Физические характеристики атмосферы и их влияние на полет

Температура воздуха.

Тепловое состояние воздуха характеризуется его температурой, которая является одной из физических характеристик состояния атмосферы.

Температура воздуха – это степень нагретости воздуха.

Источником тепла для Земли является лучистая энергия Солнца, Звезд, Луны, других планет и внутреннее тепло самой Земли. Лучистая энергия Солнца называется солнечной радиацией. Это основной источник тепла для Земли, а все остальные источники практически не имеют значения для теплового состояния атмосферы.

Основная часть солнечной радиации является коротковолновой. Она слабо поглощается атмосферой.

Коротковолновая солнечная радиация, достигнув земной поверхности, нагревает её, а Земля излучает в окружающее пространство длинноволновые (инфракрасные) лучи. Это земное излучение почти полностью поглощается атмосферой, нагревая её.

Таким образом, нагревание атмосферного воздуха происходит в основном не прямыми солнечными лучами, а тепловой энергией, излучаемой земной поверхностью.

Передача тепла от земной поверхности в атмосферу происходит главным образом благодаря термической конвекции, турбулентности и излучению. В нагревании воздуха большую роль играет также конденсация водяного пара, при которой выделяется большое количество скрытой теплоты конденсации. Перенос тепла осуществляется также за счет горизонтальных перемещений воздуха.

Температура является мерой кинетической энергии, теплового движения молекул и атомов, составляющих воздух.

Температура воздуха не является непосредственно измеряемой величиной. Значение температуры определяется по изменению какого-либо удобного для измерения физического свойства термометрического вещества. Выбрав термометрическое вещество и свойство задают реперную (начальную) точку от- счета и величину градуса. В качестве реперов в настоящее время используются температуры перехода вещества из одного агрегатного состояния в другое. На равновесиях вода – лед и вода – пар при нормальном атмосферном давлении основана шкала Цельсия (точка таяния льда 0⁰С, число градусов на шкале 100), Фаренгейта (точка таяния льда 32⁰F, число градусов на шкале 180). Переход от одной шкалы к другой производится по формулам:

t⁰C=5/9 (t⁰F-32) (2.1)

t⁰F= 9/5 t⁰C+32 (2.2)

В теоретической метеорологии используется абсолютная температурная шкала, Кельвина. Точка таяния льда (0⁰С) по этой шкале соответствует 273⁰К, а

точка кипения воды (100⁰С) соответствует 373⁰К. Температура по этой шкале обозначается буквой Т. Переход от шкалы Кельвина к Цельсию и наоборот осуществляется по формулам:

Т⁰К=t⁰ С+273⁰ (2.3)

t⁰С= Т⁰C-273⁰ (2.4)

Абсолютный нуль по шкале Кельвина соответствует-273ºС и означает полное прекращение движения молекул.

На метеорологических станциях температура воздуха измеряется термометрами, установленными на высоте 2 м от поверхности почвы. Они помещены в специальную психрометрическую будку, которая защищает термометры от прямого попадания солнечных лучей и хорошо вентилируется, чтобы обеспечить полный контакт с окружающим воздухом.

Температура воздуха зависит от количества тепла, поступающегося в виде солнечной радиации на данной географической широте, от характера подстилающей поверхности (вода, суша, рельеф местности) и от связанной с этими факторами атмосферной циркуляции. Неоднородность земной поверхности и атмосферная циркуляция приводит в разных районах земного шара к значительным нарушениям в общей тенденции возрастания температуры воздуха от полярных областей к тропическим. Зимой температура воздуха на одной и той же широте над материками ниже, чем над океанами, а летом выше. Эти различия особенно резко проявляются в умеренных широтах Северного полушария, где большая часть суши покрыта снегом и сильно выхолаживается, а поверхность океана остается сравнительно теплой. В низких широтах различия температуры воздуха над материком и океаном сглаживаются.

Температура воздуха имеет суточный и годовой ход, что обуславливается суточным и годовым изменением притока солнечного тепла. Над сушей суточный ход температуры воздуха зависит от полуденной высоты Солнца, продолжительности дня и ночи, а также от местных условий (рельефа, облачности, растительности, характера почвы, наличия водоемов и пр.). Максимальная температура в приземном слое воздуха бывает обычно между 13 и 15 часами, а минимальная – перед восходом Солнца. Самые большие амплитуды суточных колебаний бывают в пустынях тропических областей, где разность между ночной минимальной температурой и дневной максимальной может достигать 20⁰ и более. Над океанами вследствие большой теплоемкости воды и турбулентного перемешивания суточные амплитуды не превышают 2-3⁰С. При пасмурной погоде и на суше и на море суточный ход температуры сильно сглажен.

Годовой ход температуры зависит от широты места, близости моря и высоты места над уровнем моря. В северном полушарие максимум температуры на континенте наблюдается в июле, минимум – в январе. На океанах и побережьях максимум чаще всего бывает в августе, минимум- в феврале или начале марта. С увеличением широты места годовая амплитуда температуры возрастает, достигая

наибольшей величины в полярных областях.

Температура воздуха изменяется по горизонтали и вертикали. Горизонтальное изменение температуры воздуха характеризуется горизонтальным градиентом.

Градиент – это изменение какой –либо величины на единицу расстояния. Горизонтальный градиент температуры воздуха выражается в градусах на 100 км расстояния. Горизонтальный градиент играет важную роль в формировании погодных условий. В зонах встречи холодного и теплого воздуха величина горизонтального градиента температуры определяет характер облачности, осадков, наличие или отсутствие турбулентности, возможность возникновения шквалов и т.д. Чем больше горизонтальный температурный градиент, тем более сложные условия возникают в этих зонах.

Температура воздуха значительно изменяется не только по горизонтали, но и по вертикали. По мере удаления воздуха от земной поверхности (основного источника тепла для нагревания воздуха) обычно происходит понижение температуры с высотой. Характер понижения температуры с высотой определяется величиной вертикально градиента температуры. Вертикальный градиент температуры воздуха – это изменение температуры на 100 м высоты. Вертикальный градиент температуры в атмосфере не является постоянным. Он изменяется в зависимости от типа воздушной массы, времени суток, периода года, характера подстилающей поверхности и других причин. Кроме того вертикальный градиент температуры меняется и от слоя к слою. Зная величину вертикального градиента температуры и температуру у земной поверхности или на каком-либо уровне, можно определить температуру воздуха на любом уровне по формуле:

Th=T₀-γ (2.5)

Th- температура на высоте;

T₀- температура у Земли;

γ- вертикальный температурный градиент;

h- высота, на которой определяется температура.

При понижении температуры с высотой вертикальный температурный градиент всегда положительный. Если с высотой температура не изменяется, то такой слой атмосферы называется слоем изотермии и вертикальный градиент температуры при этом равен нулю.

Если температура с высотой в каком –либо слое атмосферы растет, то этот слой называется слоем инверсии, и вертикальный градиент температуры в таких слоях всегда отрицательный.

Инверсии температуры могут наблюдаться как в приземном слое воздуха, так и в свободной атмосфере. Особенно характерно инверсионное распределение температуры для нижнего слоя атмосферы (до 2 км) и зоны тропопаузы.

Приземные инверсии чаще всего возникают в результате интенсивного ночного выхолаживания почвы и нижнего слоя воздуха из-за ночного радиационного излучения. Такие инверсии называются радиационными.

Они возникают в ночные часы, чаще всего в холодную половину года, и разрушаются с началом солнечного прогрева.

В свободной атмосфере инверсии бывают:

1. Фронтальные инверсии, когда теплый воздух натекает на клин холодного воздуха. При этом холодный воздух остается внизу, а теплый – наверху.

2. Инверсии оседание или сжатия. Они образуются в свободной атмосфере за счет возникновения нисходящих движений воздуха, которые способствуют его нагреванию.

3. Орографические инверсии, которые связаны с неравномерным прогреванием горных склонов различной ориентации.

4. Инверсии в зоне тропопаузы – переходный слой между тропосферой и стратосферой.

Кривая фактического распределение температуры с высотой называется кривой стратификации. (Рис. 2.1)

Кривая стратификации

изотермия

инверсия

инверсия

инверсия

Рис. 2.1. Распределение температуры воздуха с высотой.