku je chladno: 14 °C a priemerná júlová teplota v Kalmykii je 23...26 °C.
Preto pre viac úplné charakteristiky ročný kurz teplota v toto miesto použiť údaje o priemernej teplote najchladnejších (január) a najteplejších (júl) mesiacov.
Všetky spriemerované charakteristiky však nedávajú presnú predstavu o dennom a ročnom chode teplôt, teda len o podmienkach, ktoré sú obzvlášť dôležité pre poľnohospodársku výrobu. Okrem priemerných teplôt sú maximálne a minimálne teploty, amplitúda. Napríklad poznať minimálnu teplotu v zimné mesiace, možno posúdiť podmienky na prezimovanie ozimných plodín a ovocných a bobuľových plantáží. Údaje o maximálna teplota ukazujú frekvenciu rozmrazovania v zime a ich intenzitu av lete - počet horúcich dní, keď je možné poškodenie zrna počas obdobia plnenia atď.
V extrémnych teplotách sú: absolútne maximum (minimum) - najvyššia (najnižšia) teplota za celé obdobie pozorovania; priemer absolútnych maxím (minimál) - aritmetický priemer absolútnych extrémov; priemerné maximum (minimum) - aritmetický priemer všetkých extrémnych teplôt, napríklad za mesiac, sezónu, rok. Možno ich však vypočítať ako viacročné obdobie pozorovaní, ako aj za aktuálny mesiac, rok atď.
Amplitúda denných a ročných teplotných zmien charakterizuje stupeň kontinentálnej klímy: čím väčšia je amplitúda, tým je podnebie kontinentálnejšie.
Charakteristickým pre teplotný režim v danej oblasti za určité obdobie je aj súčet priemerných denných teplôt nad alebo pod určitou hranicou. Napríklad v klimatických referenčných knihách a atlasoch sú súčty teplôt uvedené nad 0, 5, 10 a 15 °C, ako aj pod -5 a -10 °C.
Vizuálnu reprezentáciu geografického rozloženia ukazovateľov teplotného režimu poskytujú mapy, na ktorých sú zakreslené izotermy - čiary rovnakých hodnôt teploty alebo súčtu teplôt (obr. 4.7). Mapy napríklad súčtov teplôt slúžia na zdôvodnenie umiestňovania plodín (výsadieb) kultúrnych rastlín s rôznymi požiadavkami na teplo.
Na objasnenie tepelných podmienok potrebných pre rastliny sa používajú aj súčty denných a nočných teplôt, od r priemerná denná teplota a jeho súčty vyrovnávajú tepelné rozdiely v dennom chode teploty vzduchu.
Štúdium tepelného režimu oddelene pre deň a noc má hlboký fyziologický význam. Je známe, že všetky procesy vyskytujúce sa v rastlinnom a živočíšnom svete podliehajú prirodzeným rytmom určeným vonkajšími podmienkami, to znamená, že podliehajú zákonu takzvaných „biologických“ hodín. Napríklad podľa (1964) pre optimálne rastové podmienky tropické rastliny rozdiel medzi dennými a nočnými teplotami by mal byť pre rastliny 3 ... 5 ° C mierne pásmo-5...7 a pre púštne rastliny - 8 °С a viac. Štúdium denných a nočných teplôt nadobúda osobitný význam pre zvyšovanie produktivity poľnohospodárskych rastlín, ktorá je určená pomerom dvoch procesov - asimilácie a dýchania, prebiehajúcich počas svetlých a tmavých hodín dňa, ktoré sú pre rastliny kvalitatívne odlišné.
Priemerné denné a nočné teploty a ich súčty nepriamo zohľadňujú zemepisnú variabilitu dĺžky dňa a noci, ako aj zmeny kontinentality podnebia a vplyv rôznych tvarov krajiny na teplotný režim.
Súčty priemerných denných teplôt vzduchu, ktoré sú pre dvojicu meteorologických staníc nachádzajúcich sa približne na rovnakej zemepisnej šírke blízke, no výrazne sa líšia zemepisnou dĺžkou, teda nachádzajú sa v rôznych kontinentálnych klimatických podmienkach, sú uvedené v tabuľke 4.1.
V kontinentálnejších východných oblastiach sú súčty denných teplôt o 200 – 500 °C vyššie a súčty nočných teplôt sú o 300 °C nižšie ako v západných a najmä prímorských oblastiach, čo už dlho vysvetľuje známy fakt- urýchlenie rozvoja poľnohospodárskych plodín v výrazne kontinentálnej klíme.
Potreba tepla rastlín je vyjadrená súčtom aktívnych a efektívnych teplôt. V poľnohospodárskej meteorológii je aktívna teplota priemerná denná teplota vzduchu (alebo pôdy) nad biologickým minimom vývoja plodín. Efektívna teplota je priemerná denná teplota vzduchu (alebo pôdy) znížená o hodnotu biologického minima.
Rastliny sa vyvíjajú len vtedy, ak priemerná denná teplota prekročí ich biologické minimum, čo je napríklad 5 °C pre jarnú pšenicu, 10 °C pre kukuricu a 13 °C pre bavlnu (15 °C pre južné odrody bavlny). Súčty aktívnych a efektívnych teplôt boli stanovené tak pre jednotlivé medzifázové obdobia, ako aj pre celé vegetačné obdobie mnohých odrôd a hybridov hlavných plodín (tabuľka 11.1).
Prostredníctvom súčtu aktívnych a efektívnych teplôt sa vyjadruje aj potreba tepla poikilotermných (studenokrvných) organizmov tak pre ontogenetické obdobie, ako aj pre stáročia. biologický cyklus.
Pri výpočte súčtov priemerných denných teplôt, ktoré charakterizujú potrebu rastlín a poikilotermných organizmov na teplo, je potrebné zaviesť korekciu na balastné teploty, ktoré „neurýchľujú rast a vývoj, tj zohľadňujú hornú úroveň teploty pre plodiny a organizmov. Pre väčšinu rastlín a škodcov mierneho pásma to bude priemerná denná teplota presahujúca 20 ... 25 °C.
Teplota vzduchu sa mení s výškou
Vertikálne rozloženie teploty v atmosfére je základom pre rozdelenie atmosféry do piatich hlavných vrstiev (pozri časť 1.3). Pre poľnohospodársku meteorológiu sú najväčším záujmom zákonitosti teplotných zmien v troposfére, najmä v jej povrchovej vrstve.
Vertikálny teplotný gradient
Zmena teploty vzduchu na 100 m nadmorskej výšky sa nazýva vertikálny teplotný gradient (VTG).
VGT závisí od mnohých faktorov: ročné obdobie (menej v zime, viac v lete), denná doba (menej v noci, viac cez deň), poloha vzdušných hmôt(ak sa v ktorejkoľvek výške nad vrstvou studeného vzduchu nachádza vrstva teplejšieho vzduchu, tak VGT obráti svoje znamienko). Priemerná hodnota VGT v troposfére je asi 0,6°C/100 m.
V povrchovej vrstve atmosféry závisí VGT od dennej doby, počasia a charakteru podkladového povrchu. Počas dňa je VGT takmer vždy pozitívne, najmä v lete nad pevninou, ale za jasného počasia je desaťkrát väčšie ako pri zamračenom počasí. Za jasného poludnia v lete môže byť teplota vzduchu pri povrchu pôdy o 10 °C alebo viac vyššia ako teplota vo výške 2 m. Výsledkom je, že WGT v tejto dvojmetrovej vrstve, prepočítaná na 100 m, je viac ako 500°C/100 m Vietor znižuje WGT, keďže pri Pri zmiešaní vzduchu sa jeho teplota v rôznych výškach vyrovnáva. Znížte oblačnosť a zrážky VGT. o mokrá pôda VGT prudko klesá v povrchovej vrstve atmosféry. Nad holou pôdou (úhor) je VGT väčšia ako nad rozvinutou plodinou alebo lúkou. V zime nad snehovou pokrývkou je VGT v povrchovej vrstve atmosféry malé a často negatívne.
S výškou sa vplyv podkladového povrchu a počasia na VGT oslabuje a VGT v porovnaní s jeho hodnotou klesá -
mi v povrchovej vrstve vzduchu. Nad 500 m sa vplyv denných zmien teploty vzduchu tlmí. Vo výškach od 1,5 do 5-6 km je UGT v rozmedzí 0,5-0,6 ° С / 100 m. Vo výške 6-9 km sa VGT zvyšuje a dosahuje 0,65-0,75 ° С / 100 m. Horná vrstva troposféra VGT opäť klesá na 0,5-0,2 °C / 100 m.
Údaje VGT v rôznych vrstvách atmosféry sa používajú pri predpovedi počasia, v meteorologických službách pre prúdové lietadlá a pri vynášaní satelitov na obežnú dráhu, ako aj pri určovaní podmienok uvoľnenia a šírenia. priemyselný odpad v atmosfére. Negatívny VGT v povrchovej vrstve vzduchu v noci na jar a na jeseň naznačuje možnosť zamrznutia.
4.3.2. Vertikálne rozloženie teploty vzduchu
Rozloženie teploty v atmosfére s výškou je tzv atmosférická stratifikácia. Jeho stabilita závisí od zvrstvenia atmosféry, teda od možnosti pohybu jednotlivých objemov vzduchu vo vertikálnom smere. K takýmto pohybom veľkých objemov vzduchu dochádza takmer bez výmeny tepla s okolím, t.j. adiabaticky. Tým sa mení tlak a teplota pohybujúceho sa objemu vzduchu. Ak sa objem vzduchu pohybuje nahor, prechádza do vrstiev s menším tlakom a expanduje, v dôsledku čoho sa jeho teplota znižuje. Keď sa vzduch zníži, dôjde k opačnému procesu.
Zmena teploty vzduchu nenasýteného parou (pozri časť 5.1) je 0,98°C pre adiabatický vertikálny pohyb 100 m (prakticky 1,0°C/100 m). Keď 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 stabilná rovnováha.
Pri VGT =.1,0 °C / 100 m sa teplota stúpajúceho objemu vzduchu vo všetkých výškach bude rovnať teplote okolitého vzduchu. Preto objem vzduchu umelo zdvihnutý do určitej výšky a potom ponechaný sám sebe už nebude stúpať ani klesať. Tento stav atmosféry sa nazýva ľahostajný.
Ak VGT > 1,0°C/100 m, potom stúpajúci objem vzduchu, ktorý sa ochladzuje len o 1,0°C na každých 100 m, sa ukáže byť teplejší ako prostredie vo všetkých výškach, a preto vzniknutý vertikálny pohyb pokračuje. Vytvorené v atmosfére nestabilná rovnováha. Takýto stav nastáva pri silnom zahriatí podkladovej plochy, kedy VGT rastie s výškou. To prispieva k ďalšiemu rozvoju konvekcie, ktorá
siaha približne do výšky, v ktorej sa teplota stúpajúceho vzduchu rovná teplote okolia. Pri veľkej nestabilite vznikajú mohutné oblaky cumulonimbus, z ktorých sú pre úrodu nebezpečné prehánky a krúpy.
V miernych zemepisných šírkach severnej pologule je teplota na hornej hranici troposféry, teda vo výške okolo 10-12 km, celoročne okolo -50 ° C. Vo výške 5 km sa mení v júli od -4 °C (do 40 °N) do -12 °C (na 60 °N) a v januári v rovnakých zemepisných šírkach a rovnakej výške je -20 a -34 °C (tabuľka 20). V ešte nižšej (hraničnej) vrstve troposféry sa teplota mení ešte viac v závislosti od zemepisnej šírky, ročného obdobia a charakteru podkladového povrchu.
Tabuľka 20
Priemerné rozloženie teploty vzduchu (°C) na výšku v troposfére v januári a júli nad 40 a 60° severnej šírky.
Teplotný režim vzduchu
| Výška, km | ||||
Pre poľnohospodárstvo Najdôležitejší je teplotný režim spodnej časti povrchovej vrstvy atmosféry asi do výšky 2 m, kde žije väčšina kultúrnych rastlín a hospodárskych zvierat. V tejto vrstve sú vertikálne gradienty takmer všetkých meteorologických veličín veľmi vysoké; sú veľké v porovnaní s inými vrstvami. Ako už bolo spomenuté, VGT v povrchovej vrstve atmosféry je zvyčajne< много раз превышает ВП в остальной тропосфере В ясные тихие дни, когд< турбулентное перемешива
23 °C
Ryža. 18. Rozloženie teplôt v povrchovej vrstve vzduchu a v ornej vrstve pôdy počas dňa (1) a v noci (2).
oslabený, rozdiel teplôt vzduchu pri
povrchu pôdy a vo výške 2 m môže presiahnuť 10 °C. Za jasných, tichých nocí teplota vzduchu stúpne do určitej výšky (inverzia) a VGT sa stáva záporným.
V dôsledku toho existujú dva typy rozloženia teploty pozdĺž vertikály v povrchovej vrstve atmosféry. Typ, pri ktorom je teplota povrchu pôdy najväčšia a opúšťa povrch hore aj dole, sa nazýva slnečné žiarenie. Pozoruje sa počas dňa, keď sa povrch pôdy zahrieva priamym slnečné žiarenie. Inverzná distribúcia teplôt je tzv žiarenia typ, alebo typ žiarenia(obr. 18). Tento typ sa zvyčajne pozoruje v noci, keď sa povrch ochladzuje efektívne žiarenie a z neho sa ochladzujú susedné vrstvy vzduchu.
