Temperatuuri langetamine 100 meetri kõrgusel. Õhutemperatuuri muutus kõrgusega. Kui nägid halba und
Troposfääris langeb õhutemperatuur kõrgusega, nagu märgitud, iga 100 m kõrguse kohta keskmiselt 0,6 ° C. Pinnakihis võib temperatuurijaotus aga olla erinev: see võib langeda või tõusta ja jääda. konstantne temperatuur koos kõrgusega annab vertikaalse temperatuurigradiendi (VGT):
VGT = (/ „ - /B)/(ZB -
kus /n - /v - temperatuuride erinevus alumisel ja ülemisel tasemel, ° С; ZB - ZH- kõrguste vahe, m Tavaliselt arvutatakse VGT 100 m kõrgusele.
Atmosfääri pinnakihis võib VGT olla 1000 korda kõrgem kui troposfääri keskmine
VGT väärtus pinnakihis sõltub ilmastikutingimustest (selge ilmaga on suurem kui pilvise ilmaga), aastaajast (suvel rohkem kui talvel) ja kellaajast (rohkem päeval kui öösel). Tuul vähendab VGT-d, kuna õhu segamisel võrdsustub selle temperatuur erinevatel kõrgustel. Niiske pinnase kohal väheneb WGT pinnakihis järsult ja palja mulla peal (kesa) on WGT suurem kui tihedatel põllukultuuridel või niitudel. Selle põhjuseks on nende pindade temperatuurirežiimi erinevused (vt ptk 3).
Nende tegurite teatud kombinatsiooni tulemusena võib pinnalähedane VGT 100 m kõrgusel olla üle 100 ° C / 100 m. Sellistel juhtudel toimub termiline konvektsioon.
Õhutemperatuuri muutus kõrgusega määrab UGT märgi: kui UGT > 0, siis temperatuur langeb koos kaugusega aktiivsest pinnast, mis tavaliselt toimub päeval ja suvel (joonis 4.4); kui VGT = 0, siis temperatuur ei muutu kõrgusega; kui VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.
Sõltuvalt atmosfääri pinnakihis inversioonide tekkimise tingimustest jaotatakse need kiirgus- ja advektiivseteks.
1. Maapinna kiirgusjahtumisel tekivad kiirgusinversioonid. Sellised inversioonid aasta soojal perioodil tekivad öösel ja talvel täheldatakse neid ka päeval. Seetõttu jagunevad kiirgusinversioonid öisteks (suvisteks) ja talvisteks.
Öised inversioonid seatakse selge tuulevaikse ilmaga pärast kiirgusbilansi üleminekut läbi 0 1,0...1,5 tundi enne päikeseloojangut. Öösel nad intensiivistuvad ja saavutavad maksimaalse võimsuse enne päikesetõusu. Pärast päikesetõusu soojeneb aktiivne pind ja õhk, mis hävitab inversiooni. Inversioonikihi kõrgus on enamasti mitukümmend meetrit, kuid teatud tingimustel (näiteks suletud orgudes, mida ümbritsevad olulised tõusud) võib see ulatuda 200 meetrini või rohkemgi. Seda soodustab jahutatud õhu vool nõlvadelt orgu. Pilvisus nõrgendab inversiooni ning tuule kiirus üle 2,5...3,0 m/s hävitab selle. Tiheda rohttaime, põllukultuuride, aga ka suviti metsade võra all täheldatakse ka päeval inversioone.
Öised kiirguse inversioonid kevadel ja sügisel ning mõnel pool suvel võivad põhjustada mulla ja õhupinna temperatuuri languse negatiivsete väärtusteni (külmad), mis kahjustab paljusid kultuurtaimi.
Talvised inversioonid toimuvad selge ja tuulevaikse ilmaga lühikeste päevatingimuste korral, kui aktiivse pinna jahtumine suureneb pidevalt iga päevaga; need võivad püsida mitu nädalat, päeva jooksul veidi nõrgenedes ja öösel uuesti suurenedes.
Kiirguse inversioonid tugevnevad eriti teravalt ebahomogeense maastiku korral. Jahutusõhk voolab alla süvenditesse ja basseinidesse, kus nõrgenenud turbulentne segunemine aitab kaasa selle edasisele jahutamisele. Maastiku iseärasustega seotud kiirgusinversioone nimetatakse tavaliselt orograafilisteks.
2. Advektiivsed inversioonid tekivad sooja õhu advektsioonil (liikumisel) külmale aluspinnale, mis jahutab sellega külgnevaid edasiliikuva õhu kihte. Need inversioonid hõlmavad ka lume inversioone. Need tekivad üle 0 °C õhu advektsioonil lumega kaetud pinnale. Temperatuuri langus alumises kihis on sel juhul seotud lume sulamise soojuskuludega.
SELLE PIIRKONNA TEMPERATUURIREŽIIMI NÄITAJAD JA TAIMEDE SOOJUSE VAJADUSED
Suure maa-ala või eraldi punkti temperatuurirežiimi hindamisel kasutatakse temperatuurinäitajaid aasta või eraldi perioodide kohta (taimestikuperiood, aastaaeg, kuu, dekaad ja päev). Peamised neist näitajatest on järgmised.
Päeva keskmine temperatuur on kõikide vaatlusperioodide jooksul mõõdetud temperatuuride aritmeetiline keskmine. Vene Föderatsiooni meteoroloogiajaamades mõõdetakse õhutemperatuuri kaheksa korda päevas. Nende mõõtmiste tulemused liites ja summa 8-ga jagades saadakse keskmine ööpäevane õhutemperatuur.
Kuu keskmine temperatuur on kogu kuu päeva keskmiste ööpäevaste temperatuuride aritmeetiline keskmine.
Aasta keskmine temperatuur on kogu aasta keskmise ööpäevase (või kuu keskmise) temperatuuri aritmeetiline keskmine.
Keskmine õhutemperatuuri kood annab ainult üldise ettekujutuse soojushulgast, see ei iseloomusta aasta temperatuurikõikumisi. Seega on aastane keskmine temperatuur Lõuna-Iirimaal ja samal laiuskraadil asuvates Kalmõkkia steppides lähedal (9 ° C). Kuid Iirimaal on jaanuari keskmine temperatuur 5 ... 8 ° C ja heinamaad on kogu talve rohelised ning Kalmõkkia steppides on jaanuari keskmine temperatuur -5 ... -8 ° C. Suvel Iirimaal on jahe: 14 °C ja juuli keskmine temperatuur Kalmõkkias on 23...26 °C.
Seetõttu kasutatakse antud kohas aastase temperatuurimuutuse täielikumaks iseloomustamiseks andmeid kõige külmema (jaanuar) ja soojema (juuli) kuu keskmise temperatuuri kohta.
Kõik keskmistatud karakteristikud ei anna aga täpset ettekujutust temperatuuri päevasest ja aastasest kulgemisest, st ainult põllumajandusliku tootmise jaoks eriti olulistest tingimustest. Lisaks keskmistele temperatuuridele on maksimaalne ja minimaalne temperatuur, amplituud. Teades näiteks talvekuude miinimumtemperatuuri, saab otsustada taliviljade ning puuvilja- ja marjaistanduste ületalvimise tingimuste üle. Maksimumtemperatuuri andmed näitavad sulade sagedust ja intensiivsust talvel ning kuumade päevade arvu suvel, mil täiteperioodil on võimalik viljakahjustusi jne.
Äärmuslike temperatuuride korral on: absoluutne maksimum (minimaalne) - kõrgeim (madalaim) temperatuur kogu vaatlusperioodi jooksul; absoluutsete maksimumide keskmine (miinimumid) - absoluutsete äärmuste aritmeetiline keskmine; keskmine maksimum (minimaalne) - kõigi äärmuslike temperatuuride aritmeetiline keskmine, näiteks kuu, hooaja, aasta kohta. Samas saab neid arvutada nii pikaajalise vaatlusperioodi kui ka tegeliku kuu, aasta vms kohta.
Päevase ja aastase temperatuurimuutuse amplituud iseloomustab kontinentaalse kliima astet: mida suurem amplituud, seda kontinentaalsem on kliima.
Teatud perioodi temperatuurirežiimi tunnuseks antud piirkonnas on ka teatud piirist kõrgemate või madalamate ööpäevaste keskmiste temperatuuride summa. Näiteks kliimateatmetes ja atlastes on temperatuuride summad antud üle 0, 5, 10 ja 15 ° C, samuti alla -5 ja -10 ° C.
Temperatuurirežiimi indikaatorite geograafilise jaotuse visuaalse esituse annavad kaardid, millele on joonistatud isotermid – võrdsete temperatuuriväärtustega jooned või temperatuuride summad (joonis 4.7). Erinevate soojusvajadustega kultuurtaimede põllukultuuride (istutuste) paigutamise põhjendamiseks kasutatakse näiteks temperatuuride summade kaarte.
Taimedele vajalike termiliste tingimuste selgitamiseks kasutatakse ka päeva- ja öiste temperatuuride summasid, kuna ööpäeva keskmine temperatuur ja selle summad ühtlustavad õhutemperatuuri ööpäevase kulgemise termilisi erinevusi.
Soojusrežiimi uurimisel eraldi päeval ja öösel on sügav füsioloogiline tähendus. On teada, et kõik taime- ja loomamaailmas toimuvad protsessid alluvad välistingimuste poolt määratud loomulikele rütmidele ehk siis nn "bioloogilise" kella seadusele. Näiteks (1964) peaks troopiliste taimede optimaalsete kasvutingimuste jaoks päeva- ja öiste temperatuuride erinevus olema 3 ... 5 ° C, parasvöötme taimede puhul -5 ... 7 ja kõrbes. taimed - 8 ° C ja rohkem. Päeva- ja öiste temperatuuride uurimine omandab erilise tähenduse põllumajandustaimede produktiivsuse tõstmiseks, mille määrab kahe protsessi - assimilatsiooni ja hingamise - suhe, mis toimuvad taimede jaoks kvalitatiivselt erineval valgus- ja pimedal ajal.
Päevased ja öised keskmised temperatuurid ning nende summad võtavad kaudselt arvesse päeva ja öö pikkuse laiuskraadide varieeruvust, aga ka kliima kontinentaalsuse muutusi ja erinevate pinnavormide mõju temperatuurirežiimile.
Keskmiste ööpäevaste õhutemperatuuride summad, mis on ligikaudu samal laiuskraadil asuva meteoroloogiajaama paari puhul lähedased, kuid erinevad oluliselt pikkuskraadilt, s.t. paiknevad erinevates kontinentaalse kliima tingimustes, on toodud tabelis 4.1.
Mandrilisemates idapoolsetes piirkondades on päevaste temperatuuride summad 200–500 °C kõrgemad ja öiste temperatuuride summad 300 °C madalamad kui lääne- ja eriti merealadel, mis seletab ammu tuntud tõsiasja - kiirenemist. põllumajanduskultuuride arengust teravalt kontinentaalses kliimas.
Taimede soojusvajadust väljendab aktiivsete ja efektiivsete temperatuuride summa. Põllumajandusmeteoroloogias on aktiivne temperatuur keskmine ööpäevane õhu (või pinnase) temperatuur, mis ületab põllukultuuride arengu bioloogilist miinimumi. Efektiivne temperatuur on keskmine ööpäevane õhu (või pinnase) temperatuur, mida on vähendatud bioloogilise miinimumi väärtuse võrra.
Taimed arenevad ainult siis, kui keskmine päevane temperatuur ületab nende bioloogilist miinimumi, mis on näiteks suvinisu puhul 5 °C, maisi puhul 10 °C ja puuvilla puhul 13 °C (lõunapoolsete puuvillasortide puhul 15 °C). Aktiivsete ja efektiivsete temperatuuride summad on kehtestatud nii üksikute faasidevaheliste perioodide kui ka paljude peamiste põllukultuuride sortide ja hübriidide kogu kasvuperioodi kohta (tabel 11.1).
Aktiivsete ja efektiivsete temperatuuride summade kaudu väljendub ka poikilotermiliste (külmavereliste) organismide soojusvajadus nii ontogeneetilise perioodi kui ka sajandite kohta. bioloogiline tsükkel.
Taimede ja poikilotermiliste organismide soojusvajadust iseloomustavate ööpäevaste keskmiste temperatuuride summade arvutamisel on vaja sisse viia ballasttemperatuuride korrektsioon, mis ei "ei kiirenda kasvu ja arengut, s.o. ei võta arvesse põllukultuuride ülemist temperatuuritaset". Enamiku parasvöötme taimede ja kahjurite puhul on see ööpäeva keskmine temperatuur üle 20 ... 25 °C.
Troposfäär
Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel. Atmosfääri alumine põhikiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris leiduvast veeaurust. Troposfääris on turbulents ja konvektsioon kõrgelt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb koos kõrgusega ja keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 m
tropopaus
Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.
Stratosfäär
Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis -56,5 kuni 0,8 °C (ülemine stratosfääri kiht ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.
Stratopaus
Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).
Mesosfäär
Mesosfäär algab 50 km kõrguselt ja ulatub 80-90 km kõrgusele. Temperatuur langeb kõrgusega keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3)°/100 m Peamine energiaprotsess on kiirgussoojuse ülekanne. Komplekssed fotokeemilised protsessid, milles osalevad vabad radikaalid, vibratsiooniga ergastatud molekulid jne, põhjustavad atmosfääri luminestsentsi.
mesopaus
Üleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on miinimum (umbes -90 °C).
Karmani liin
Kõrgus merepinnast, mida tinglikult peetakse Maa atmosfääri ja kosmose vaheliseks piiriks. Karmana liin asub 100 km kõrgusel merepinnast.
Maa atmosfääri piir
Termosfäär
Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu konstantsena kuni suurtel kõrgustel. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul õhk ioniseerub ("polaartuled") - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülempiiri määrab suuresti Päikese praegune aktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.
Termopaus
Atmosfääri piirkond termosfääri kohal. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine ebaoluline ja temperatuur ei muutu tegelikult kõrgusega.
Eksosfäär (hajuv sfäär)
Atmosfäärikihid kuni 120 km kõrguseni
Eksosfäär - hajumistsoon, termosfääri välimine osa, mis asub 700 km kõrgusel. Gaas eksosfääris on väga haruldane ja seetõttu lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi (hajumine).
Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguses nende molekulmassidest, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200–250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~150 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasitiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.
Umbes 2000-3500 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult nn lähikosmose vaakumisse, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.
Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse neutrosfääri ja ionosfääri. Praegu arvatakse, et atmosfäär ulatub 2000-3000 km kõrgusele.
Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eristatakse homosfääri ja heterosfääri. Heterosfäär on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Siit tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks ja see asub umbes 120 km kõrgusel.
13. Õhutemperatuuri muutus kõrgusega.
Temperatuuri vertikaalne jaotus atmosfääris on aluseks atmosfääri jagamisel viieks põhikihiks. Põllumajandusmeteoroloogia jaoks pakuvad suurimat huvi temperatuurimuutuste seaduspärasused troposfääris, eriti selle pinnakihis.
Vertikaalne temperatuurigradient
Õhutemperatuuri muutust 100 m kõrguse kohta nimetatakse vertikaalseks temperatuurigradiendiks (VGT sõltub mitmest tegurist: aastaajast (talvel vähem, suvel rohkem), kellaajast (öösel vähem, ajal rohkem). päeval), õhumasside asukoht (kui mõnel kõrgusel soojema õhukihi kohal paikneb külmas õhukihis, siis UGT muudab oma märgi.) VGT keskmine väärtus troposfääris on umbes 0,6 ° C / 100 m.
Atmosfääri pinnakihis sõltub VGT kellaajast, ilmast ja aluspinna iseloomust. Päevasel ajal on VGT peaaegu alati positiivne, eriti suvel maismaa kohal, kuid selge ilmaga on see kümme korda suurem kui pilvise ilmaga. Suvisel selgel keskpäeval võib õhutemperatuur mullapinna lähedal olla 10 °C või rohkemgi kõrgem kui temperatuur 2 m kõrgusel. Sellest tulenevalt on WGT selles kahemeetrises kihis 100 m kõrgusel. üle 500°C/100 m. Tuul vähendab WGT-d, kuna kell Kui õhk on segatud, võrdsustub selle temperatuur erinevatel kõrgustel. Vähendage VGT pilvisust ja sademeid. Niiske pinnasega väheneb WGT atmosfääri pinnakihis järsult. Paljas pinnas (kesa) on VGT suurem kui arenenud põllukultuuril või niidul. Talvel on lumikatte kohal atmosfääri pinnakihis VGT väike ja sageli negatiivne.
Kõrguse korral nõrgeneb aluspinna ja ilmastiku mõju VGT-le ning VGT väheneb võrreldes selle väärtustega pinnaõhukihis. Üle 500 m on õhutemperatuuri ööpäevaste kõikumiste mõju nõrgenenud. Kõrgusel 1,5–5–6 km on UGT vahemikus 0,5–0,6 ° С / 100 m. 6–9 km kõrgusel tõuseb VGT ja on 0,65–0,75 ° С / 100 m. Troposfääri ülaosas langeb VGT taas 0,5–0,2°C/100 m.
Andmeid VGT kohta atmosfääri erinevates kihtides kasutatakse ilmaennustamisel, reaktiivlennukite meteoroloogiateenistustes ja satelliitide orbiidile saatmisel, samuti tööstusjäätmete atmosfääri paiskamise ja jaotamise tingimuste määramisel. Negatiivne VGT pinnaõhukihis öösel kevadel ja sügisel viitab külmumise võimalusele.
17. Õhuniiskuse omadused. Veeauru osarõhu ja suhtelise õhuniiskuse päevane ja aastane kulg.
Veeauru elastsus atmosfääris - veeauru osarõhk õhus
Maa atmosfäär sisaldab umbes 14 tuhat km 3 veeauru. Vesi satub atmosfääri aluspinnalt aurustumise tulemusena. Atmosfääris niiskus kondenseerub, liigub õhuvoolude toimel ja langeb taas erinevate sademete kujul Maa pinnale, tehes sellega pideva veeringe. Veeringe on võimalik tänu vee võimele olla kolmes olekus (vedel, tahke, gaasiline (aur)) ja kergesti liikuda ühest olekust teise. Niiskuse ringlus on kliima kujunemise üks olulisemaid tsükleid.
Veeauru sisalduse kvantifitseerimiseks atmosfääris kasutatakse õhuniiskuse erinevaid omadusi. Õhuniiskuse peamised omadused on veeauru rõhk ja suhteline õhuniiskus.
Veeauru elastsus (tegelik) (e) - veeauru rõhku atmosfääris väljendatakse mm Hg. või millibaarides (mb). Arvuliselt langeb see peaaegu kokku absoluutse niiskusega (veeauru sisaldus õhus g / m 3), seetõttu nimetatakse elastsust sageli absoluutseks niiskuseks. Küllastuselastsus (maksimaalne elastsus) (E) - veeauru sisalduse piir õhus antud temperatuuril. Küllastuselastsuse väärtus sõltub õhutemperatuurist, mida kõrgem on temperatuur, seda rohkem võib see veeauru sisaldada.
Niiskuse päevane kulg (absoluutne) võib olla lihtne ja kahekordne. Esimene langeb kokku päevase temperatuurimuutusega, on ühe maksimumi ja ühe miinimumiga ning on tüüpiline piisava niiskusega kohtadele. Seda täheldatakse ookeanide kohal ning talvel ja sügisel maismaal.
Kahekordsel rajal on kaks maksimumi ja kaks miinimumi ning see on tüüpiline suvehooajale maismaal: maksimumid kell 09:00 ja 20-21:00 ning miinimumid kell 06:00 ja 16:00.
Hommikune miinimum enne päikesetõusu on seletatav nõrga aurustumisega öötundidel. Kiirgusenergia suurenemisega suureneb aurustumine, veeauru elastsus saavutab maksimumi umbes 9 tunni pärast.
Pinna kuumutamise tulemusena tekib õhukonvektsioon, niiskuse ülekanne toimub kiiremini kui selle sissevool aurustumispinnalt, seetõttu tekib teine miinimum umbes 16 tunni pärast. Õhtuks konvektsioon seiskub ning aurustumine köetavalt pinnalt on veel üsna intensiivne ning niiskus koguneb alumistesse kihtidesse, andes teise maksimumi umbes 20-21 tunnil.
Veeauru elastsuse aastane kulg vastab temperatuuri aastasele kulgemisele. Suvel on veeauru elastsus suurem, talvel - väiksem.
Suhtelise niiskuse päevane ja aastane kulg on peaaegu kõikjal vastupidine temperatuuri kulgemisele, kuna maksimaalne niiskusesisaldus tõuseb temperatuuri tõustes kiiremini kui veeauru elastsus. Päevane suhtelise õhuniiskuse maksimum saabub enne päikesetõusu, minimaalne - 15-16 tunni ajal.
Aasta jooksul langeb maksimaalne suhteline õhuniiskus reeglina kõige külmemal kuul, minimaalne - kõige soojemal kuul. Erandiks on piirkonnad, kus suvel puhuvad merelt niisked tuuled ja talvel kuivad tuuled mandrilt.
Absoluutne niiskus = vee kogus antud õhuhulgas, mõõdetuna (g/m³)
Suhteline õhuniiskus = tegelik veekoguse (veeauru rõhu) protsent vee aururõhust sellel temperatuuril küllastustingimustes. Väljendatuna protsentides. Need. 40% õhuniiskus tähendab, et sellel temperatuuril võib kogu vesi aurustuda veel 60%.
| " |
Maa pinnale langevad päikesekiired soojendavad seda. Õhk soojendatakse alt üles, st maapinnalt.
Soojuse ülekanne alumistest õhukihtidest ülemistesse toimub peamiselt sooja, soojendatud õhu tõusmise ja külma õhu allapoole tõusu tõttu. Seda õhu soojendamise protsessi nimetatakse konvektsioon.
Muudel juhtudel toimub soojusülekanne ülespoole dünaamika tõttu turbulents. Nii nimetatakse kaootilisi pööriseid, mis tekivad õhus selle hõõrdumisel vastu maapinda horisontaalsel liikumisel või erinevate õhukihtide omavahelisel hõõrdumisel.
Konvektsiooni nimetatakse mõnikord termiliseks turbulentsiks. Konvektsiooni ja turbulentsi ühendab mõnikord üldnimetus - vahetada.
Atmosfääri alumiste kihtide jahutamine toimub erinevalt kuumutamisest. Maa pind kaotab pidevalt soojust ümbritsevasse atmosfääri, eraldades silmaga mittenähtavaid soojuskiiri. Eriti tugevaks muutub jahtumine pärast päikeseloojangut (öösel). Soojusjuhtivuse tõttu jahtuvad järk-järgult ka maapinnaga külgnevad õhumassid, kandes selle jahutuse üle katvatele õhukihtidele; samal ajal jahutatakse kõige intensiivsemalt kõige alumisi kihte.
Sõltuvalt päikeseküttest muutub alumiste õhukihtide temperatuur aasta ja päeva jooksul, saavutades maksimumi umbes 13-14 tunnil. Õhutemperatuuri ööpäevane kulg erinevatel päevadel sama koha kohta ei ole konstantne; selle väärtus sõltub peamiselt ilmastikust. Seega on alumiste õhukihtide temperatuurimuutused seotud maa (alus)pinna temperatuuri muutustega.
Õhutemperatuuri muutused tekivad ka selle vertikaalsest liikumisest.
Teatavasti õhk paisudes jahtub ja kokkusurumisel soojeneb. Atmosfääris ülespoole liikumise ajal õhk, langedes madalama rõhuga piirkondadesse, paisub ja jahtub, ja vastupidi, allapoole liikumise ajal õhk kokkusurudes soojeneb. Õhutemperatuuri muutused selle vertikaalsete liikumiste ajal määravad suuresti pilvede tekke ja hävimise.
Õhutemperatuur langeb tavaliselt kõrgusega. Keskmise temperatuuri muutus kõrgusega Euroopa kohal suvel ja talvel on toodud tabelis "Keskmised õhutemperatuurid Euroopa kohal".
Temperatuuri langust kõrgusega iseloomustab vertikaalne temperatuuri gradient. See on temperatuuri muutus iga 100 m kõrguse kohta. Tehniliste ja aeronavigatsiooniliste arvutuste puhul eeldatakse, et vertikaalne temperatuurigradient on 0,6. Tuleb meeles pidada, et see väärtus ei ole konstantne. Võib juhtuda, et temperatuur ei muutu üheski õhukihis kõrgusega. Selliseid kihte nimetatakse isotermi kihid.
Üsna sageli täheldatakse atmosfääris nähtust, kui teatud kihis temperatuur kõrgusega isegi tõuseb. Neid atmosfääri kihte nimetatakse inversioonikihid. Inversioonid tekivad erinevatel põhjustel. Üks neist on aluspinna jahutamine kiirgusega öösel või talvel selge taevaga. Mõnikord jahtuvad tuulevaikse või nõrga tuule korral ka pindmised õhukihid ja muutuvad pealiskihtidest külmemaks. Selle tulemusena on õhk kõrgusel soojem kui põhjas. Selliseid inversioone nimetatakse kiirgus. Tugevaid kiirguse inversioone täheldatakse tavaliselt lumikatte kohal ja eriti mägipiirkondades ning ka tuulevaikuse ajal. Inversioonikihid ulatuvad mitmekümne või saja meetri kõrgusele.
Inversioonid tekivad ka sooja õhu liikumise (advektsiooni) tõttu külmale aluspinnale. Need on nn advektiivsed inversioonid. Nende inversioonide kõrgus on mitusada meetrit.
Lisaks nendele inversioonidele täheldatakse frontaalseid inversioone ja kokkusurumisinversioone. Frontaalsed inversioonid tekivad siis, kui soojad õhumassid voolavad külmematele õhumassidele. Kompressiooni inversioonid tekivad õhu laskumisel atmosfääri ülakihtidest. Samas on laskuv õhk mõnikord nii kuumenenud, et selle all olevad kihid muutuvad külmemaks.
Temperatuuri inversioone täheldatakse troposfääri erinevatel kõrgustel, kõige sagedamini umbes 1 km kõrgusel. Inversioonikihi paksus võib varieeruda mitmekümnest kuni mitmesaja meetrini. Temperatuuride erinevus inversiooni ajal võib ulatuda 15-20°-ni.
Inversioonikihid mängivad ilmastikuoludes suurt rolli. Kuna inversioonikihi õhk on soojem kui aluskiht, ei saa alumiste kihtide õhk üles tõusta. Järelikult aeglustavad inversioonikihid vertikaalset liikumist all olevas õhukihis. Inversioonikihi all lennates täheldatakse tavaliselt reemi ("muhklikkust"). Inversioonikihist kõrgemal kulgeb lennuki lend tavaliselt normaalselt. Inversioonikihtide all arenevad nn lainelised pilved.
Õhutemperatuur mõjutab pilooditehnikat ja materjali tööd. Maapinna lähedal temperatuuril alla -20 ° õli külmub, nii et see tuleb täita kuumutatud olekus. Lennu ajal, madalatel temperatuuridel, jahutatakse mootori jahutussüsteemis olevat vett intensiivselt. Kõrgel temperatuuril (üle + 30 °) võib mootor üle kuumeneda. Õhutemperatuur mõjutab ka lennuki meeskonna töövõimet. Madalatel temperatuuridel, mis ulatuvad stratosfääris kuni -56 ° -ni, on meeskonna jaoks vaja spetsiaalset vormiriietust.
Õhutemperatuur on ilmaennustuse jaoks väga oluline.
Õhutemperatuuri mõõtmine lennukis lennu ajal toimub lennuki külge kinnitatud elektriliste termomeetrite abil. Õhutemperatuuri mõõtmisel tuleb arvestada, et tänapäevaste lennukite suurte kiiruste tõttu annavad termomeetrid vigu. Lennuki suured kiirused põhjustavad termomeetri enda temperatuuri tõusu, mille põhjuseks on selle reservuaari hõõrdumine õhu vastu ja õhu kokkusurumisest tingitud kuumenemine. Hõõrdeküte suureneb õhusõiduki lennukiiruse suurenedes ja seda väljendatakse järgmiste suurustega:
Kiirus km/h .............. 100 200 Z00 400 500 600
Hõõrdeküte....... 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°,b
Kompressioonist tingitud kuumutamist väljendatakse järgmiste suurustega:
Kiirus km/h .............. 100 200 300 400 500 600
Kuumutamine kompressioonist....... 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0
Pilvedes lennates on lennukile paigaldatud termomeetri näitude moonutused ülaltoodud väärtustest 30% väiksemad, kuna osa hõõrdumisel ja kokkusurumisel tekkivast soojusest kulub õhus kondenseerunud vee aurustamisele. õhk tilkade kujul.
Troposfääris langeb õhutemperatuur kõrgusega, nagu märgitud, keskmiselt 0,6 ºС iga 100 m kõrguse kohta. Pinnakihis võib aga temperatuurijaotus olla erinev: see võib nii langeda kui tõusta ning jääda konstantseks. Temperatuuri jaotusest kõrgusega annab ettekujutuse vertikaalne temperatuurigradient (VGT):
VGT väärtus pinnakihis sõltub ilmastikutingimustest (selge ilmaga on suurem kui pilvise ilmaga), aastaajast (suvel rohkem kui talvel) ja kellaajast (rohkem päeval kui öösel). Tuul vähendab VGT-d, kuna õhu segamisel võrdsustub selle temperatuur erinevatel kõrgustel. Niiske pinnase kohal väheneb WGT pinnakihis järsult ja palja mulla peal (kesa) on WGT suurem kui tihedatel põllukultuuridel või niitudel. Selle põhjuseks on erinevused nende pindade temperatuurirežiimis.
Õhutemperatuuri muutus kõrgusega määrab UGT märgi: kui UGT > 0, siis temperatuur langeb koos kaugusega aktiivsest pinnast, mis tavaliselt toimub päeval ja suvel; kui VGT = 0, siis temperatuur ei muutu kõrgusega; kui VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.
Sõltuvalt atmosfääri pinnakihis inversioonide tekkimise tingimustest jaotatakse need kiirgus- ja advektiivseteks.
1. Kiirgus inversioonid tekivad maapinna kiirgusjahtumisel. Sellised inversioonid aasta soojal perioodil tekivad öösel ja talvel täheldatakse neid ka päeval. Seetõttu jagunevad kiirgusinversioonid öisteks (suvisteks) ja talvisteks.
2. Advektiivne inversioonid tekivad sooja õhu advektsioonil (liikumisel) külmale aluspinnale, mis jahutab sellega külgnevaid edasiliikuva õhu kihte. Need inversioonid hõlmavad ka lume inversioone. Need tekivad üle 0°C õhu advektsioonil lumega kaetud pinnale. Temperatuuri langus madalaimas kihis on sel juhul seotud soojuse tarbimisega lume sulatamiseks.
Õhutemperatuuri mõõtmine
Meteoroloogiajaamades paigaldatakse termomeetrid spetsiaalsesse kabiinis, mida nimetatakse psühromeetriliseks kabiinis ja mille seinad on lamellidega. Päikesekiired sellisesse putkasse ei tungi, kuid samas on õhul sinna vaba juurdepääs.
Termomeetrid on monteeritud statiivile nii, et mahutid asuvad aktiivsest pinnast 2 m kõrgusel.
Kiireloomulist õhutemperatuuri mõõdetakse elavhõbeda psühromeetrilise termomeetriga TM-4, mis on paigaldatud vertikaalselt. Temperatuuridel alla -35°C kasutatakse madalakraadist alkoholitermomeetrit TM-9.
Äärmuslikke temperatuure mõõdetakse maksimaalsete TM-1 ja minimaalsete TM-2 termomeetritega, mis asetatakse horisontaalselt.
Õhutemperatuuri pidevaks salvestamiseks termograaf M-16A, mis on paigutatud lamellidega salvestatud kabiinis. Sõltuvalt trumli pöörlemiskiirusest on termograafid igapäevased ja iganädalased.
Põllukultuurides ja istandustes mõõdetakse õhutemperatuuri taimkatet häirimata. Selleks kasutatakse aspiratsioonipsühromeetrit.