Температурой воздуха называется одно из его свойств, выраженное в количестве делений соответствующей шкалы. В основе этого свойства лежит скорость движений молекул атмосферного воздуха. Чем выше скорость, тем выше температура.

Для измерения этого параметра используются различные шкалы, который существует порядка 12 типов. Но наиболее распространены три шкалы:

1. Цельсия (°C), ставшая частью метрической системы измерения (СИ). За ноль (0 °C) градусов принята температура таяния льда. А температура кипения воды служит отметкой в сто (100 °C) градусов. Одна сотая (1/100) разницы между этими температурами равняется одному (1 °C) градусу Цельсия.
2. Шкала Фаренгейта (°F) активно используется в США и некоторых других странах. Один (1 °F) градус примерно равен 1/180 разницы температур таяния льда (+32 °F) и кипения воды (+212 °F).
3. Градусы Кельвина (°K), часто используемые в метеорологии. В этой шкала за ноль принята температура абсолютного нуля, когда движение молекул прекращается (-273,15 °С). Поэтому все значения температур положительные.

Кроме этих шкал существуют и другие, к примеру градусы Рёмера, Ранкина, Делиля или Гука. Однако эти шкалы устарели или имеют специальное назначение, поэтому широкого применения не получили.

Как температура воздуха влияет на погоду

Погода формируется под воздействием множества факторов. Температура воздуха сказывается на высотном изменении давления. То есть, в тёплом воздухе высотные изменения давления менее выраженные, оно падает медленнее. Таким образом, области тёплого воздуха это области с высоким атмосферным давлением и наоборот - холодные области отличаются низким атмосферным давлением.

Исходя из вышеуказанного, температура воздуха косвенно влияет на образование ветра, ведь ветром называется движение воздушных масс между областями с различным давлением. Кроме того, от температуры воздуха зависят и некоторые осадки. При низких температурах дождь выпадает в виде снега.

Температура воздуха окружающей среды, вместе с частотой и количеством атмосферных осадков, выступает в роли одного из факторов, влияющих на относительную влажность воздуха. Чем выше температура, тем больше влажность воздуха. А наличие постоянных и обильных осадков ещё больше увеличивает содержание влаги в воздухе при высоких температурах. Примером подобного явления служат тропические климатические зоны.

Какую температуру воздуха принято считать комфортной

Комфортная температура воздуха для человека, одетого в лёгкую одежду составляет порядка 20 - 22 °С. Такое положение вещей объясняется особенностями теплообмена человеческого организма и окружающей среды. Организм в состоянии покоя теряет тепловую энергию тремя способами:

1. Радиация или непосредственно тепловое излучение (69% всей теплоотдачи);
2. Конвекция или замена нагретого воздуха вокруг тела холодным из окружающей среды (порядка 15%);
3. Испарение воды (19%).

Температура окружающего воздуха больше всего влияет на темп конвекции. Так, чем ниже температура воздух, тем дольше нагревается воздух вокруг тела и тем быстрее нагретый воздух заменяется холодным и наоборот. Именно благодаря замедлению конвекции одежда сохранять тепло.

Погодные факторы, которые вызывают колебания температуры воздуха

Температура воздуха окружающей среды имеет свойство меняться в зависимости от воздействия различных атмосферных факторов. Здесь важно понимать, что нагревание атмосферного воздуха происходит за счёт тепла, выделяемого поверхностью земли.

Таким образом, наибольшее влияние на температуру воздуха оказывает облачность. Плотный слой облаков препятствует нагреву почвы, следовательно, и нагреву воздуха. В ясные дни солнце сильнее прогревает поверхность земли, а та, в свою очередь, прогревает воздух.

ТЕМА: Водяной пар в атмосфере

1. Влажность воздуха. Характеристики влажности воздуха.

2. Изменение характеристик влажности воздуха с высотой и в растительном покрове.

3. Испарение. Скорость испарения.

4. Испаряемость. Коэффициент увлажнения.

5. Испарение с поверхности воды, почвы и растений.

6. Конденсация водяного пара. Сублимация водяного пара.

7. Продукты конденсации и сублимации водяного пара наземной поверхности и в свободной атмосфере.

8. Облака. Классификация облаков.

1. Влажность воздуха

«Влажность воздуха – содержание водяного пара в атмосфере».

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхности водоемов, почвы, снега, льда и растительного покрова.

1.Характеристики влажности воздуха

1. Парциальное давление водяного пара [е ] – давление, которое имеет водяной пар, находящийся в воздухе.

Измеряется в [г Па]. 1 г Па = 100 Па = 1 мб (миллибар)

2. Давление насыщенного водяного пара [ Е ] – это парциальное давление водяного пара, находящегося в состоянии насыщения.

(Насыщение пара – состояние, при котором в единице обьема воздуха содержится максимально возможное при данной температуре количество водяного пара).

Чем выше температура воздуха, тем большее количество водяного пара может в нем содержаться. Поэтому Е тем больше, чем выше температура воздуха .

Измеряется в [ гПа ] (гектопаскалях).

3. Абсолютная влажность воздуха [ а ] – количество водяного пара, содержащегося в воздухе. Измеряется в [г/м.куб].

4. Относительная влажность воздуха [f ] – отношение парциального давления водяного пара к давлению насыщенного водяного пара при данной температуре, выраженное в %

(т.е. измеряется в %).

Измеряется в [г Па]

С увеличением f , d уменьшается и при f = 100%, d = 0

1. Точка росы. [ t d ] – это температура, при которой объём воздуха, охлаждающейся при постоянном давлении, становится насыщенный водяным паром.

f [ °C ] –единицы измерения.

При f = 100%, температура воздуха является точкой росы.

Чем меньше водяного пара содержится в воздухе, тем ниже температура точки росы и наоборот.

2. Изменения характеристик влажности воздуха с высотой и в растительном покрове.

1. С высотой [е ] быстро уменьшается, т. к. в нижний слой атмосферы водяной пар поступает непрерывно благодаря испарению с земной поверхности, а в более высокие слои пара поступает меньше. [Е ] также резко уменьшается с высотой, за счет понижения температуры воздуха. А [ f ] изменяется неравномерно: вначале возрастает, т. к. с высотой уменьшается температура воздуха, затем начинает понижаться за счет меньшего поступления водяного пара в высокие слои атмосферы, а потом возрастает до 100% в слое облаков (от 0,5 до 10 км) Выше этого слоя водяного пара практически нет.
2. В растительном покрове влажность воздуха выше, чем над оголенной почвой за счет испарения с поверхности листьев растений (транспирации),а также благодаря снижению скорости ветра между растениями, что уменьшает перенос влаги.

Поэтому [ f ] и [ е ] в растительном покрове выше, чем над оголенной почвой:

Max f (80 – 90%) весь год в тропических и экваториальных лесах, а min (до 5% и менее в пустынях.

3. Испарение

Испарение – переход вещества из жидкого состояния в газообразное. Количественно испарение характеризуется скоростью испарения – это масса воды, испаряющаяся с единицы поверхности, в единицу времени [г/см. кв ]

Скорость испарения можно вычислить по следующей формуле:

	W=A (E 1 –e) Р

(закон Дальтона)

где (Е 1 – е) – дефицит насыщения, взятый по температуре испаряющей поверхности

Р – атмосферное давление

А – коэффициент, зависящий от скорости ветра [≈ 0, 0008]

Таким образом, скорость испарения зависит:

1. От температуры испаряющей поверхности (чем выше температура, тем больше скорость).

2. От дефицита насыщения (чем суше воздух, тем больше скорость).

3. От скорости ветра (ветер уносит влажный воздух, заменяя его на сухой и таким образом увеличивает скорость испарения).

4. От атмосферного давления (давление атмосферы затрудняет отрыв молекул воды от испаряющей поверхности, в результате скорость испарения уменьшается)

4. Испаряемость

Испаряемость - теоретически возможное испарение с увлажненной поверхности при данных метеорологических условиях.

Испаряемость может быть равна испарению, но на большей части планеты она выше, чем реальное испарение.

Например: В пустыне испарение примерно в 25 раз меньше испаряемости, т. к. осадков выпадает менее 100 мм/год, а испаряемость более 2.500 мм.

Увлажнение территории можно охарактеризовать с помощью коэффициента увлажнения.

R – количество осадков за год (мм)

I – испаряемость за год (мм)

Если К больше 1, увлажнение территории избыточное (то есть осадков выпадает больше, чем может испариться в данных условиях.

Если К=1 ,увлажнение нормальное.

Если К меньше 1 , но больше 0,3 –недостаточное.

Если ≤ 0,3 – скудное.

Чем меньше К увл, тем засушливее климат.

5. Испарение с поверхности воды, почвы и растений

1. Испарение с водной поверхности – зависит от всех тех же факторов, что и скорость испарения (то есть: от температуры, скорости ветра, сухости воздуха, атмосферного давления). Но дополнительно влияет и соленость воды: над раствором скорость испарения меньше, чем над пресной водой при тех же метеоусловиях.

2. Испарение с поверхности почвы – зависит от тех же факторов (температуры, скорости ветра, атмосферного давления, влажности воздуха), но, кроме того:

-влажности почвы (чем больше влажность, тем больше испарение)

-цвета почвы (у темных лучше испарение, так как они хорошо прогреваются)

-плотности почвы (плотные испаряют лучше, чем рыхлые, так как имеют капилляры)

-рельефа (южные склоны больше нагреваются; над возвышенностями скорость ветра больше, чем в низинах, поэтому испарение сильнее)

-растительный покров – растения затеняют почву, а так же уменьшают скорость ветра, и таким образом, снижают испарение.

«Процесс испарения влаги растениями – транспирация». Происходит через устьица, находящиеся на листьях, а у теневыносливых растений и через кутикулу (слой из кутина и воска)

.Значение транспирации:

1. Охлаждает растения, помогая избежать перегрева.

2. Создает непрерывный ток воды по растению – в результате через корни постоянно поступает вода с растворенными минеральными веществами

Интенсивность транспирации - количество воды, испаряемой растениями

с единицы листовой поверхности в единицу времени.

[ г/см 2 ]

зависит от состояния атмосферы, влажности почвы и способности растения регулировать испарения. Эта способность различна у каждого вида и обеспечивается разнообразными физиологическими и анатомо-морфологическими механизмами (плотная кутикула, опушение способность листьев сворачиваться и т. д.)

Суммарное испарение поля – сумма испарения воды с поверхности почвы и транспирации.

6. Конденсация водяного пара

Конденсация – переход вещества из газообразного состояния в жидкое. Для конденсации водяного пара в атмосфере необходимо 2 условия:

1. Охлаждение воздуха до температуры ниже точки росы –

Охлаждение воздуха до точки росы делает его насыщенным, а при дальнейшем понижении температуры воздуха, водяной пар, содержащийся в нем, становится перенасыщенным и излишки пара, превышающие предел насыщения, конденсируются.

2. Наличие ядер конденсации в атмосфере

Ядра конденсации – это аэрозольные частицы, находящиеся в атмосфере, на поверхности которых происходит адсорбция молекул водяного пара и в, результате образуются капли воды.

Без ядер конденсации капли воды образуются только при большом перенасыщении воздуха водяным паром (f более 400%), что в природе практически никогда не происходит.

Ядра конденсации подразделяют на гигроскопические (это обычно кристаллы солей), на их поверхности адсорбция молекул воды происходит уже при f чуть ниже 100%.

И негигроскопические (смачиваемые) – это частицы почвы, сажи и т. д., на них адсорбция происходит при f чуть более 100%

Сублимация – переход водяного пара из газообразного состояния в твердое, минуя жидкую фазу. Она происходит при температуре ниже 0 0 С.

7.А. Продукты конденсации и сублимации водяного пара на земной поверхности

Воздух соприкасается с земной поверхностью. И в зависимости от ее температуры, а также от температуры и влажности воздуха может происходить конденсация или сублимация водяного пара, и образуются следующие продукты:

1. Роса – мелкие капли воды, образующиеся на поверхности почвы, камнях, растениях при температуре выше 0 0 С. Ночью земная поверхность охлаждается вследствие теплового излучения земли, а от земной поверхности охлаждается и нижний слой воздуха. Если температура воздуха опустится ниже точки росы, произойдет конденсация водяного пара – в результате выпадет роса . Утром роса быстро испаряется.

2. Иней – мелкие кристаллы льда, образующиеся на горизонтальных поверхностях (почве, наземных предметах) в результате тех же причин, что и роса, но при температуре ниже 0 0 С (то есть путем сублимации). Образование инея чаще всего происходит осенью и весной.

3. Изморозь: существует 2 вида → зернистая (это рыхлый снеговидный осадок, нарастающий на ветвях деревьев, проводах, заборах и на других вертикальных и горизонтальных поверхностях, при наличии тумана и температуре –2 ; -7 0 С) и кристаллическая - пушистый слой кристаллов льда, образующийся на тех же поверхностях, но при температуре ниже -15 0 С. Изморозь образуется также путем сублимации, но только зимой.

4. Гололед – слой гладкого льда, образующийся на земной поверхности, стволах деревьев, проводах вследствие намерзания на них очень переохлажденных капель дождя или тумана (в атмосфере переохлажденные капли могут находится при температуре даже до –20 0 С, но при соприкосновении с холодной поверхностью они тут же намерзают на нее). Не путать с гололедицей!

7. Б. Продукты конденсации и сублимации водяного пара в свободной атмосфере

Туман – мельчайшие капли воды и кристаллики льда, взвешенные в атмосфере. Причина возникновения – конденсация или сублимация водяного пара в самом нижнем слое воздуха, в результате его охлаждения (капли тумана отличаются от росы малыми размерами).

Существует 3 основных вида туманов ; в зависимости от условий образования выделяют:

1. Радиационный туман (образуется в результате сильного выхолаживания земной поверхности в ясные тихие ночи)

2. Адвективный туман (возникает при движении теплого воздуха над охлажденной поверхностью).

3. Туман испарения (образуется вследствие испарения влаги с поверхности теплой воды. Попадая в холодный воздух, водяной пар конденсируется вновь. Наблюдается над теплыми морскими течениями; например: Гольфстрим в Атлантическом океане, и горячими источниками)

Горизонтальная видимость при тумане менее 1 км, если больше 1 км, но меньше 10км – это дымка.

Облака – продукты конденсации и сублимации водяного пара, взвешенные в свободной атмосфере, на расстоянии 0,5 км и более от земной поверхности.

По составу облака бывают

Водяные ЛедяныеСмешанные

(состоят из (из кристаллов (из переохлажденных

капель воды) льда) капель и снежных

кристаллов)

«Высоту, на которой водяной пар в поднимающемся воздухе становится насыщенным, называют уровень конденсации».

Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции – это высота, на которую может подняться объем воздуха в результате тепловой конвекции

2род. Перисто – кучевые - в виде очень мелких белых хлопьев или ряби.

3род. Перисто - слоистые - в виде тонкой, прозрачной белой пелены.

Б. Семейство облаков среднего яруса (высота нижнего основания от 2 до 6 км)

Более плотные облака, состоят из снежинок и переохлажденных капель воды, поэтому имеют светло- серый цвет. Сквозь них плохо просвечивают или совсем не просвечивают Солнце и Луна. Дают слабые тени. Обычно не дают осадков, и редко зимой.

4 род. Высоко – кучевые – имеют вид крупных хлопьев, округлых масс, расположенных часто рядами или группами

5 род. Высоко – слоистые – в виде однородной сероватой пелены.

В. Семейство облаков нижнего яруса (высота нижнего основания менее 2 км).

Это плотные, не просвечивающие облака, дающие хорошую тень. Состоят из капель воды и имеют темно- серый цвет. Обычно дают осадки.

6 род. Слоистые облака – имеют вид однородного серого покрова, расположенного очень низко. Дают моросящие осадки.

7 род. Слоисто – кучевые облака – представляют собой неоднородный серый слой, в котором четко выделяются отдельные глыбы, пластины облаков. Осадки из таких облаков не достигают земной поверхности.

8 род. Слоисто – дождевые – наиболее темные и низко расположенные облака в виде сплошной пелены. Дают обложные осадки.

Г. Семейство облаков вертикального развития (высота нижнего основания менее 2 км, а вершины достигать могут верхнего яруса). Образуются в результате тепловой конвекции, (то есть восходящих потоков воздуха).

9 род. Кучевые облака – отдельные, плотные, белые массы различных размеров. Никогда не дают осадков (в наших широтах)

10 род. Кучево-дождевые (грозовые) облака – образуются в результате дальнейшего развития кучевых облаков. Имеют вид больших башен, гор. В верхней части состоят из ледяных кристаллов, в средней – смешанные, в нижней – из капель воды. Поэтому основание свинцово-синего цвета, а вершины белые. Дают ливневые осадки, часто с градом и грозовыми ливнями.

В метеорологии степень покрытия неба облаками определяют визуально (на глаз) в баллах от 0 до 10.

10 баллов – покрыто все небо, облаков нет или покрыто менее 1/10 части неба, 1 балл-покрытие 1/10 неба.

Голубая планета...

Эта тема должна была появится на сайте одной из первых. Ведь и вертолеты – атмосферные летательные аппараты. Атмосфера Земли – их, так сказать, среда обитания:-). А физические свойства воздуха как раз и определяют качество этого обитания:-). То есть это одна из основ. И об основе всегда пишут вначале. Но сообразил я об этом только сейчас. Однако лучше, как известно, поздно, чем никогда… Коснемся этого вопроса, в дебри и ненужные сложности однако не залезая:-).

Итак… Атмосфера Земли . Это газовая оболочка нашей голубой планеты. Такое название всем известно. А почему голубая? Просто потому, что «голубая» (а также синяя и фиолетовая) составляющая солнечного света (спектра) наиболее хорошо рассеивается в атмосфере, окрашивая ее тем самым в голубовато-синеватые, иногда с оттенком фиолетового тона (в солнечный день, конечно:-)).

Состав атмосферы Земли.

Состав атмосферы достаточно широк. Перечислять в тексте все составляющие не буду, для этого есть хорошая иллюстрация.Состав всех этих газов практически постоянен, за исключением углекислого газа (СО 2 ). Кроме того в атмосфере обязательно содержится вода в виде паров, взвеси капель или кристаллов льда. Количество воды непостоянно и зависит от температуры и, в меньшей степени, от давления воздуха. Кроме того атмосфера Земли (особенно нынешняя) содержит и определенное количество я бы сказал «всякой гадости»:-). Это SO 2 , NH 3 , CO , HCl , NO , кроме того есть там пары ртути Hg . Правда все это находится там в небольших количествах, слава богу:-).

Атмосферу Земли принято делить на несколько следующих друг за другом по высоте над поверхностью зон.

Первая, самая близкая к земле - это тропосфера . Это самый нижний и, так сказать, основной слой для жизнедеятельности разного вида. В нем содержится 80% массы всего атмосферного воздуха (хотя по объему она составляет всего около 1% всей атмосферы) и около 90% всей атмосферной воды. Основная масса всех ветров, облаков, дождей и снегов 🙂 — оттуда. Тропосфера простирается до высот порядка 18 км в тропических широтах и до 10 км в полярных. Температура воздуха в ней падает с подъемом на высоту примерно 0,65º на каждые 100 м.

Атмосферные зоны.

Зона вторая – стратосфера . Надо сказать, что между тропосферой и стратосферой выделяют еще одну узкую зону – тропопаузу . В ней прекращается падение температуры с высотой. Тропопауза имеет среднюю толщину 1,5- 2 км, но границы ее нечетки и тропосфера часто перекрывает стратосферу.

Так вот стратосфера имеет высоту в среднем от 12 км до 50 км. Температура в ней до 25 км остается неизменной (порядка -57ºС), затем где-то до 40 км повышается примерно до 0ºС и далее до 50 км остается неизменной. Стратосфера – относительно спокойная часть атмосферы земли. Неблагоприятные погодные условия в ней практически отсутствуют. Именно в стратосфере располагается знаменитый озоновый слой на высотах от 15-20 км до 55-60 км.

Далее следует небольшой пограничный слой стратопауза , температура в которой сохраняется около 0ºС, и затем следующая зона мезосфера. Она простирается до высот 80-90 км, и в ней температура падает примерно до 80ºС. В мезосфере обычно становятся видны мелкие метеоры, которые начинают в ней светиться и там же сгорают.

Следующий узкий промежуток – мезопауза и за ней зона термосфера . Ее высота – до 700-800 км. Здесь температура опять начинает повышаться и на высотах порядка 300 км может достигать величин порядка 1200ºС. Далее она остается постоянной. Внутри термосферы до высоты около 400 км расположена ионосфера. Здесь воздух сильно ионизирован из-за воздействия солнечной радиации и обладает большой электропроводностью.

Следующая и, вобщем-то, последняя зона – экзосфера . Это так называемая зона рассеяния . Здесь в основном присутствует очень сильно разреженный водород и гелий (с преобладанием водорода). На высотах порядка 3000 км экзосфера переходит в ближнекосмический вакуум.

Вот примерно где-то так. Почему примерно? Потому что слои эти достаточно условны. Возможны различные изменения высоты, состава газов, воды, величины температуры, ионизации и так далее. Кроме того существует еще немало терминов, определяющих строение и состояние атмосферы земли.

Например гомосфера и гетеросфера . В первой атмосферные газы хорошо перемешаны, и их состав достаточно однороден. Вторая расположена выше первой и такого перемешивания там уже практически нет. Газы в ней разделяет гравитация. Граница между этими слоями расположена на высоте 120 км, и называется она турбопауза .

С терминами пожалуй покончим, но обязательно еще добавлю, что условно принято считать, что граница атмосферы расположена на высоте 100 км над уровнем моря. Эта граница называется Линия Кармана .

Добавлю еще две картинки для иллюстрации строения атмосферы. Первая, правда, на немецком, но зато полная и достаточно легка в понимании:-). Ее можно увеличить и хорошо рассмотреть. Вторая показывает изменение температуры атмосферы с высотой.

Строение атмосферы Земли.

Изменение температуры воздуха с высотой.

Современные пилотируемые орбитальные космические аппараты летают на высотах около 300-400 км . Однако это уже не авиация, хотя область, конечно, в определенном смысле близкородственная, и мы о ней еще непременно поговорим:-).

Зона авиации – это тропосфера. Современные атмосферные летательные аппараты могут летать и в нижних слоях стратосферы. Например практический потолок МИГ-25РБ – 23000 м .

Полет в стратосфере.

И именно физические свойства воздуха тропосферы определяют каким будет полет, насколько будет эффективна система управления самолета, как будет влиять на него турбулентность в атмосфере, как будут работать двигатели.

Первое основное свойство – это температура воздуха . В газодинамике она может определяться по шкале Цельсия либо по шкале Кельвина .

Температура t 1 на заданной высоте Н по шкале Цельсия определяется:

t 1 = t — 6,5Н , где t – температура воздуха у земли.

Температура по шкале Кельвина называется абсолютной температурой , ноль по этой шкале – это абсолютный ноль. При абсолютном нуле прекращается тепловое движение молекул. Абсолютный ноль по шкале Кельвина соответствует -273º по шкале Цельсия.

Соответственно температура Т на высоте Н по шкале Кельвина определяется:

T = 273K + t — 6,5H

Давление воздуха . Атмосферное давление измеряется в Паскалях (Н/м 2), в старой системе измерения в атмосферах (атм.). Существует еще такое понятие как барометрическое давление. Это давление, измеренное в миллиметрах ртутного столба при помощи ртутного барометра. Барометрическое давление (давление на уровне моря) равное 760 мм рт. ст. называется стандартным. В физике 1 атм. как раз и равна 760 мм рт.ст.

Плотность воздуха . В аэродинамике чаще всего пользуются таким понятием, как массовая плотность воздуха. Это масса воздуха в 1 м 3 объема. Плотность воздуха с высотой меняется, воздух становится более разреженным.

Влажность воздуха . Показывает количество воды, находящееся в воздухе. Существует понятие «относительная влажность ». Это отношение массы водяного пара к максимально возможной при данной температуре. Понятие 0%, то есть когда воздух совершенно сухой может существовать вобщем-то только в лаборатории. С другой стороны 100%-ная влажность вполне реальна. Это означает, что воздух впитал в себя всю воду, которую мог впитать. Что-то типа абсолютно «полной губки». Высокая относительная влажность снижает плотность воздуха, а малая, соответственно повышает.

В связи с тем, что полеты самолетов происходят при разных атмосферных условиях, то и их полетные и аэродинамические параметры на одном режиме полета могут быть различными. Поэтому для правильной оценки этих параметров введена Международная стандартная атмосфера (МСА) . Она показывает изменение состояния воздуха с подъемом на высоту.

За основные приняты параметры состояния воздуха при нулевой влажности:

давление P = 760 мм рт. ст. (101,3 кПА);

температура t = +15°C (288 К);

массовая плотность ρ = 1,225 kg/m 3 ;

Для МСА принято (как уже было сказано выше:-)), что температура падает в тропосфере на 0,65º на каждые 100 метров высоты.

Стандартная атмосфера (пример до 10000 м).

Таблицы МСА используются при градуировании приборов, а также для штурманских и инженерных расчетов.

Физические свойства воздуха включают в себя также такие понятия как инертность, вязкость и сжимаемость.

Инертность — свойство воздуха, характеризующее его способность сопротивляться изменению состояния покоя или равномерного прямолинейного движения. Мерой инертности является массовая плотность воздуха. Чем она выше, тем выше инертность и сила сопротивления среды при движении в ней самолета.

Вязкость . Определяет сопротивление трения об воздух при движении самолета.

Сжимаемость определяет изменение плотности воздуха при изменении давления. На малых скоростях движения летательного аппарата (до 450 км/ч) изменения давления при обтекании его воздушным потоком не происходит, но при больших скоростях начинает проявляться эффект сжимаемости. Особенно сказывается его влияние на сверхзвуке. Это отдельная область аэродинамики и тема для отдельной статьи:-).

Ну вот кажется пока все… Пора закончить это слегка нудноватое перечисление, без которого однако не обойтись:-). Атмосфера Земли , ее параметры, физические свойства воздуха также важны для летательного аппарата, как и параметры самого аппарата, и о них нельзя было не упомянуть.

Пока, до следующих встреч и более интересных тем 🙂 …

P.S. На сладкое предлагаю посмотреть ролик снятый из кабины спарки МИГ-25ПУ при его полете в стратосферу. Снимал, видимо, турист, у которого есть деньги для таких полетов:-). Снято в основном все через лобовое стекло. Обратите внимание на цвет неба…

В течение суток температура воздуха меняется. Самая низкая температура наблюдается перед восходом Солнца, самая высокая — в 14-15 часов.

Чтобы определить среднесуточную температуру, надо измерять температуру четыре раза в сутки: в 1 час ночи, в 7 часов утра, в 1 час дня, в 7 часов вечера. Среднее арифметическое этих измерений и является среднесуточной температурой.

Температура воздуха меняется не только в течение суток, но и в течение года (рис. 138).

Рис. 138. Головой ход температуры воздуха на широте 62° с. ш.: 1 — Торсхавн Дания (морской тин), средняя годовая температура 6,3 °С; 2- Якутск (континентальный тип) — 10.7 °С

Среднегодовая температура — это среднее арифметическое температур за все месяцы года. Она зависит от географической широты, характера подстилающей поверхности и переноса тепла из низких широт в высокие.

Южное полушарие в целом холоднее Северного из-за покрытой льдом и снегом Антарктиды.

Самый теплый месяц в году в Северном полушарии — это июль, а самый холодный — январь.

Линии на картах, соединяющие пункты с одинаковой температурой воздуха, называются изотермами (от греч. isos — равный и therme — тепло). Об их сложном расположении можно судить по картам январских, июльских и годовых изотерм.

Климат на соответствующих параллелях Северного полушария теплее аналогичных параллелей Южного полушария.

Самые высокие годовые температуры на Земле наблюдаются на так называемом термическом экваторе. Он не совпадает с географическим экватором и находится на 10° с. ш. Это объясняется тем, что в Северном полушарии большую площадь занимает суша, а в Южном полушарии, наоборот, — океаны, которые затрачивают тепло на испарение, а кроме этого, сказывается влияние покрытой льдом Антарктиды. Среднегодовая температура на параллели 10° с. ш. составляет 27 °С.

Изотермы не совпадают с параллелями несмотря на то, что солнечная радиация распределяется зонально. Они изгибаются, переходя с материка на океан, и наоборот. Так, в Северном полушарии в январе над материком изотермы отклоняются к югу, а в июле — к северу. Это связано с неодинаковыми условиями нагревания суши и воды. Зимой суша охлаждается, а летом нагревается быстрее, чем вода.

Если анализировать изотермы в Южном полушарии, то в умеренных широтах их ход очень близок к параллелям, поскольку там мало суши.

В январе самая высокая температура воздуха наблюдается на экваторе — 27 °С, в Австралии, Южной Америке, центральной и южной частях Африки. Самая низкая температура января отмечена на северо-востоке Азии (Оймякон, -71 °С) и на Северном полюсе -41 °С.

Самой «теплой параллелью июля» является параллель 20° с.ш. с температурой 28 °С, а самое холодное место в июле — южный полюс со средней месячной температурой -48 °С.

Абсолютный максимум температуры воздуха зарегистрирован в Северной Америке (+58,1 °С). Абсолютный минимум температуры воздуха (-89,2 °С) был отмечен на станции «Восток» в Антарктиде.

Наблюдения выявили существование суточных и годовых колебаний температуры воздуха. Разность между наибольшими и наименьшими значениями температуры воздуха в течение суток называется суточной амплитудой, а в течение года - годовой амплитудой температуры.

Суточная амплитуда температуры зависит от ряда факторов:

• широты местности — уменьшается при движении из низких в высокие широты;
• характера подстилающей поверхности — она выше на суше, чем над океаном: над океанами и морями суточная амплитуда температуры равна всего 1-2 °С, а над степями и пустынями достигает 15-20 °С, так как вода нагревается и остывает медленнее, чем суша; кроме этого, она возрастает в районах с оголенной почвой;
• рельефа местности — вследствие опускания в долину холодного воздуха со склонов;
• облачности — с ее увеличением суточная амплитуда температуры уменьшается, так как облака не позволяют земной поверхности сильно нагреваться днем и остывать ночью.

Величина суточной амплитуды температуры воздуха — один из показателей континентальности климата: в пустынях ее значение намного больше, чем в районах с морским климатом.

Годовая амплитуда температуры имеет закономерности, сходные с суточной амплитудой температуры. Она зависит главным образом от широты местности и близости океана. Над океанами годовая амплитуда температуры чаще всего не больше 5-10 °С, а над внутренними районами Евразии — до 50-60 °С. Вблизи экватора средние месячные температуры воздуха мало отличаются друг от друга на протяжении года. В более высоких широтах годовая амплитуда температур возрастает, и в районе Москвы она составляет 29 °С. На одной и той же широте годовая амплитуда температуры увеличивается с удалением от океана. В зоне экватора над океаном годовая амплитуда температуры равна всего Г, а над континентами — 5-10°.

Различные условия нагревания воды и суши объясняются тем, что теплоемкость воды в два раза больше, чем суши, и при одинаковом количестве тепла суша нагревается вдвое быстрее воды. При охлаждении происходит обратное. Кроме этого, вода при нагревании испаряется, при этом расходуется значительное количество тепла. Немаловажным является и то, что на суше тепло распространяется практически только в верхнем слое почвы, а в глубину передастся лишь небольшая его часть. В морях и океанах же идет нагрев значительной толщи. Этому способствует вертикальное перемешивание воды. В результате океаны накапливают тепла гораздо больше, чем суша, удерживают его дольше и расходуют более равномерно, чем суша. Океаны медленнее нагреваются и медленнее охлаждаются.

Годовая амплитуда температуры в Северном полушарии составляет 14 °С, а в Южном — 7 °С. Для земного шара средняя годовая температура воздуха у земной поверхности составляет 14 °С.

Тепловые пояса

Неравномерность распределения тепла на Земле в зависимости от широты места позволяет выделить следующие тепловые пояса, границами которых являются изотермы (рис. 139):

• тропический (жаркий) пояс расположен между годовыми изотермами + 20 °С;
• умеренные пояса Северного и Южного полушарий — между годовыми изотермами +20 °С и изотермой самого теплого месяца +10 °С;
• полярные (холодные) пояса обоих полушарий расположены между изотермами самого теплого месяца +10 °С и О °С;
• пояса вечного мороза ограничены изотермой 0 °С самого теплого месяца. Это царство вечных снегов и льдов.

Рис. 139. Тепловые пояса Земли

Все, кто летал на самолете, привыкли к сообщению такого рода: «наш полет проходит на высоте 10 000 м, температура за бортом - 50 °С». Кажется, ничего особенного. Чем дальше от нагретой Солнцем поверхности Земли, тем холоднее. Многие думают, что понижение температуры с высотой идет непрерывно и постепенно температура падает, приближаясь к температуре космоса. Между прочем, так думали ученые вплоть до конца 19 века.

Разберемся подробнее с распределением температуры воздуха над Землей. Атмосферу подразделяют на несколько слоев, которые и отражают в первую очередь характер изменения температуры.

Нижний слой атмосферы называется тропосферой , что означает „сфера поворота". Все перемены погоды и климата являются результатом физических процессов, происходящих именно в этом слое. 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, атмосфера 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. В умеренных широтах более 75% массы атмосферы находится в тропосфере. В тропиках же в пределах тропосферы находится около 90% массы атмосферы.

В 1899 г. 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 , что означает „сфера слоя". Термин стратосфера означает 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. Это повышение температуры объясняют реакцией образования озона — одной из главных химических реакций, происходящих в атмосфере.

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. 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. Озоносфера поглощает часть лучистой энергии, 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), достигая, по некоторым данным, 0 °С.

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.

Термосфера является первым слоем ионосферы . В отличие от упомянутых ранее слоев, ионосфера выделена не по температурному признаку. 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, второй слой ионосферы, часто называется экзосферой . Этот термин указывает на существование окраины космоса вблизи Земли. Определить, где именно кончается атмосфера и начинается космос, трудно, поскольку с высотой плотность атмосферных газов уменьшается постепенно и сама атмосфера плавно превращается почти в вакуум, в котором встречаются лишь отдельные молекулы. 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.

Подробнее о процессах а атмосфере можно узнать на сайте «Земной климат»