В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 "С на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оставаться постоянной. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):
ВГТ = (/„ - / B )/(ZB -
где /н - /в - разность температур на нижнем и верхнем уровнях, °С; ZB - ZH- разность высот, м. Обычно ВГТ рассчитывают на 100 м высоты.
В приземном слое атмосферы ВГТ может в 1000 раз превышать средний для тропосфер
Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей (см. гл. 3).
В результате определенного сочетания этих факторов ВГТ вблизи поверхности в пересчете на 100 м высоты может составлять более 100 °С/100 м. В таких случаях и возникает тепловая конвекция.
Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом (рис. 4.4); если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.
В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адвективные.
1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние.
Ночные инверсии устанавливаются при ясной тихой погоде после перехода радиационного баланса через 0 за 1,0...1,5 ч до захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и перед восходом Солнца достигают наибольшей мощности. После восхода Солнца деятельная поверхность и воздух прогреваются, что разрушает инверсию. Высота слоя инверсии чаще всего составляет несколько десятков метров, но при определенных условиях (например, в замкнутых долинах, окруженных значительными возвышениями) может достигать 200 м и более. Этому способствует сток охлажденного воздуха со склонов в долину. Облачность ослабляет инверсию, а ветер скоростью более 2,5...3,0 м/с разрушает ее. Под пологом густого травостоя, посева, а также леса летом инверсии наблюдаются и днем.
Ночные радиационные инверсии весной и осенью, а местами и летом могут вызывать снижение температуры поверхности почвы и воздуха до отрицательных значений (заморозки), что вызывает повреждение многих культурных растений.
Зимние инверсии возникают в ясную тихую погоду в условиях короткого дня, когда охлаждение деятельной поверхности непрерывно увеличивается с каждым днем; они могут сохраняться несколько недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью.
Особенно усиливаются радиационные инверсии при резко неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух стекает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное перемешивание способствует его дальнейшему охлаждению. Радиационные инверсии, связанные с особенностями рельефа местности, принято называть орографическими.
2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего температуру выше О "С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.
ПОКАЗАТЕЛИ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА В ДАННОЙ МЕСТНОСТИ И ПОТРЕБНОСТИ РАСТЕНИЙ В ТЕПЛЕ
При оценке температурного режима большой территории или отдельного пункта применяют характеристики температуры за год или за отдельные периоды (вегетационный период, сезон, месяц, декада и сутки). Основные из этих показателей следующие.
Средняя суточная температура - среднее арифметическое из температур, измеренных во все сроки наблюдений. На метеорологических станциях Российской Федерации температуру воздуха измеряют восемь раз в сутки. Суммируя результаты этих измерений и деля сумму на 8, получают среднюю суточную температуру воздуха.
Средняя месячная температура - среднее арифметическое из средних суточных температур за все сутки месяца.
Средняя годовая температура - это среднее арифметическое из средних суточных (или средних месячных) температур за весь год.
Средняя кодовая температура воздуха дает лишь общее представление о количестве тепла, она не характеризует годовой ход температуры. Так, средняя годовая температура на юге Ирландии и в степях Калмыкии , расположенных на одной широте, близка (9°С). Но в Ирландии средняя температура января составляет 5...8 "С, и всю зиму здесь зеленеют луга, а в степях Калмыкии средняя температура января -5...-8 °С. Летом же в Ирландии прохладно: 14°С, а средняя температура июля в Калмыкии - 23...26 °С.
Поэтому для более полной характеристики годового хода температуры в данном месте используют данные о средней температуре самого холодного (январь) и самого теплого (июль) месяцев.
Однако все осредненные характеристики не дают точного представления о суточном и годовом ходе температуры, т. е. как раз об условиях, особенно важных для сельскохозяйственного производства. Дополнением к средним температурам являются максимальные и минимальные температуры, амплитуда. Например, зная минимальную температуру в зимние месяцы, можно судить об условиях перезимовки озимых культур и плодово-ягодных насаждений. Данные о максимальной температуре показывают зимой частоту оттепелей и их интенсивность, а летом - число жарких дней, когда возможно повреждение зерна в период налива и т. д.
В экстремальных температурах выделяют: абсолютный максимум (минимум) - самая высокая (низкая) температура за весь период наблюдений; средний из абсолютных максимумов (минимумов) - среднее арифметическое из абсолютных экстремумов; средний максимум (минимум) - среднее арифметическое из всех экстремальных температур, например, за месяц, сезон, год. При этом их можно рассчитать как за многолетний период наблюдений, так и за фактический месяц, год и т. д.
Амплитуда суточного и годового хода температуры характеризует степень континентальное™ климата: чем больше амплитуда, тем климат континентальнее.
Характеристикой температурного режима в данной местности за определенный период служат также суммы среднесуточных температур выше или ниже определенного предела. Например, в климатических справочниках и атласах приводят суммы температур выше 0, 5, 10 и 15 °С, а также ниже -5 и -10 "С.
Наглядное представление о географическом распределении показателей температурного режима дают карты, на которых проведены изотермы - линии равных значений температуры или сумм температур (рис. 4.7). Карты, например, сумм температур используют для обоснования размещения посевов (посадок) различных по требованиям к теплу культурных растений.
Для уточнения термических условий, необходимых растениям, используют также суммы дневных и ночных температур, так как среднесуточная температура и ее суммы нивелируют термические различия в суточном ходе температуры воздуха.
Изучение термического режима раздельно для дня и ночи имеет глубокое физиологическое значение. Известно, что все процессы, происходящие в растительном и животном мире, подвержены природным ритмам, определяемым внешними условиями, т. е. подчинены закону так называемых «биологических» часов. Например, по данным (1964), для оптимальных условий роста тропических растений разница между дневными и ночными температурами должна составлять 3...5°С, для растений умеренного пояса -5...7, а для растений пустынь - 8 °С и более. Изучение дневных и ночных температур приобретает особый смысл для повышения продуктивности сельскохозяйственных растений, которая определяется соотношением двух процессов - ассимиляции и дыхания, происходящих в качественно разные для растений светлые и темные часы суток.
В средних дневных и ночных температурах и их суммах косвенно учитывается широтная изменчивость длины дня и ночи, а также изменение континентальности климата и влияние различных форм рельефа на температурный режим.
Суммы среднесуточных температур воздуха, близкие для пары метеостанций, размещенных примерно на одной широте, но значительно различающиеся по долготе, т. е. находящиеся в различных условиях континентальности климата, приведены в таблице 4.1.
В более континентальных восточных районах суммы дневных температур на 200...500 °С больше, а суммы ночных температур на 300°С меньше, чем в западных и особенно морских районах, что объясняет давно известный факт - ускорение развития сельскохозяйственных культур в условиях резко континентального климата.
Потребность растений в тепле выражают суммами активных и эффективных температур. В сельскохозяйственной метеорологии активная температура - это среднесуточная температура воздуха (или почвы) выше биологического минимума развития культуры. Эффективная температура - это среднесуточная температура воздуха (или почвы), уменьшенная на значение биологического минимум.
Растения развиваются только в том случае, если среднесуточная температура превышает их биологический минимум, который составляет, например, для яровой пшеницы 5 °С, для кукурузы - 10, для хлопчатника - 13 °С (для южных сортов хлопчатника - 15 °С). Суммы активных и эффективных температур установлены как для отдельных межфазных периодов, так и для всего периода вегетации многих сортов и гибридов основных сельскохозяйственных культур (табл. 11.1).
Через суммы активных и эффективных температур выражают и потребность в тепле пойкилотермных (холоднокровных) организмов как за онтогенетический период, так и за ве. сь биологический цикл.
При расчете сумм среднесуточных температур, характеризующих потребность растений и пойкилотермных организмов в тепле, необходимо вводить поправку на балластные температуры, не"ускоряющие рост и развитие, т. е. учитывать и верхний температурный уровень для культур и организмов. Для большинства растений и вредителей умеренной зоны это будет среднесуточная температура, превышающая 20...25 "С.
Открытый урок
по природоведению в 5
коррекционном классе
Изменение температуры воздуха с высот
Разработала
учитель Шувалова О.Т.
Цель урока:
Сформировать знания об измерение температуры воздуха с высотой, познакомить с процессом образования облаков, видами осадков.
Ход урока
Наличие учебника, рабочей тетради, дневника, ручки.
2. Проверка знаний учащихся
Мы изучаем тему:воздух
Прежде, чем приступим к изучению нового материала, вспомним пройденный материал, что мы знаем о воздухе?
Фронтальный опрос
Состав воздуха
Откуда эти газы появляются в воздухе азот, кислород, углекислый газ, примеси.
Свойство воздуха: занимает пространство, сжимаемость, упругость.
Вес воздуха?
Атмосферное давление, изменение его с высотой.
Нагревание воздуха.
3. Изучение нового материала
Мы знаем, что нагретый воздух поднимается вверх. А что происходит с нагретым воздухом дальше, мы знаем?
Как вы думайте, температура воздуха будет уменьшаться с высотой?
Тема урока: изменение температуры воздуха с высотой.
Цель урока: выяснить, как изменяется температура воздуха с высотой и каковы результаты этих изменений.
Отрывок из книги шведской писательницы «чудесное путешествие Нильса с дикими гусями» об одноглазом тролле, который решил «построю дом поближе к солнцу - пусть оно меня греет». И тролль принялся за работу. Он собирал повсюду камни и громоздил их друг на друга. Скоро гора их камней поднялась чуть не до самых туч.
Вот теперь, хватит! - сказал тролль. Теперь я построю себе дом на вершине этой горы. Буду жить у самого солнца под боком. Уж рядом с солнцем не замерзну! И тролль пошел на гору. Только что такое? Чем выше он идет, тем холоднее становиться. Добрался до вершины.
«ну – думает,- отсюда до солнца рукой подать!». А у самого от холода, зуб на зуб не попадает. Тролль этот был упрямый: если уже ему в голову западает, ничем не выбьешь. Решил на горе построить дом, и построил. Солнце как будто близко, а холод все равно до костей пробирает. Так этот глупый тролль и замерз.
Объясните, почему замерз упрямый тролль.
Вывод: чем ближе к земной поверхности воздух, тем он теплее, а с высотой становиться холоднее.
При подъеме на высоту 1500м температура воздуха поднимается на 8градусов. Поэтому за бортом самолёта на высоте 1000м температура воздуха- 25 градусов, а у поверхности земли в это же время термометр показывает 27градусов.
В чем же здесь дело?
Нижние слои воздуха, нагреваясь, расширяются, уменьшают свою плотность и, поднимаясь вверх, переносят тепло в верхние слои атмосферы. Значит, тепло, поступающее от поверхности земли, плохо сохраняется. Вот по этому-то и становится не теплее, а холоднее за бортом самолета, вот почему замерз упрямый тролль.
Демонстрация карточки: горы низкие и высокие.
Какие вы видите различия?
Почему вершины высоких гор покрыты снегом, а у подножия гор снега нет? Появление ледников и вечных снегов на вершинах гор связано с изменением температуры воздуха с высотой, климат становится суровей, соответственно изменяется и растительный мир. На самом верху, вблизи высокогорных вершин царство холода, снега и льда. Горные вершины и в тропиках покрыты вечным снегом. Границы вечных снегов в горах называют снеговой линией.
Демонстрация таблицы: горы.
Посмотрите карточку с изображением различных гор. Везде ли высота снеговой линии одинаковая? С чем это связано? Высота снеговой линии различна. В северных районах она ниже, а в южных выше. Эта линия не начерчена на горе. Какое мы можем дать определение понятию «снеговая линия».
Снеговая линия - это линия, выше которой снег не тает даже летом. Ниже снеговой линии проходит зона, отличающаяся скудной растительностью, далее происходит закономерная смена состава растительности по мере приближения к подножию горы.
Что мы видим на небе каждый день?
Почему образуются облака на небе?
Нагретый воздух, поднимаясь, уносит не видимый для глаза водяной пар в более высокий слой атмосферы. По мере удаления от земной поверхности температура воздуха падает, водяной пар в нем охлаждается, образуются мельчайшие капельки воды. Их скопление и приводит к образованию облака.
ВИДЫ ОБЛАКОВ:
Перистые
Слоистые
Кучевые
Демонстрация карточки с видами облаков.
Перистые облака -самые высокие и тонкие. Они плывут очень высоко над землей, где всегда холодно. Это красивые и холодные облака. Сквозь них просвечивает голубое небо. Они похожи на длинные перья сказочных птиц. Поэтому их называют перистые.
Слоистые облака - сплошные, бледно-серые. Они застилают небо однообразным серым покрывалом. Такие облака приносят ненастье: снег, моросящий дождь на несколько дней.
Дождевые кучевые облака - большие и темные они мчатся друг за другом словно наперегонки. Иногда ветер несет их так низко, что, кажется, облака задевают крыши.
Редкие кучевые облака - самые красивые. Они напоминают горы с ослепительно белыми вершинами. А ними интересно наблюдать. Бегут по небу веселые кучевые облака, постоянно изменяются. Они похожи то на зверей, то на людей, то на каких -то сказочных существ.
Демонстрация карточки с различными видами облаков.
Определите, какие облака изображены на картинках?
При определенных состояниях атмосферного воздуха из облаков выпадают осадки.
Какие вам известны осадки?
Дождь, снег, град, роса и другие.
Мельчайшие капельки воды, из которых состоят облака, сливаясь друг с другом, постепенно увеличиваются, становятся тяжелыми и падают на землю. Летом идет дождь, зимой -снег.
Из чего состоит снег?
Снег состоит из ледяных кристалликов разной формы - снежинок, в основном шестилучевых звездочек, выпадает из облаков при температуре воздуха ниже ноля градусов.
Нередко в теплое время года во время ливня выпадает град - атмосферные осадки в виде кусочков льда, чаще всего неправильной формы.
Как образуется град в атмосфере?
Капельки воды, попадая на большую высоту, замерзают, на них нарастают ледяные кристаллы. Падая вниз, они сталкиваются с каплями переохлажденной воды и увеличиваются в размерах. Град способен нанести большой ущерб. Он выбивает посевы, оголяет леса, сбивая листву, губит птиц.
4.Итого урока.
Что нового вы узнали на уроке о воздухе?
1.Уменьшение температуры воздуха с высотой.
2.Снеговая линия.
3.Виды осадков.
5.Задание на дом.
Выучить записи в тетради. Наблюдение за облаками с зарисовкой их в тетрадь.
6.Закрепление пройденного.
Самостоятельная работа с текстом. Заполнить пропуски в тексте, используя слова для справок.
Задача:
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
Решение:
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
Задача:
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
Решение:
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.
3. Шкала Бофорта
(шкала скорости ветра)
Баллы | Скорость ветра | Характеристика ветра | Действие ветра |
32,7 и более | умеренный очень крепкий сильный шторм жестокий шторм | Дым поднимается вертикально, листья на деревьях неподвижны Лёгкое движение воздуха, дым слегка наклоняется Движение воздуха ощущается лицом, листья шелестят Колышутся листья и тонкие ветки на деревьях Вершины деревьев гнутся, поднимается пыль Колеблются ветки и тонкие стволы деревьев Качаются толстые ветки, гудят телефонные провода Раскачиваются стволы деревьев, идти против ветра тяжело Раскачиваются большие деревья, ломаются небольшие ветви Небольшие повреждения зданий, ломаются толстые ветви Деревья ломаются и вырываются с корнем, повреждения зданий Большие разрушения Опустошительные разрушения |
Изменение температуры воздуха с высотой
Задание 1. Определите, какую температуру будет иметь воздушная масса, не насыщенная водяным паром и поднимающаяся адиабатически на высоте 500, 1000, 1500 м, если у поверхности земли её температура была 15є.
Температура изменяется на 1° при подъеме массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. При подъеме насыщенного водяным паром воздуха скорость его охлаждения несколько уменьшается, так как при этом происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота парообразования (600 кал на 1 г сконденсированной воды), идущая на нагревание этого поднимающегося воздуха. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим. Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м в поднимающейся влажной насыщенной массе воздуха называется влажноадиабатическим градиентом температуры г в , а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название влажной адиабаты. В отличие от сухоадиабатического градиента г а влажноадиабатический градиент г в - величина переменная, зависящая от температуры и давления, и лежит в пределах от 0,3° до 0,9° на 100 м высоты (в среднем 0,6° на 100 м.). Чем больше конденсируется влаги при подъеме воздуха, тем меньше величина влажноадиабатического градиента; с уменьшением количества влаги его величина приближается к сухоадиабатическому градиенту.
Вертикальный градиент температуры на высоте 500 метров должен быть = 12 є. Вертикальный градиент температуры на высоте 1000 метров должен быть = 9 є. Вертикальный градиент температуры на высоте 1500 метров должен быть = 6 є. Но, как только воздух начнет подниматься, он будет становиться холоднее окружающего, причем с высотой разница температур увеличивается.
Но холодный воздух, как более тяжелый, стремится опуститься, т.е. занять первоначальное положение. Поскольку воздух ненасыщенный, то при его подъеме температура должна понижаться на 1°С на 100 м.
Поэтому, температура воздушной массы на высоте 500 метров будет = 10°С. Поэтому, температура воздушной массы на высоте 1000 метров будет = 5°С. Поэтому, температура воздушной массы на высоте 1500 метров будет = 0°С.
Определение высоты уровней конденсации и сублимации
Задание 1. Определите высоту уровня конденсации и сублимации поднимающегося адиабатически воздуха, не насыщенного водяным паром, если известны его температура (Т) и упругость водяного пара (е); Т = 18є, е = 13,6 гПа.
Температура поднимающегося воздуха, не насыщенного водяным паром, изменяется каждые 100 метров на 1є. Вначале - по кривой зависимости максимальной упругости паров от температуры воздуха необходимо найти точку росы (ф). Затем определить разницу между температурой воздуха и точкой росы (Т - ф). Умножив эту величину на 100 м, найдите величину уровня конденсации. Для определения уровня сублимации надо найти разницу температур от точки росы до температуры сублимации и помножить эту разницу на 200 м.
Уровень конденсации - уровень, до которого нужно подняться, чтобы содержащийся в воздухе водяной пар при адиабатическом подъёме достиг состояния насыщения (или 100 % относительной влажности). Высота, на которой водяной пар в поднимающемся воздухе становится насыщенным можно найти по формуле: , где T - температура воздуха; ф - точка росы.
ф = 2,064 (по таблице)
18 є - 2,064 = 15,936 є х 122 = 1994м высота насыщения водяного пара.
Сублимация наступает при температуре - 10є.
2,064 - (-10) = 12,064 х 200 = 2413м уровень сублимации.
Задание 2 (Б). Воздух, имеющий температуру 12єС и относительную влажность 80%, переваливает через горы высотой 1500 м. На какой высоте начнется образование облаков? Каковы температура и относительная влажность воздуха на вершине хребта и за хребтом?
Если известна относительная влажность воздуха r, то высоту уровня конденсации можно определить по формуле Ипполитова: h=22 (100-r) h = 22 (100-80) = 440м начало образования слоистых облаков.
Процесс образования облака начинается с того, что некоторая масса достаточно влажного воздуха поднимается вверх. По мере подъема будет происходить расширение воздуха. Это расширение можно считать адиабатным, так как воздух поднимается быстро, и при достаточно большом его объеме теплообмен между рассматриваемым воздухом и окружающей средой за время подъема попросту не успевает произойти.
При адиабатном расширении газа его температура понижается. Значит, поднимающийся вверх влажный воздух будет охлаждаться. Когда температура охлаждающегося воздуха понизится до точки росы, станет возможным процесс конденсации пара, содержащегося в воздухе. При наличии в атмосфере достаточного количества ядер конденсации этот процесс начинается. Если ядер конденсации в атмосфере мало, конденсация начинается не при температуре, равной точке росы, а при более низких температурах.
Достигнув высоты 440м, поднимающийся влажный воздух охладится, начнется конденсация водяных паров. Высота 440м нижняя граница формирующегося облака. Продолжающий поступать снизу воздух проходит сквозь эту границу, и процесс конденсации паров будет происходить выше указанной границы - облако начнет развиваться в высоту. Вертикальное развитие облака прекратится тогда, когда воздух перестанет подниматься; при этом сформируется верхняя граница облака.
Температура на вершине хребта +3 єС и относительная влажность воздуха 100%.
местное время сухоадиабатический градиент
Чтобы несколько упростить рассмотрение вопроса, атмосферу подразделяют на три главных слоя. Расслоение атмосферы - в первую очередь результат неодинакового изменения температуры воздуха с высотой. Нижние два слоя сравнительно однородны по составу. По этой причине обычно говорят, что они образуют гомосферу.
Тропосфера. Нижний слой атмосферы называется тропосферой. Сам этот термин означает „сфера поворота" и связан с характеристиками турбулентности данного слоя. Все перемены погоды и климата являются результатом физических процессов, происходящих именно в этом слое. В XVIII веке, поскольку изучение атмосферы ограничивалось только этим слоем, считалось, будто обнаруженное в нем уменьшение температуры воздуха с высотой присуще и всей остальной атмосфере.
Различные превращения энергии происходят в первую очередь именно в тропосфере. Вследствие непрерывного соприкосновения воздуха с земной поверхностью, а также поступления в него энергии из космоса, он приходит в движение. Верхняя граница этого слоя располагается там, где уменьшение температуры с высотой сменяется ее возрастанием,- примерно на высоте 15-16 км над экватором и 7-8 км над полюсами. Как и сама Земля, под влиянием вращения нашей планеты тоже несколько сплющена над полюсами и разбухает над экватором. Однако этот эффект выражен в атмосфере значительно сильнее, чем в твердой оболочке Земли.
В направлении от поверхности Земли к верхней границе тропосферы температура воздуха понижается. Над экватором минимальная температура воздуха составляет около -62°С, а над полюсами около -45°С. Однако в зависимости от пункта измерений температура может быть несколько иной. Так, над островом Ява на верхней границе тропосферы температура воздуха падает до рекордно низкого значения -95°С.
Верхняя граница тропосферы называется тропопаузой. В более 75% массы атмосферы лежит ниже тропопаузы. В тропиках же в пределах тропосферы находится около 90% массы атмосферы.
Тропопауза была открыта в 1899 г., когда в вертикальном профиле температуры на некоторой высоте был обнаружен ее минимум, а затем температура незначительно повышалась. Начало этого повышения означает переход к следующему слою атмосферы - к стратосфере.
Стратосфера. Термин стратосфера означает „сфера слоя" и отражает прежнее представление о единственности слоя, лежащего выше тропосферы. Стратосфера простирается до высоты около 50 км над земной поверхностью. Особенностью ее является, в частности, резкое повышение температуры воздуха по сравнению с исключительно низкими значениями ее в тропопаузе. В температура в стратосфере повышается примерно до -40°С. Это повышение температуры объясняют реакцией образования озона - одной из главных химических реакций, происходящих в атмосфере.
Озон представляет собой особую форму кислорода. В отличие от обычной двухатомной молекулы кислорода (О2). озон состоит из трехатомных его молекул (Оз). Появляется он в результате взаимодействия обычного кислорода с , поступающей в верхние слои атмосферы.
Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км, но в целом слой озона представляет собой сильно растянутую по высоте оболочку, охватывающую почти всю стратосферу. В озоносфере ультрафиолетовые лучи чаще и сильнее всего взаимодействуют с атмосферным кислородом. вызывает распад обычных двухатомных молекул кислорода на отдельные атомы. В свою очередь атомы кислорода часто снова присоединяются к двухатомным молекулам и образуют молекулы озона. Таким же образом отдельные атомы кислорода соединяются в двухатомные молекулы. Интенсивность образования озона оказывается достаточной для того, чтобы в стратосфере существовал слой высокой его концентрации.
Взаимодействие кислорода с ультрафиолетовыми лучами - один из благоприятных процессов в земной атмосфере, способствующих поддержанию жизни на Земле. Поглощение озоном этой энергии препятствует излишнему поступлению ее на земную поверхность, где создается именно такой уровень энергии, который пригоден для существования земных форм жизни. Возможно, в прошлом на Землю поступало большее количество энергии, чем теперь, что и оказывало влияние на возникновение первичных форм жизни на нашей планете. Но современные живые организмы не выдержали бы поступления от Солнца более значительного количества ультрафиолетовой радиации.
Озоносфера поглощает часть , проходщей через атмосферу. В результате этого в озоносфере устанавливается вертикальный градиент температуры воздуха примерно 0,62°С на 100 м, т. е, температура повышается с высотой вплоть до верхнего предела стратосферы - стратопаузы (50 км).
На высотах от 50 до 80 км располагается слой атмосферы, называемый мезосферой. Слово „мезосфера" означает „промежуточная сфера", здесь температура воздуха продолжает понижаться с высотой.
Выше мезосферы, в слое, называемом термосферой, температура снова растет с высотой примерно до 1000°С, а затем очень быстро падает до -96°С. Однако падает не беспредельно, потом температура снова увеличивается.
Расчленение атмосферы на отдельные слои довольно легко заметить по особенностям изменения температуры с высотой в каждом слое.
В отличие от упомянутых ранее слоев, ионосфера выделена не. по температурному признаку. Главная особенность ионосферы - высокая степень ионизации атмосферных газов. Эта ионизация вызвана поглощением солнечной энергии атомами различных газов. Ультрафиолетовые и другие солнечные лучи, несущие кванты высокой энергии, поступая в атмосферу, ионизируют атомы азота и кислорода - от атомов отрываются электроны, находящиеся на внешних орбитах. Теряя электроны, атом приобретает положительный заряд. Если же к атому присоединяется электрон, то атом заряжается отрицательно. Таким образом, ионосфера является областью, имеющей электрическую природу, благодаря которой становятся возможными многие виды радиосвязи.
Ионосферу делят на несколько слоев, обозначая их буквами D, Е, F1 и F2 Эти слои имеют и особые названия. Разделение на слои вызвано несколькими причинами, среди которых самая важная-неодинаковое влияние слоев на прохождение радиоволн. Самый нижний слой, D, в основном поглощает радиоволны и тем самым препятствует дальнейшему их распространению.
Лучше всего изученный слой Е расположен на высоте примерно 100 км над земной поверхностью. Его называют также слоем Кеннелли - Хевисайда по именам американского и английского ученых, которые одновременно и независимо друг от друга обнаружили его. Слой Е, подобно гигантскому зеркалу, отражает радиоволны. Благодаря этому слою длинные радиоволны проходят более далекие расстояния, чем следовало бы ожидать, если бы они распространялись только прямолинейно, не отражаясь от слоя Е
Аналогичные свойства имеет и слой F. Его называют также слоем Эпплтона. Вместе со слоем Кеннелли-Хевисайда он отражаем радиоволны к наземным радиостанциями Такое отражение может происходить под различными углами. Слой Эпплтона расположен на высоте около 240 км.
Самая внешняя область атмосферы часто называется экзосферой.
Этот термин указывает на существование окраины космоса вблизи Земли. Определить, где именно кончается и начинается космос, трудно, поскольку с высотой плотность атмосферных газов уменьшается постепенно и сама плавно превращается почти в вакуум, в котором встречаются лишь отдельные молекулы. С удалением от земной поверхности атмосферные газы испытывают все меньшее притяжение планеты и с некоторой высоты стремятся покинуть поле земного тяготения. Уже на высоте примерно 320 км плотность атмосферы настолько мала, что молекулы, не сталкиваясь друг с другом, могут проходить путь более 1 км. Самая внешняя часть атмосферы служит как бы ее верхней границей, которая располагается на высотах от 480 до 960 км.