Как уменьшается температура с высотой. Урок "изменение температуры воздуха с высотой". Как изменяется температура воздуха на высоте

Солнечные лучи, падающие на поверхность земли, нагревают ее. Нагревание же воздуха происходит снизу вверх, т. е. от земной поверхности.

Передача тепла от нижних слоев воздуха в верхние происходит главным образом благодаря подъему теплого, нагретого воздуха вверх и опусканию холодного вниз. Этот процесс нагрева воздуха называется конвекцией .

В других случаях передача тепла вверх происходит благодаря динамической турбулентности . Так называются беспорядочные вихри, возникающие в воздухе вследствие трения его о земную поверхность при горизонтальном перемещении или при трении разных слоев воздуха между собой.

Конвекцию иногда называют термической турбулентностью. Конвекцию и турбулентность объединяют иногда общим названием - обмен .

Охлаждение нижних слоев атмосферы происходит иначе, чем нагревание. Земная поверхность непрерывно теряет тепло в окружающую ее атмосферу путем излучения не видимых для глаза тепловых лучей. Особенно сильно охлаждение становится после захода солнца (в ночные часы). Благодаря теплопроводности прилегающие к земле воздушные массы также постепенно охлаждаются, передавая затем это охлаждение вышележащим слоям воздуха; при этом наиболее интенсивно охлаждаются самые низкие слои.

В зависимости от солнечного нагрева температура нижних слоев воздуха изменяется в течение года и суток, достигая максимума около 13-14 часов. Суточный ход температуры воз духа в разные дни для одного и того же места непостоянен; его величина зависит главным образом от состояния погоды. Таким образом, изменения температуры нижних слоев воздуха связаны с изменениями температуры земной (подстилающей) поверхности.

Изменения температуры воздуха происходят также и от вертикальных перемещений его.

Известно, что воздух при расширении охлаждается, при сжатии - нагревается. В атмосфере при восходящем движении воздух, попадая в области более низкого давления, расширяется и охлаждается, и, наоборот, при нисходящем движении воздух, сжимаясь, нагревается. Изменения температуры воздуха при его вертикальных движениях в значительной степени обусловливают образование и разрушение облаков.

Температура воздуха с высотой обычно понижается. Изменение средней температуры с высотой над Европой летом и зимой приведено в таблице "Средние температуры воздуха над Европой".

Уменьшение температуры с высотой характеризуется вертикальным температурным градиентом . Так называется изменение температуры на каждые 100 м высоты. Для технических и аэронавигационных расчетов вертикальный температурный градиент принимают равным 0,6. Нужно иметь в виду, что это величина непостоянная. Может случиться, что в каком-либо слое воздуха температура с высотой не будет изменяться. Такие слои называются слоями изотермии .

Весьма часто в атмосфере наблюдается явление, когда в некотором слое температура с высотой даже возрастает. Такие слои атмосферы называются слоями инверсии . Инверсии возникают от различных причин. Одной из них является охлаждение подстилающей поверхности путем излучения в ночное или зимнее время при ясном небе. Иногда, в случае штиля или слабого ветра, приземные слон воздуха также охлаждаются и становятся холоднее вышележащих слоев. В результате на высоте воздух оказывается более теплым, чем внизу. Такие инверсии называются радиационными . Сильные радиационные инверсии наблюдаются обычно над снежным покровом и особенно в горных котловинах, я также при штиле. Слои инверсии простираются до высоты нескольких десятков или сотен метров.

Инверсии возникают также вследствие перемещения (адвекции) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность. Это так называемые адвективные инверсии . Высота этих инверсии - несколько сот метров.

Кроме этих инверсий, наблюдаются инверсии фронтальные и инверсии сжатия. Фронтальные инверсии возникают при натекании теплых воздушных масс на более холодные. Инверсии сжатия возникают при опускании воздуха из верхних слоев атмосферы. При этом опускающийся воздух нагревается иногда настолько сильно, что нижележащие слои его оказываются более холодными.

Инверсии температуры наблюдаются на различных высотах тропосферы, наиболее часто-на высотах около 1 км. Толщина инверсионного слоя может колебаться от нескольких десятков, до нескольких сотен метров. Разность температур при инверсии может достигать 15-20°.

Слои инверсий играют большую роль в погоде. Вследствие того что воздух в слое инверсии теплее нижележащего слоя, воздух нижних слоев не может подняться. Следовательно, слои инверсий задерживают вертикальные движения в нижележащем слое воздуха. При полете под слоем инверсии обычно наблюдается рему («болтанка»). Выше же слоя инверсии полет самолета обычно происходит нормально. Под слоями инверсий развиваются так называемые волнистые облака.

Температура воздуха оказывает влияние на технику пилотирования и эксплуатацию материальной части. При температурах у земли ниже -20° застывает масло, поэтому заливать его приходится в подогретом состоянии. В полете при низких температурах интенсивно охлаждается вода в охлаждающей системе мотора. При повышенных же температурах (выше+30°) может получиться перегрев мотора. Температура воздуха влияет также и на работоспособность экипажа самолета. При низкой температуре, доходящей в стратосфере до -56°, требуется специальное обмундирование для экипажа.

Температура воздуха имеет весьма большое значение для прогноза погоды.

Измерение температуры воздуха во время полета на самолете производится при помощи электрических термометров, прикрепляемых на самолете. При измерении температуры воздуха необходимо иметь в виду, что вследствие больших скоростей современных самолетов термометры дают ошибки. Большие скорости самолетов вызывают повышение температуры самого термометра, обусловленное трением его резервуара о воздух и влиянием нагрева вследствие сжатия воздуха. Нагревание от трения с повышением скорости полета самолета возрастает и выражается следующими величинами:

Скорость в км/час............. 100 200 З00 400 500 600

Нагревание от трения....... 0°,34 1°,37 3°.1 5°,5 8°,6 12°,б

Нагревание же от сжатия выражается следующими величинами:

Скорость в км/час............. 100 200 300 400 500 600

Нагревание от сжатия....... 0°,39 1°,55 3°,5 5°,2 9°,7 14°,0

Искажения показаний термометра, установленного на самолете, при полете в облаках на 30 % меньше приведенных выше величин, вследствие того что часть тепла, возникающего при трении и сжатии, расходуется на испарение воды, сконденсированной в воздухе в виде капель.

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.

1. Температура воздуха, её изменение с высотой. Слой инверсии. Слой изотермии. Влияние на работу авиации.

2. Гроза. Причина возникновения. Стадии развития и строения грозовых облаков. Синоптические и метеоусловия их образования.

3. Особенности метео обслуживания авиа работ.

1. Температура воздуха – степень нагретости или характеристика теплового состояния воздуха. Она пропорциональна энергии движения молекул воздуха, измеряется в градусах по шкале Цельсия (0 С) или Кельвина (0 К) по абсолютной шкале. (В Англии и США используется шкала Фаренгейта (0 F).)

t 0 C = (t 0 F – 32)х5/9

Для измерения температуры применяются термометры, которые подразделяются:

по принципу действия: жидкостные (ртутные и спиртовые), металлические (термометры сопротивления, биметаллические пластинки и спирали), полупроводниковые (термисторы):

по назначению: на срочные, максимальные и минимальные.

На метеорологических площадках термометры устанавливают в метеорологических будках на высоте 2м от поверхности земли. Метеорологическая будка должна хорошо вентилироваться и защищать установленные в ней приборы от воздействия солнечных лучей.

Суточный ход температуры. В приземном слое температура изменяется в течение суток. Минимальная температура наблюдается обычно в момент восхода Солнца: в июле около - 3ч, в январе – около 7ч по местному среднему солнечному времени. Максимальная температура отмечается около 14-15часов.

Амплитуда колебаний температуры может меняться от нескольких градусов до десятков. Она зависит от времени года, широты места, высоты его над уровнем моря, рельефа, характера подстилающей поверхности, наличия облачности и развития турбулентности. Наибольшая амплитуда бывает в низких широтах, к котловинах с песчаной или каменистой почвой в безоблачные дни. Над морями и океанами суточный ход температуры незначителен.

Годовой ход температуры . В течение года максимальная температура воздуха в приземном слое над континентами наблюдается в середине лета, над океанами – в конце лета, минимальная температура - в середине или конце зимы.

Амплитуда годового хода зависит от широты места, близости моря и высоты над уровнем моря. Минимальная температура наблюдается в экваториальной зоне, максимальная – в районах с резко-континентальным климатом.

В природе наблюдаются также непериодические изменения температуры . Они связаны с изменением метеорологической обстановки (прохождением циклонов и антициклонов, атмосферных фронтов, вторжением теплой или холодной воздушной массы).

Изменение температуры с высотой .

Поскольку нижняя часть атмосферы нагревается главным образом от земной поверхности, то в тропосфере температура воздуха, как правило, понижается.

Для наглядного представления о распределении температуры с высотой над каким-либо пунктом можно построить график «температура – высота», который называется кривой стратификации . (См. Приложение Рис.5., Рис.5а.)

Для количественной оценки пространственного изменения того или иного метеорологического элемента (например, температуры, давления, ветра) используется понятие градиент – изменение величины метеоэлемента на единицу расстояния.

В метеорологии применяются вертикальный и горизонтальный градиенты температуры.

Вертикальный градиент температуры γ - изменение температуры на 100м высоты. При понижении температуры с высотой γ>0 (нормальное распределение температуры); при повышении температуры с высотой (инверсия ) - γ < 0; а если температура воздуха с высотой не меняется (изотермия ), то γ = 0.

Инверсии являются задерживающими слоями, они гасят вертикальные движения воздуха; под ними происходят скопления водяного пара или примесей, ухудшающих видимость, образуются туманы и различные формы облаков. Слои инверсии являются тормозящими слоями для горизонтальных движений воздуха.

Во многих случаях эти слои являются поверхностями разрыва ветра (над и под инверсией), имеет место резкое изменение скорости направления ветра.

В зависимости от причин возникновения различают следующие типы инверсий:

Радиационная инверсия – инверсия, возникающая вблизи земной поверхности вследствие излучения (радиации) ею большого количества тепла. Этот процесс происходит при ясном небе в теплое полугодие ночью, а в холодное в течение всех суток. В теплое время года их вертикальная мощность не превышает нескольких десятков метров. С восходом солнца такие инверсии обычно разрушаются. Зимой эти инверсии имеют большую вертикальную мощность (иногда 1-1,5км) и удерживаются в течение нескольких суток и даже недель.

Адвективная инверсия образуется при перемещении (адвекции) теплого воздуха по холодной подстилающей поверхности. Нижние слои охлаждаются, и это охлаждение путем турбулентного перемешивания передается в более высокие слои. В слое резкого уменьшения турбулентности наблюдается некоторый рост температуры (инверсия). Адвективная инверсия возникает на высоте нескольких сотен метров от земной поверхности. Вертикальная мощность составляет несколько десятков метров. Чаще всего бывает в холодную половину года.

Инверсия сжатия или оседания образуется в области повышенного давления (антициклоне) в результате опускания (оседания) верхних слоев воздуха и адиабатического нагревания этого слоя на 1 0 С на каждые 100м. Опускающийся нагретый воздух не распространяется до самой земли, а растекается на некоторой высоте, образуя слой с повышенной температурой (инверсией). Эта инверсия имеет большую горизонтальную протяженность. Вертикальная мощность составляет несколько сотен метро. Чаще сего эти инверсии образуются на высоте 1-3км.

Фронтальная инверсия связана с фронтальными разделами, являющимися переходными слоями между холодными и теплыми массами воздуха. На этих разделах холодный воздух всегда располагается внизу в виде острого клина, а теплый воздух – выше холодного. Переходный слой между ними называется фронтальной зоной и представляет собой слой инверсии толщиной в несколько сотен метров.

Инверсии, наблюдаемые в приземном слое, усложняют условия погоды, создавая затруднения для взлета и посадки ВС, а также для полетов на малых высотах.

Под инверсиями образуются дымки, туманы, ухудшающие горизонтальную видимость, и низкая облачность, затрудняющая выполнение визуального взлета и посадки самолетов.

С инверсиями, наблюдаемыми на высотах (на больших высотах – слой тропопаузы), связаны многие формы облаков, мощность которых иногда достигает нескольких километров. На поверхности инверсий могут возникать волны (наподобие морских, но со значительно большей амплитудой, роторы). При полете вдоль таких волн и роторов и при их пересечении воздушное судно испытывает болтанку

В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 ºС 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):

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.

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; 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 адветивные.

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.

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 0°С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.

Измерение температуры воздуха

На метеорологических станциях термометры устанавливают в особой будке, называемой психрометрической будкой, стенки которой жалюзийные. В такую будку не проникают лучи Солнца, но в то же время воздух имеет свободный доступ в нее.

Термометры устанавливают на штативе так, чтобы резервуары располагались на высоте 2 м от деятельной поверхности.

Срочную температуру воздуха измеряют ртутным психрометрическим термометром ТМ-4, который устанавливают вертикально. При температуре ниже -35°С используют низкоградус­ный спиртовой термометр ТМ-9.

Экстремальные температуры измеряют по максимальному ТМ-1 и минимальному ТМ-2 термометрам, которые укладывают горизонтально.

Для непрерывной записи температуры воздуха служит термограф М-16А, который помещают в жалюзийной будке для самописцев. В зависимости от скорости вращения барабана термографы бывают суточные и недельные.

В посевах и насаждениях температуру воздуха измеряют, не нарушая растительный покров. Для этого используют аспирационный психрометр.

Температура воздуха, безусловно, важный элемент комфортабельности человека. Мне, например, угодить в этом плане очень сложно, зимой я жалуюсь на холод, летом изнываю от жары. Однако этот показатель не статичен, ведь чем выше точка от поверхности Земли, тем там холоднее, но с чем связано подобное положение вещей? Начну с того, что температура - это одно из состояний нашей атмосферы , которая состоит из смеси самых разнообразных газов. Чтобы понять принцип "высотного похолодания", совсем не обязательно углубляться в изучение термодинамических процессов.

Почему изменяется температура воздуха с набором высоты

Еще со времен школьных уроков мне известно, что на вершинах гор и скалистых образований наблюдается снег даже в том случае, если у их подножья достаточно тепло . Это и является главным доказательством того, что на больших высотах может быть очень холодно. Однако не все так категорично и однозначно, дело в том, что при восхождении вверх воздух то остывает, то снова нагревается. Равномерное снижение наблюдается лишь до определенного момента, затем атмосфера в буквальном смысле лихорадит , проходя через следующие этапы:

1. Тропосфера.
2. Тропопауза.
3. Стратосфера.
4. Мезосфера и т.д.

Температурные колебания в разных слоях

Тропосфера отвечает за большинство погодных явлений , ведь она - самый низкий слой атмосферы, где летают самолеты и образуются облака. Находясь в ней, воздух стабильно замерзает, приблизительно каждые сто метров. Но, достигая тропопаузы, температурные колебания прекращаются и останавливаются в районе -60-70 градусов по Цельсию .

Самое удивительное, что в стратосфере она снижается практически до нуля, поскольку поддается нагреву от ультрафиолетового излучения . В мезосфере тенденция снова идет на снижение, а переход в термосферу сулит рекордный минимум - -225 по Цельсию . Далее происходит снова нагревание воздуха, однако из-за значительной потери в плотности, на этих уровнях атмосферы температура ощущается совсем иначе. По крайней мере, полетам орбитальных искусственных спутников ничто не угрожает.