다양한 고도의 온도. 고도에 따른 기온 변화

19.06.2020

대류권

상한선은 극지방의 고도 8-10km, 온대 지방의 10-12km, 열대 위도의 16-18km입니다. 여름보다 겨울에 더 낮다. 대기의 하부 주층에는 대기 전체 질량의 80% 이상, 대기에 존재하는 전체 수증기의 약 90%가 포함되어 있습니다. 대류권에서는 난류와 대류가 고도로 발달하고 구름이 발생하며 저기압과 고기압이 발생합니다. 평균 수직 경사도 0.65°/100m로 고도가 증가함에 따라 온도가 감소합니다.

대류권계면

대류권에서 성층권으로의 전이층, 높이에 따른 온도 감소가 멈추는 대기층.

천장

고도 11~50km에 위치한 대기층. 11-25km 층(성층권 하층)의 온도가 약간 변화하고 25-40km 층의 온도가 -56.5에서 0.8°C(성층권 상층 또는 반전 영역)로 증가하는 것이 특징입니다. . 약 40km의 고도에서 약 273K(거의 0°C)의 값에 도달한 후 온도는 약 55km의 고도까지 일정하게 유지됩니다. 온도가 일정한 이 영역을 성층권이라고 하며 성층권과 중간권의 경계입니다.

성층권

성층권과 중간권 사이의 대기 경계층. 수직 온도 분포에는 최대(약 0°C)가 있습니다.

중간권

중간권은 고도 50km에서 시작하여 80~90km까지 확장됩니다. 온도는 (0.25-0.3)°/100m의 평균 수직 경사로 높이에 따라 감소합니다. 주요 에너지 과정은 복사열 전달입니다. 자유 라디칼, 진동으로 여기된 분자 등이 포함된 복잡한 광화학 과정은 대기 발광을 유발합니다.

폐경

중간권과 열권 사이의 전이층. 수직 온도 분포에는 최소값(약 -90°C)이 있습니다.

카르만 라인

일반적으로 지구 대기와 우주 사이의 경계로 간주되는 해발 높이입니다. 카르만 라인은 해발 100km 고도에 위치해 있습니다.

지구 대기의 경계

열권

상한은 약 800km입니다. 온도는 200-300km의 고도까지 상승하여 1500K 정도의 값에 도달한 후 높은 고도까지 거의 일정하게 유지됩니다. 자외선 및 X 선 태양 복사와 우주 복사의 영향으로 공기의 이온화 ( "오로라")가 발생합니다. 전리층의 주요 영역은 열권 내부에 있습니다. 300km 이상의 고도에서는 원자 산소가 우세합니다. 열권의 상한은 주로 태양의 현재 활동에 의해 결정됩니다. 활동이 적은 기간에는 이 층의 크기가 눈에 띄게 감소합니다.

열중지

열권에 인접한 대기 지역. 이 지역에서는 태양 복사의 흡수가 무시할 수 있을 만큼 낮고 실제로 고도에 따라 온도가 변하지 않습니다.

외기권(산란구)

최대 고도 120km의 대기층

외기권은 700km 이상에 위치한 열권의 바깥 부분인 분산 구역입니다. 외기권의 가스는 매우 희박하며 여기에서 입자가 행성 간 공간으로 누출됩니다(소실).

고도 100km까지의 대기는 균질하고 잘 혼합된 가스 혼합물입니다. 더 높은 층에서는 높이에 따른 가스 분포가 분자량에 따라 달라지며, 무거운 가스의 농도는 지구 표면에서 멀어질수록 더 빨리 감소합니다. 가스 밀도의 감소로 인해 온도는 성층권의 0 °C에서 중간권의 -110 °C로 떨어집니다. 그러나 고도 200~250km에서 개별 입자의 운동 에너지는 ~150°C의 온도에 해당합니다. 200km 이상에서는 시간과 공간에 따른 온도와 가스 밀도의 상당한 변동이 관찰됩니다.

약 2000-3500km의 고도에서 외기권은 점차적으로 매우 희박한 행성 간 가스 입자, 주로 수소 원자로 채워지는 소위 우주 근처 진공으로 변합니다. 그러나 이 가스는 행성 간 물질의 일부일뿐입니다. 다른 부분은 혜성과 유성 기원의 먼지 입자로 구성됩니다. 극도로 희박한 먼지 입자 외에도 태양 및 은하계에서 발생한 전자기 및 미립자 방사선이 이 공간으로 침투합니다.

대류권은 대기 질량의 약 80%, 성층권은 약 20%를 차지합니다. 중간권의 질량은 0.3% 이하이고, 열권은 대기 전체 질량의 0.05% 미만입니다. 대기의 전기적 특성에 따라 중성자층과 전리층이 구별됩니다. 현재 대기는 고도 2000~3000km까지 확장된 것으로 추정된다.

대기 중의 가스 구성에 따라 동종권과 이종권이 구별됩니다. 이종권은 중력이 가스 분리에 영향을 미치는 영역입니다. 왜냐하면 그러한 높이에서의 혼합은 무시할 수 있기 때문입니다. 이는 이종권의 다양한 구성을 의미합니다. 그 아래에는 균질구(homosphere)라고 불리는 잘 혼합된 균질한 대기 부분이 있습니다. 이 층들 사이의 경계는 터보권면(turbopause)이라고 불리며 고도 약 120km에 위치합니다.

첫 번째 섹션에서 우리는 대기의 수직 구조와 고도에 따른 온도 변화에 대해 일반적인 용어로 알게 되었습니다.

여기서 우리는 대류권과 그 위에 있는 권역의 온도 체계에 대한 몇 가지 흥미로운 특징을 고려할 것입니다.

대류권의 온도와 습도. 대류권은 암석 형성 과정이 이곳에서 형성되기 때문에 가장 흥미로운 지역입니다. 대류권에서는 이미 장에서 언급했듯이 나, 기온은 고도에 따라 1km 상승할 때마다 평균 6°씩 또는 100m 상승할 때마다 0.6°씩 감소합니다. 중.이 수직 온도 구배 값은 가장 자주 관찰되며 많은 측정의 평균으로 정의됩니다. 실제로 지구 온대 위도의 수직 온도 구배는 가변적입니다. 이는 연중 계절, 시간, 대기 과정의 특성 및 대류권 하층(주로 기본 표면의 온도)에 따라 달라집니다.

따뜻한 계절에는 지구 표면에 인접한 공기층이 충분히 가열되면 높이에 따라 온도가 감소합니다. 공기의 표층이 강하게 가열되면 수직 온도 구배의 크기는 100°마다 1°를 초과합니다. 중인상.

겨울에는 지표면과 공기의 지층이 강하게 냉각되면서 온도가 감소하는 대신 높이에 따라 온도가 증가하는, 즉 온도 반전이 발생합니다. 가장 강력하고 강력한 반전은 시베리아, 특히 맑고 고요한 날씨가 우세한 겨울의 야쿠티아에서 관찰되어 복사를 촉진하고 공기 표면층의 냉각을 촉진합니다. 매우 자주 여기서 온도 역전은 2-3의 높이까지 확장됩니다. 킬로미터,지구 표면의 기온과 역전의 상부 경계 사이의 차이는 종종 20-25°입니다. 반전은 남극 중앙 지역에서도 일반적입니다. 겨울에는 유럽, 특히 동부, 캐나다 및 기타 지역에서 발견됩니다. 높이에 따른 온도 변화의 크기(수직 온도 구배)는 기상 조건과 수직 방향의 공기 이동 유형을 크게 결정합니다.

안정적인 분위기와 불안정한 분위기. 대류권의 공기는 아래 표면에 의해 가열됩니다. 기온은 고도와 대기압에 따라 변합니다. 환경과 열 교환이 이루어지지 않고 이런 일이 발생하는 과정을 단열이라고 합니다. 상승하는 공기는 외부 저항을 극복하는 데 소비되는 내부 에너지로 인해 일을 생성합니다. 따라서 공기가 상승하면 냉각되고 하강하면 가열됩니다.

단열 온도 변화는 다음에 따라 발생합니다. 건조 단열그리고 습윤 단열 법칙.따라서 높이에 따른 온도 변화의 수직 구배도 구별됩니다. 건조 단열 구배- 100분마다 건조하거나 습한 불포화 공기의 온도 변화입니다. 중 1씩 올리고 내리고 °, ㅏ 습한 단열 구배- 100분마다 습한 포화 공기의 온도가 감소합니다. 중고도가 1° 미만입니다.

건조하거나 불포화된 공기가 상승하거나 하강할 때, 그 온도는 건조-단열 법칙에 따라 100°마다 1°씩 하강하거나 상승합니다. 중.이 값은 공기가 상승할 때 포화 상태에 도달할 때까지 변경되지 않습니다. 응축 수준수증기. 이 수준 이상에서는 응축으로 인해 공기를 가열하는 데 사용되는 증발 잠열이 방출되기 시작합니다. 이러한 추가 열은 공기가 상승할 때 받는 냉각량을 감소시킵니다. 습윤-단열 법칙에 따라 포화 공기의 추가 상승이 발생하며 온도는 100°당 1°씩 감소합니다. 중,하지만 덜. 공기의 수분 함량은 온도에 따라 달라지므로 공기 온도가 높을수록 응축 중에 더 많은 열이 방출되고, 온도가 낮을수록 열이 줄어듭니다. 따라서 따뜻한 공기의 수분-단열 구배는 차가운 공기보다 적습니다. 예를 들어, 상승하는 포화 공기 +20°의 지구 표면 온도에서 하부 대류권의 습한 단열 구배는 100m당 0.33-0.43°이고 온도가 마이너스 20°인 경우 그 값 범위는 0.78°에서 0.87°까지 100중.

습윤 단열 구배는 또한 기압에 따라 달라집니다. 기압이 낮을수록 동일한 초기 온도에서 습윤 단열 구배도 낮아집니다. 이는 낮은 압력에서 공기 밀도도 낮기 때문에 발생합니다. 따라서 방출된 응축열은 더 적은 양의 공기를 가열합니다.

표 15는 다양한 온도와 값에서 수분-단열 구배의 평균값을 보여준다.

압력 1000, 750 및 500 MB,이는 대략 지구 표면과 높이 2.5-5.5에 해당합니다.km.

따뜻한 계절에는 수직 온도 구배가 평균 100°당 0.6~0.7°입니다. 중인상. 지구 표면의 온도를 알면 다양한 고도에서 대략적인 온도 값을 계산할 수 있습니다. 예를 들어 지구 표면의 기온이 28°라면 수직 온도 구배는 평균 100°당 0.7°라고 가정합니다. 중또는 킬로미터당 7°, 고도 4에서 이를 얻습니다. 킬로미터온도는 0°입니다. 육지의 중위도 겨울 온도 구배는 100°당 0.4~0.5°를 거의 넘지 않습니다. 중:특정 공기층에서는 높이에 따라 온도가 거의 변하지 않는 경우, 즉 등온증이 발생하는 경우가 종종 있습니다.

기온의 수직 구배의 크기에 따라 대기 평형의 특성이 안정적인지 불안정한지 판단할 수 있습니다.

~에 안정된 평형대기, 기단은 수직으로 이동하는 경향이 없습니다. 이 경우 일정량의 공기가 위로 이동하면 원래 위치로 돌아갑니다.

불포화 공기의 수직 온도 구배가 건조 단열 구배보다 작고, 포화 공기의 수직 온도 구배가 습윤 단열 구배보다 작을 때 안정 평형이 발생합니다. 이 조건에서 소량의 불포화 공기가 외부 영향에 의해 특정 높이까지 올라가면 외력의 작용이 중단되자마자 이 공기량은 이전 위치로 돌아갑니다. 이는 팽창에 내부 에너지를 소모한 증가된 공기의 양이 100마다 1°씩 냉각되기 때문에 발생합니다. 중(건식단열법칙에 따름) 그러나 주변 공기의 수직 온도 구배가 건조 단열 공기의 온도 구배보다 작기 때문에 특정 고도에서 상승된 공기의 양은 주변 공기보다 낮은 온도를 갖는 것으로 나타났습니다. 주변 공기의 밀도에 비해 밀도가 높기 때문에 원래 상태에 도달할 때까지 가라앉아야 합니다. 이를 예를 들어 보여드리겠습니다.

지표면의 기온이 20°이고, 고려 중인 층의 수직 온도 구배가 100°당 0.7°라고 가정합니다. 중.이 그라데이션 값을 사용하면 고도 2의 기온이 킬로미터 6°와 같습니다(그림 19, ㅏ).외력의 영향으로 지구 표면에서 이 높이까지 상승한 불포화 또는 건조한 공기의 양은 건조 단열 법칙에 따라 냉각됩니다. 즉, 100m당 1°씩 냉각되고 20°씩 냉각됩니다. 0°와 같은 온도. 이 공기량은 주변 공기보다 6° 더 차갑고 밀도가 높기 때문에 더 무겁습니다. 그래서 그는 시작할 것이다

하강하여 원래의 수준, 즉 지표면에 도달하려고 합니다.

주변 온도의 수직 구배가 습한 단열 구배보다 작으면 포화 공기가 상승하는 경우에도 비슷한 결과를 얻을 수 있습니다. 따라서 균질 한 공기 덩어리의 안정된 대기 상태에서는 적운과 적란운의 급속한 형성이 발생하지 않습니다.

대기의 가장 안정된 상태는 수직 온도 구배의 작은 값, 특히 반전 중에 관찰됩니다. 이 경우 더 따뜻하고 가벼운 공기가 더 낮은 추위, 즉 무거운 공기 위에 위치하기 때문입니다.

~에 불안정한 대기 평형지구 표면에서 상승한 공기의 양은 원래 위치로 돌아가지 않고 상승하는 공기와 주변 공기의 온도가 동일해지는 수준까지 상승 이동을 유지합니다. 대기의 불안정한 상태는 낮은 공기층의 가열로 인해 발생하는 큰 수직 온도 구배를 특징으로 합니다. 동시에, 아래의 가열된 기단은 더 가벼워져 위로 돌진합니다.

예를 들어, 낮은 층의 불포화 공기가 최대 높이 2라고 가정합니다. 킬로미터불안정하게 층화됨, 즉 온도

100도마다 고도가 1.2°씩 감소합니다. 중,포화된 공기 위의 층은 안정된 층을 가지고 있습니다. 즉 온도가 100도마다 0.6°씩 떨어집니다. 중융기 (그림 19, b). 이러한 환경에 들어가면 건조 단열 법칙에 따라 건조 불포화 공기의 부피가 증가합니다. 즉, 100°당 1°씩 냉각됩니다. 중.그러면 지구 표면의 온도가 20°라면 고도는 1°입니다. 킬로미터주변 온도는 8°인 동안 10°와 같아집니다. 2° 더 따뜻해져서 가벼워지면 이 볼륨은 더 높아질 것입니다. 고도 2 킬로미터온도가 0°에 도달하고 주변 공기 온도가 -4°이므로 주변 환경보다 4° 더 따뜻합니다. 다시 가벼워지면 문제의 공기량은 계속해서 3의 높이까지 증가합니다. 킬로미터,여기서 온도는 주변 온도(-10°)와 동일해집니다. 그 후에는 할당된 공기량의 자유 상승이 중지됩니다.

대기의 상태를 확인하는 데 사용됩니다. 공기학 다이어그램.이는 공기 상태의 특성을 나타내는 직사각형 좌표축을 사용한 다이어그램입니다. 가족은 항공 다이어그램에 표시됩니다. 마른그리고 습한 단열,즉, 건식 단열 및 습윤 단열 과정 동안 공기 상태의 변화를 그래픽으로 나타내는 곡선입니다.

그림 20은 그러한 다이어그램을 보여줍니다. 여기서 등압선은 수직으로, 등온선(기압이 같은 선)은 수평으로, 기울어진 실선은 건조 단열, 기울어진 파선은 습윤 단열, 점선으로 표시됩니다. 비습. 아래 다이어그램은 동일한 관찰 기간(1965년 5월 3일 15시간)에서 두 지점의 높이에 따른 기온 변화 곡선을 보여줍니다. 왼쪽은 레닌그라드에서 발표된 라디오존데 데이터에 따른 온도 곡선이고, 오른쪽은 타슈켄트. 높이에 따른 온도 변화의 왼쪽 곡선 모양으로 볼 때 레닌그라드의 공기는 안정적이라는 것을 알 수 있습니다. 게다가 등압면 500까지 MB수직 온도 구배는 평균 100°당 0.55°입니다. 중.두 개의 작은 레이어(표면 900 및 700) MB)등온증이 등록되었습니다. 이는 고도 1.5-4.5의 레닌그라드 상공을 나타냅니다. 킬로미터위쪽에 있는 따뜻한 공기로부터 아래쪽 1.5km 떨어진 곳에 차가운 기단을 분리하는 대기 전선이 있습니다. 습윤 단열과 관련된 온도 곡선의 위치에 따라 결정되는 응축 수준의 높이는 약 1입니다. 킬로미터(900 MB).

타슈켄트에서는 공기의 층화가 불안정했습니다. 최대 높이 4 킬로미터수직 온도 구배는 단열에 가까웠습니다. 즉, 100°마다 중온도가 올라가면서 온도는 1°씩 감소했고, 그 이상은 12°C로 떨어졌습니다. 킬로미터- 더 단열적입니다. 건조한 공기로 인해 구름이 형성되지 않았습니다.

레닌그라드에서는 성층권으로의 전환이 고도 9에서 발생했습니다. 킬로미터(300 MB),타슈켄트보다 훨씬 높습니다 - 약 12 킬로미터(200MB).

대기의 안정된 상태와 충분한 습도로 인해 층운과 안개가 형성될 수 있으며, 대기의 불안정한 상태와 높은 수분 함량으로 인해 열 대류,적운과 적란운의 형성으로 이어집니다. 불안정 상태는 소나기, 뇌우, 우박, 작은 소용돌이, 돌풍 등의 형성과 관련이 있습니다. 항공기의 소위 "울퉁불퉁함", 즉 비행 중 항공기가 튀는 현상도 항공기의 불안정한 상태로 인해 발생합니다. 대기.

여름에는 지구 표면에 가까운 공기층이 가열되는 오후에 대기 불안정이 흔히 발생합니다. 따라서 폭우, 돌풍 및 이와 유사한 위험한 기상 현상은 파괴 불안정으로 인해 강한 수직 전류가 발생하는 오후에 더 자주 관찰됩니다. 오름차순그리고 내림차순공기의 움직임. 이러한 이유로 항공기는 낮 동안 고도 2~5도에서 비행합니다. 킬로미터지구 표면 위에서는 공기 표면층의 냉각으로 인해 안정성이 증가하는 야간 비행보다 "울퉁불퉁"하기 쉽습니다.

공기 습도도 고도에 따라 감소합니다. 전체 습도의 거의 절반이 대기의 처음 1.5km에 집중되어 있으며 처음 5km에는 전체 수증기의 거의 9/10이 포함되어 있습니다.

지구의 다양한 지역에서 대류권과 성층권 하부의 높이에 따른 일일 관측 온도 변화 특성을 설명하기 위해 그림 21은 높이 22-25까지의 세 가지 성층 곡선을 보여줍니다. km.이 곡선은 오후 3시 라디오존데 관측을 기반으로 구성되었습니다. 1월에 두 번(올레크민스크(야쿠티아)과 레닌그라드), 세 번째는 7월에 타흐타-바자르(중앙 아시아)에 있었습니다. 첫 번째 곡선(Olekminsk)은 지표면의 온도가 -48°에서 약 1도 고도에서 -25°로 온도가 증가하는 표면 반전이 존재하는 것을 특징으로 합니다. km.이때 Olekminsk 위의 tropopause는 고도 9에있었습니다. 킬로미터(온도 -62°). 성층권에서는 고도에 따라 온도가 증가하는 것이 관찰되었으며 그 값은 22였습니다. 킬로미터-50°에 가까워지고 있었습니다. 레닌그라드의 높이에 따른 온도 변화를 나타내는 두 번째 곡선은 작은 표면 반전이 나타나고 큰 층에서는 등온선이 나타나고 성층권에서는 온도가 감소함을 나타냅니다. 레벨 25 킬로미터온도는 -75°입니다. 세 번째 곡선(Takhta-Bazar)은 북쪽 지점인 Olekminsk와 매우 다릅니다. 지구 표면의 온도는 30° 이상입니다. 대류권은 고도 16에 위치합니다. 킬로미터,그리고 18세 이상 킬로미터남부 여름에는 고도에 따른 일반적인 기온 상승이 발생합니다.

- 원천-

포고시안, Kh.P. 지구의 대기 / H.P. Poghosyan [및 기타]. – M .: 교육, 1970.- 318 p.

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대류권에서는 기온이 고도에 따라 감소하며, 고도 100m당 평균 0.6℃씩 감소합니다. 그러나 표면층의 온도 분포는 다를 수 있습니다. 온도 분포는 감소하거나 증가하거나 일정하게 유지될 수 있습니다. 수직 온도 구배(VTG)는 높이에 따른 온도 분포에 대한 아이디어를 제공합니다.

표층의 VGT 값은 기상 조건(맑은 날씨가 흐린 날씨보다 높음), 연중 시간(겨울보다 여름에 더 많음) 및 낮 시간(밤보다 낮에 더 많음)에 따라 달라집니다. 바람은 공기가 혼합될 때 서로 다른 고도에서의 온도가 동일해지기 때문에 VGT를 감소시킵니다. 습한 토양 위에서는 지상층의 VGT가 급격하게 감소하고 맨땅(휴경지) 위에서 VGT는 밀집된 작물이나 목초지보다 큽니다. 이는 이러한 표면의 온도 범위가 다르기 때문입니다.

높이에 따른 공기 온도의 변화는 VGT의 부호를 결정합니다. VGT > 0이면 온도는 활성 표면으로부터의 거리에 따라 감소하며 이는 일반적으로 낮과 여름에 발생합니다. VGT = 0이면 온도는 높이에 따라 변하지 않습니다. VGT인 경우< 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.

대기 표면층의 반전 형성 조건에 따라 복사 및 이류로 구분됩니다.

1. 방사선반전은 지구 표면의 복사 냉각 중에 발생합니다. 이러한 반전은 따뜻한 계절에는 밤에 형성되며 겨울에는 낮에도 관찰됩니다. 따라서 방사선 역전은 야간(여름)과 겨울로 구분됩니다.

2. 형용사반전은 따뜻한 공기가 차가운 기저 표면으로 이류(이동)하여 형성되며, 이로 인해 전진하는 공기의 인접한 층이 냉각됩니다. 이러한 반전에는 눈 반전도 포함됩니다. 이는 0°C 이상의 온도를 갖는 공기가 눈으로 덮인 표면으로 이동할 때 발생합니다. 이 경우 가장 낮은 층의 온도 감소는 눈이 녹으면서 소비되는 열과 관련이 있습니다.

기온 측정

기상 관측소에서는 벽이 루버로 되어 있는 건습구 부스라고 하는 특수 부스에 온도계가 설치됩니다. 태양 광선은 그러한 부스에 침투하지 않지만 동시에 공기가 자유롭게 접근할 수 있습니다.

온도계는 저장소가 활성 표면에서 2m 높이에 위치하도록 삼각대에 설치됩니다.

긴급 기온은 수직으로 설치된 수은 건습 온도계 TM-4로 측정됩니다. -35°C 이하의 온도에서는 저도 알코올 온도계 TM-9를 사용하십시오.

극한 온도는 수평으로 놓인 최대 TM-1 및 최소 TM-2 온도계를 사용하여 측정됩니다.

공기 온도를 지속적으로 기록하려면 다음을 사용하십시오. 온도 기록계루브르 녹음 부스에 배치된 M-16A. 드럼의 회전 속도에 따라 온도 기록계를 매일 또는 매주 사용할 수 있습니다.

농작물과 재배지에서는 식생 덮개를 방해하지 않고 기온을 측정합니다. 이를 위해 흡인 건습계가 사용됩니다.

기온은 확실히 인간의 편안함에 중요한 요소입니다. 예를 들어, 이 점에 대해 기쁘게 생각하는 것은 매우 어렵습니다. 겨울에는 추위에 대해 불평하고 여름에는 더위에 시달립니다. 그러나이 지표는 지표면에서 지점이 높을수록 더 추워지기 때문에 정적이지 않습니다. 그런데 이러한 상황이 발생하는 이유는 무엇입니까? 나는 다음과 같은 사실부터 시작하겠습니다. 온도는 조건 중 하나입니다.우리의 대기, 이는 다양한 가스의 혼합물로 구성됩니다. "고도 냉각"의 원리를 이해하기 위해 열역학적 과정을 연구할 필요는 전혀 없습니다.

고도에 따라 기온이 변하는 이유는 무엇입니까?

나는 학교 수업 때부터 알고 있었다. 산 꼭대기와 바위 지형에 눈이 관찰됩니다.그들이 있다고 해도 산기슭은 충분히 따뜻하다. 이는 높은 고도에서 매우 추울 수 있다는 주요 증거입니다. 그러나 모든 것이 그렇게 범주적이고 모호하지 않은 것은 아니며 사실 위로 올라갈 때 공기는 냉각되거나 다시 가열됩니다. 특정 지점까지만 균일한 감소가 관찰되고, 그 다음에는 문자 그대로 대기가 감소합니다. 열이 난다, 다음 단계를 거칩니다.

대류권.
Tropopause.
천장.
중간권 등

다른 층의 온도 변동

대류권은 대부분의 기상 현상을 담당합니다., 비행기가 날고 구름이 형성되는 대기의 가장 낮은 층이기 때문입니다. 그 안에 있는 동안 공기는 약 100미터마다 꾸준히 동결됩니다. 그러나 대류권계면에 도달하면 해당 지역에서 온도 변동이 멈추고 멈춥니다. 섭씨 60~70도.

가장 놀라운 점은 성층권에서는 가열에 적합하기 때문에 거의 0으로 감소한다는 것입니다. 자외선. 중간권에서는 추세가 다시 감소하고 있으며 열권으로의 전환은 기록적인 최저치를 약속합니다. -225섭씨. 그런 다음 공기가 다시 따뜻해 지지만 밀도가 크게 떨어지기 때문에 이러한 대기 수준에서는 온도가 완전히 다르게 느껴집니다. 적어도 궤도를 도는 인공위성의 비행을 위협하는 것은 없습니다.

반전

기온은 일반적인 감소 대신 고도에 따라 증가합니다.

대체 설명

입자 수가 더 높은 에너지에 있는 물질의 들뜬 상태. 수준이 더 낮은 수준(물리)의 입자 수를 초과합니다.

지구 자기장의 방향이 반대 방향으로 변화하는 것은 50만년에서 5천만년 사이의 시간 간격으로 관찰됩니다.

요소의 기본 위치를 변경하여 역순으로 배치

문장의 일반적인 어순의 변화를 의미하는 언어 용어

역순, 역순

논리 연산 "아님"

개별 염색체 부분의 180도 회전과 관련된 염색체 재배열

유클리드 평면 또는 공간의 등각 변환

수학의 재배치

극 초반에 갈등의 결과를 보여주는 극적인 장치

계측에서 매개변수의 비정상적인 변화

구성 입자의 더 높은 에너지 수준이 낮은 입자보다 입자로 더 많이 "밀집"되는 물질 상태

유기화학에서 당류를 분해하는 과정

문장의 단어 순서 변경

강조를 위한 단어 순서 변경

비행기 뒤의 흰색 흔적

단어 순서 변경

역방향 요소 순서

말의 표현력을 높이기 위해 문장의 일반적인 단어 순서 변경

첫 번째 섹션에서 우리는 대기의 수직 구조와 고도에 따른 온도 변화에 대해 일반적인 용어로 알게 되었습니다.

여기서 우리는 대류권과 그 위에 있는 권역의 온도 체계에 대한 몇 가지 흥미로운 특징을 고려할 것입니다.

대류권의 온도와 습도.대류권은 암석 형성 과정이 이곳에서 형성되기 때문에 가장 흥미로운 지역입니다. 대류권에서는 이미 I장에서 지적한 바와 같이 기온은 고도에 따라 1km 상승할 때마다 평균 6°씩, 또는 100m 상승할 때마다 0.6°씩 감소합니다. 중.이 수직 온도 구배 값은 가장 자주 관찰되며 많은 측정의 평균으로 정의됩니다. 실제로 지구 온대 위도의 수직 온도 구배는 가변적입니다. 이는 연중 계절, 시간, 대기 과정의 특성 및 대류권 하층(주로 기본 표면의 온도)에 따라 달라집니다.

안정적인 분위기와 불안정한 분위기.대류권의 공기는 아래 표면에 의해 가열됩니다. 기온은 고도와 대기압에 따라 변합니다. 환경과 열 교환이 이루어지지 않고 이런 일이 발생하는 과정을 단열이라고 합니다. 상승하는 공기는 외부 저항을 극복하는 데 소비되는 내부 에너지로 인해 일을 생성합니다. 따라서 공기가 상승하면 냉각되고 하강하면 가열됩니다.

단열 온도 변화는 다음에 따라 발생합니다. 건조 단열그리고 습윤 단열 법칙.

따라서 높이에 따른 온도 변화의 수직 구배도 구별됩니다. 건조 단열 구배- 100분마다 건조하거나 습한 불포화 공기의 온도 변화입니다. 중 1씩 올리고 내리고 °, ㅏ 습한 단열 구배- 100분마다 습한 포화 공기의 온도가 감소합니다. 중고도가 1° 미만입니다.

표 15는 다양한 온도와 값에서 수분-단열 구배의 평균값을 보여준다.

압력 1000, 750 및 500 MB,이는 대략 지구 표면과 높이 2.5-5.5에 해당합니다. km.

따뜻한 계절에는 수직 온도 구배가 평균 100°당 0.6~0.7°입니다. 중인상.

지구 표면의 온도를 알면 다양한 고도에서 대략적인 온도 값을 계산할 수 있습니다. 예를 들어 지구 표면의 기온이 28°라면 수직 온도 구배는 평균 100°당 0.7°라고 가정합니다. 중또는 킬로미터당 7°, 고도 4에서 이를 얻습니다. 킬로미터온도는 0°입니다. 육지의 중위도 겨울 온도 구배는 100°당 0.4~0.5°를 거의 넘지 않습니다. 중:특정 공기층에서는 높이에 따라 온도가 거의 변하지 않는 경우, 즉 등온증이 발생하는 경우가 종종 있습니다.

기온의 수직 구배의 크기에 따라 대기 평형의 특성이 안정적인지 불안정한지 판단할 수 있습니다.

~에 안정된 평형대기, 기단은 수직으로 이동하는 경향이 없습니다. 이 경우 일정량의 공기가 위로 이동하면 원래 위치로 돌아갑니다.

하강하여 원래의 수준, 즉 지표면에 도달하려고 합니다.

예를 들어, 낮은 층의 불포화 공기가 최대 높이 2라고 가정합니다. 킬로미터불안정하게 층화됨, 즉 온도

대기의 상태를 확인하는 데 사용됩니다. 공기학 다이어그램.이는 공기 상태의 특성을 나타내는 직사각형 좌표축을 사용한 다이어그램입니다.

가족은 항공 다이어그램에 표시됩니다. 마른그리고 습한 단열,즉, 건식 단열 및 습윤 단열 과정 동안 공기 상태의 변화를 그래픽으로 나타내는 곡선입니다.

그림 20은 그러한 다이어그램을 보여줍니다. 여기서 등압선은 수직으로, 등온선(기압이 같은 선)은 수평으로, 기울어진 실선은 건조 단열, 기울어진 파선은 습윤 단열, 점선으로 표시됩니다. 비습아래 다이어그램은 동일한 관찰 기간(1965년 5월 3일 15시간)에서 두 지점의 높이에 따른 기온 변화 곡선을 보여줍니다. 왼쪽은 레닌그라드에서 발표된 라디오존데 데이터에 따른 온도 곡선이고, 오른쪽은 타슈켄트. 높이에 따른 온도 변화의 왼쪽 곡선 모양으로 볼 때 레닌그라드의 공기는 안정적이라는 것을 알 수 있습니다. 게다가 등압면 500까지 MB수직 온도 구배는 평균 100°당 0.55°입니다. 중.두 개의 작은 레이어(표면 900 및 700) MB)등온증이 등록되었습니다. 이는 고도 1.5-4.5의 레닌그라드 상공을 나타냅니다. 킬로미터위쪽에 있는 따뜻한 공기로부터 아래쪽 1.5km 떨어진 곳에 차가운 기단을 분리하는 대기 전선이 있습니다. 습윤 단열과 관련된 온도 곡선의 위치에 따라 결정되는 응축 수준의 높이는 약 1입니다. 킬로미터(900 MB).

레닌그라드에서는 성층권으로의 전환이 고도 9에서 발생했습니다. 킬로미터(300 MB),타슈켄트보다 훨씬 높습니다 - 약 12 킬로미터(200MB).

대기의 안정된 상태와 충분한 습도로 인해 층운과 안개가 형성될 수 있으며, 대기의 불안정한 상태와 높은 수분 함량으로 인해 열 대류,적운과 적란운의 형성으로 이어집니다. 불안정 상태는 소나기, 뇌우, 우박, 작은 회오리바람, 돌풍 등의 형성과 관련이 있습니다.

명. 소위 말하는 항공기의 "울퉁불퉁함", 즉 비행 중에 항공기가 던지는 현상 역시 대기의 불안정한 상태로 인해 발생합니다.

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지구 표면에 떨어지는 태양 광선이 지구를 가열합니다. 공기 가열은 아래에서 위로, 즉 지구 표면에서 발생합니다.

공기의 하층부에서 상층부로의 열 전달은 주로 따뜻하고 가열된 공기가 위로 상승하고 찬 공기가 아래로 하강하기 때문에 발생합니다. 공기를 가열하는 이 과정을 전달.

다른 경우에는 동적 열 전달로 인해 상향 열 전달이 발생합니다. 난기류. 이것은 수평 운동 중 또는 서로 다른 공기층이 서로 마찰할 때 지구 표면과의 마찰로 인해 공기 중에 발생하는 임의의 소용돌이에 부여된 이름입니다.

대류는 때로 열 난류라고도 합니다. 대류와 난류는 때때로 일반적인 이름으로 결합됩니다. 교환.

낮은 대기의 냉각은 가열과 다르게 발생합니다. 지구 표면은 눈에 보이지 않는 열선을 방출하여 주변 대기로 지속적으로 열을 잃습니다. 특히 일몰 후(밤)에는 냉각이 심해집니다. 열 전도성 덕분에 지면에 인접한 기단도 점차적으로 냉각된 다음 이 냉각을 위에 있는 공기층으로 전달합니다. 이 경우 가장 낮은 층이 가장 집중적으로 냉각됩니다.

태양열 난방에 따라 하부 공기층의 온도는 일년 내내 변하며 최대 약 13~14시간에 도달합니다. 같은 장소에 대해 서로 다른 날의 기온의 일일 변화는 일정하지 않습니다. 그 규모는 주로 기상 조건에 따라 달라집니다. 따라서 공기의 낮은 층의 온도 변화는 지구(아래) 표면의 온도 변화와 연관되어 있습니다.

공기 온도의 변화는 수직 이동에서도 발생합니다.

공기가 팽창하면 냉각되고, 압축되면 가열되는 것으로 알려져 있습니다. 대기 중에서 상승하는 동안 공기는 저압 영역으로 떨어지면서 팽창하고 냉각되고, 반대로 하강하는 동안 공기는 압축되어 가열됩니다. 수직 이동 중 기온의 변화는 구름의 형성과 파괴를 크게 결정합니다.

기온은 일반적으로 높이에 따라 감소합니다. 여름과 겨울에 유럽의 고도에 따른 평균 기온 변화는 “유럽의 평균 기온” 표에 나와 있습니다.

높이에 따른 온도 감소는 수직으로 나타나는 특징이 있습니다. 온도 구배. 이는 고도 100m마다 온도가 변화하는 것을 가리키는 이름입니다. 기술 및 항공 계산의 경우 수직 온도 구배는 0.6과 같습니다. 이 값은 일정하지 않다는 점을 명심해야 합니다. 어떤 공기층에서는 높이에 따라 온도가 변하지 않는 경우도 있습니다.

이러한 레이어를 호출합니다. 등온층.

대기 중에서 특정 층의 온도가 높이에 따라 증가하는 현상이 자주 발생합니다. 이러한 대기층을 대기층이라고 합니다. 반전의 레이어. 반전은 다양한 이유로 발생합니다. 그 중 하나는 밤이나 맑은 하늘 아래 겨울에 복사를 통해 기본 표면을 냉각시키는 것입니다. 때로는 고요하거나 약한 바람이 불면 지표 공기도 차가워져 그 위에 있는 층보다 더 차가워집니다. 결과적으로 고도의 공기는 바닥보다 따뜻합니다. 이러한 반전을 호출합니다. 방사능. 강한 복사 역전은 일반적으로 눈 덮힌 곳, 특히 산간 유역에서, 그리고 평온한 조건에서도 관찰됩니다. 반전층은 수십 또는 수백 미터 높이까지 확장됩니다.

역전은 따뜻한 공기가 차가운 바닥 표면으로 이동(이류)하여 발생하기도 합니다. 이들은 소위 대류 반전. 이러한 반전의 높이는 수백 미터입니다.

이러한 반전 외에도 정면 반전과 압축 반전이 관찰됩니다. 정면 반전따뜻한 기단이 차가운 기단 위로 흐를 때 발생합니다. 압축 반전공기가 대기의 상층부에서 하강할 때 발생한다. 이 경우 하강하는 공기가 때때로 너무 가열되어 기본 층이 더 차가워집니다.

온도 역전은 대류권의 다양한 고도에서 관찰되며, 대부분 고도 약 1km에서 관찰됩니다. 반전층의 두께는 수십에서 수백 미터까지 다양합니다. 반전 중 온도 차이는 15-20°에 도달할 수 있습니다.

반전층은 날씨에 큰 역할을 합니다. 반전층의 공기는 아래층의 공기보다 따뜻하기 때문에 아래층의 공기는 상승할 수 없습니다. 결과적으로 반전층은 밑에 있는 공기층의 수직 이동을 지연시킵니다. 반전층 아래로 비행할 때 일반적으로 범프("돌기")가 관찰됩니다. 반전층 위에서는 항공기의 비행이 일반적으로 정상적으로 발생합니다. 반전층 아래에는 소위 물결 모양 구름이 발생합니다.

기온은 조종 기술과 장비 작동에 영향을 미칩니다. 지면 온도가 -20° 이하에서는 기름이 얼기 때문에 가열된 상태에서 부어야 합니다. 저온 비행 중에는 엔진 냉각 시스템의 물이 집중적으로 냉각됩니다. 온도가 상승하면(+30° 이상) 모터가 과열될 수 있습니다. 기온은 항공기 승무원의 업무 수행에도 영향을 미칩니다. 성층권 -56°에 이르는 저온에서는 승무원을 위한 특수 유니폼이 필요합니다.

일기예보에는 기온이 매우 중요합니다.

기온은 비행기에 부착된 전기 온도계를 사용하여 비행기 비행 중에 측정됩니다. 기온을 측정할 때 현대 항공기의 빠른 속도로 인해 온도계에 오류가 발생한다는 점을 명심해야 합니다. 높은 항공기 속도는 저장소와 공기의 마찰 및 공기 압축으로 인한 가열의 영향으로 인해 온도계 자체의 온도를 증가시킵니다. 마찰로 인한 가열은 항공기 비행 속도가 증가함에 따라 증가하며 다음 양으로 표현됩니다.

속도(km/h)........... 100 200 З00 400 500 600

마찰로 인한 가열… 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°.b

압축으로 인한 가열은 다음 양으로 표현됩니다.

속도(km/h)........... 100 200 300 400 500 600

압축으로 인한 가열… 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0

구름 속을 비행할 때 비행기에 장착된 온도계의 판독값 왜곡은 위 값보다 30% 적습니다. 이는 마찰과 압축에 의해 발생하는 열의 일부가 공기 중 응축된 수분을 증발시키는 데 소비된다는 사실 때문입니다. 물방울의 형태.

기온. 측정 단위, 고도에 따른 온도 변화. 반전, 등온선, 반전 유형, 단열 과정.

기온열 상태를 특징 짓는 양입니다. 이는 섭씨 온도(섭씨 단위에서는 ºС 또는 절대 단위에서는 켈빈(K))로 표시됩니다. 켈빈 온도에서 섭씨 온도로의 전환은 다음 공식에 따라 수행됩니다.

t = T-273°

대기의 하층(대류권)은 높이에 따라 온도가 100m당 0.65°C씩 감소하는 특징이 있습니다.

100m당 높이에 따른 온도 변화를 수직 온도 구배라고 합니다. 지구 표면의 온도를 알고 수직 기울기 값을 사용하면 모든 고도에서 대략적인 온도를 계산할 수 있습니다(예: 고도 5000m에서 지구 표면 온도 +20°С, 온도는 다음과 같습니다:

20°- (0.65*50) = - 12.5.

수직 구배 γ는 일정한 값이 아니며 기단의 유형, 연중 시간 및 계절, 기본 표면의 특성 및 기타 이유에 따라 달라집니다. 높이에 따라 온도가 감소하면 γ  는 양수로 간주되고, 온도가 높이에 따라 변하지 않으면 γ = 0 층을 호출합니다. 등온의. 높이에 따라 온도가 증가하는 대기층(γ< 0), называются 반전. 수직 온도 구배의 크기에 따라 대기 상태는 건조(불포화) 또는 포화 공기와 관련하여 안정적이거나 불안정하거나 무관심할 수 있습니다.

기온은 올라가면서 낮아진다. 단열적으로즉, 공기 입자와 환경의 열교환이 없습니다. 공기 입자가 위로 올라가면 부피가 팽창하고 입자의 내부 에너지가 감소합니다.

입자가 하강하면 수축하여 내부 에너지가 증가합니다. 따라서 공기의 양이 위로 이동하면 온도가 감소하고 아래로 이동하면 온도가 증가합니다. 이러한 프로세스는 클라우드의 형성과 개발에 중요한 역할을 합니다.

수평 구배는 100km 거리에 걸쳐 온도를 도로 표현한 것입니다. 콜드 VM에서 따뜻한 VM으로, 따뜻한 VM에서 콜드 VM으로 이동할 때 100km당 10°를 초과할 수 있습니다.

반전 유형.

반전은 지연 층이며 수직 공기 이동을 약화시키고 그 아래에는 가시성을 손상시키는 수증기 또는 기타 고체 입자가 축적되어 안개 및 다양한 형태의 구름이 형성됩니다. 반전층은 수평 공기 이동을 위한 제동층이기도 합니다. 대부분의 경우 이러한 레이어는 방풍 표면입니다. 대류권의 역전은 지구 표면 근처와 높은 고도에서 관찰될 수 있습니다. 강력한 역전층은 대류권계면입니다.

발생 원인에 따라 다음과 같은 반전 유형이 구별됩니다.

1. 방사선 - 일반적으로 밤에 공기 표면층이 냉각된 결과입니다.

2. 대류 - 따뜻한 공기가 차가운 바닥 표면으로 이동할 때.

3. 압축 또는 침강 - 저속 고기압의 중앙 부분에 형성됩니다.