Температурный режим атмосферы

Размещено на http://www.allbest.ru/

Температурный режим атмосферы

1 Формирование температурного режима атмосферы

Температурный режим атмосферы - это распределение температуры воздуха в пространстве и её изменение во времени.

Тепловое состояние атмосферы определяется главным образом её теплообменом с окружающей средой, т.е. с подстилающей поверхностью, соседними воздушными массами или слоями воздуха и космическим пространством.

Преобладающее значение в теплообмене имеют турбулентность и термическая конвекция. Турбулентный теплообмен является результатом перемешивания объёмов воздуха при беспорядочном, хаотическом движении. При термической конвекции происходит перенос объемов воздуха в вертикальном направлении, возникающий при нагреве нижележащего слоя воздуха. При этом тёплые порции воздуха, как более легкие, поднимаются, а на их место опускается более холодный воздух, который затем нагревается и снова поднимается. Возникает своеобразная вертикальная циркуляция воздуха.

Некоторую роль в теплообмене между подстилающей поверхностью и прилегающими к ней слоями воздуха, а также между отдельными слоями воздуха играет лучистая энергия (длинноволновая радиация). Роль солнечной радиации в нагреве воздуха, за исключением верхних слоёв атмосферы, весьма незначительна.

Изменения температуры воздуха могут происходить также независимо от рассмотренных видов теплообмена, в результате адиабатического процесса при изменении атмосферного давления.

Изменения температуры воздуха в результате рассмотренных причин принято называть индивидуальными. Они относятся к конкретному объёму воздуха. Так, термометр на воздушном шаре, перемещающийся вместе с воздухом, показывает индивидуальную температуру.

Температура в определенной, фиксированной точке пространства может изменяться также в результате адвекции тепла или холода.

Температура воздуха в приземном слое в суточном ходе следует за температурой подстилающей поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке (2 м над поверхностью земли) меньше, чем на поверхности почвы, в суточном ходе минимум температуры воздуха у земли (на суше) приходится на время перед восходом Солнца, а максимум - на 14-15 ч.

Над морями и океанами максимум температуры воздуха наступает на 2-3 ч раньше, чем над материками, причем амплитуда суточного хода температуры воздуха больше, чем суточная амплитуда температуры водной поверхности. Это объясняется тем, что поглощение солнечной радиации воздухом и его излучение над морем больше, чем над сушей, так как над морем в воздухе содержится больше водяного пара.

Суточный ход температуры воздуха чётко выражен и имеет периодический характер в ясную погоду. Эта периодичность может нарушаться облачностью, осадками и адвекцией тепла или холода. При этом минимум температуры может сместиться на дневные часы, а максимум - на ночь.

Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от полуденной высоты Солнца, поэтому летом она больше чем зимой. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную.

Суточные колебания температуры воздуха, связанные с теплообменом воздуха с подстилающей поверхностью, распространяются на более высокие слои атмосферы. Но суточная амплитуда с высотой уменьшается, а максимумы и минимумы запаздывают по времени. Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения радиации, а не влиянием подстилающей поверхности.

Годовой ход температуры воздуха в нижней тропосфере определяется прежде всего годовым ходом температуры подстилающей поверхности. О географическом распределении, об особенностях годового хода температуры воздуха в различных климатических зонах.

Заморозки. Заморозок на почве - это понижение температуры почвы и растений ночью до 0° С и ниже вследствие эффективного излучения, в то время как в воздухе на высоте 2 метров (в метеорологической будке) температура остается выше 0° С.

Заморозок в воздухе - это понижение температуры воздуха до 0° С и ниже вечером и ночью при положительных средних суточных температурах. Заморозки бывают весной и осенью, когда средние суточные температуры воздуха уже или ещё положительные. Различают заморозки радиационные и адвективные. В большинстве случаев в возникновении заморозков играет роль как предварительная адвекция холодного воздуха (арктического) в данный район, так и последующее ночное излучение, охлаждающее почву, а от неё - и прилегающий к ней воздух до отрицательных температур. Осенью возможны заморозки без холодных вторжений, в результате лишь радиационного выхолаживания, понижающего температуру воздуха. Условием образования заморозков является ясная, безветренная ночь.

Распространенной мерой борьбы с заморозками является дымление, т.е. создание дымовой завесы, способствующей уменьшению эффективного излучения. Кроме того, частицы дыма, являясь ядрами конденсации, способствуют образованию в воздухе капель воды и выделению теплоты конденсации, несколько повышающей температуру воздуха.

Мерой борьбы с заморозками на больших площадях является дождевание с помощью разбрызгивающих установок.

2. Вертикальная стратификация температуры воздуха

температура атмосфера измерение

Вертикальная стратификация температуры - это распределение температуры воздуха по высоте.

Вертикальная стратификация температуры воздуха в тропосфере определяется не только теплообменом с подстилающей поверхности, но и изменениями атмосферного давления с высотой в соответствии с адиабатическим процессом, который выражает связь между давлением и температурой газа при отсутствии теплообмена с внешней средой. Адиабатический процесс, протекающий в сухом или во влажном, но не насыщенным водяным паром воздухе, называется сухоадиабатическим. Уравнение для сухоадиабатического процесса имеет вид:

T/T₀ = (P/P₀)^0,286

где T₀ и P₀ - начальные температура и давление; Т и Р - температура и давление после адиабатического изменения состояния воздуха.

В соответствии с сухоадиабатическим процессом при подъёме некоторого объема воздуха с понижением давления его температура понижается и, наоборот, при опускании температура этого объёма повышается. Изменение температуры воздуха, приходящееся на 100 м высоты - вертикальный температурный градиент. При понижении температуры с высотой градиент имеет знак «+», а при повышении знак «-».

При сухоадиабатическом процессе он составляет:

г_с = 0,98° С / 100 м ~ 1 °С/100 м

и называется сухоадиабатическим вертикальным температурным градиентом.

При подъёме воздуха, содержащего водяной пар, по мере понижения температуры происходит повышение относительной влажности воздуха, вплоть до состояния насыщения. Высота, на которой водяной пар становится - уровень конденсации. При подъёме воздуха выше уровня конденсации в нём происходит конденсация водяного пара с выделением тепла (скрытое теплопарообразование). При опускании воздуха вместе с образовавшимися в нем продуктами конденсации происходят адиабатическое повышение температуры и испарение продуктов конденсации, сопровождающееся затратой тепла. Вертикальный влажно-адиабатический градиент температуры г_вл всегда меньше сухоадиабатического градиента (г_вл < г_с). В среднем он составляет 0,6° С / 100 м. Величина вертикального влажно-адиабатического градиента температуры зависит от температуры поднимающегося воздуха и давления.

По мере подъёма воздуха с насыщенным водяным паром количество выделяющейся теплоты конденсации уменьшается и влажно-адиабатический градиент увеличивается, приближаясь к сухоадиабатическому, т.е. к 1° С / 100. Следовательно, от земли до уровня конденсации температура изменяется по прямой линии (сухая адиабата), выше уровня конденсации - по кривой, с возрастающим градиентом температуры с высотой (влажная адиабата).

От величины вертикального температурного градиента зависит устойчивость воздуха в некотором слое, т.е. возможность вертикального подъема воздуха в результате термической конвекции.

Если вертикальный градиент температуры в слое меньше влажно-адиабатического (г < г_вл ), то этот слой абсолютно устойчив как для сухого воздуха, так и для воздуха с насыщенным водяным паром. Если вертикальный температурный градиент в слое больше влажно-адиабатического и сухоадиабатического градиентов (г > г_вл : г > г_с), то слой абсолютно неустойчив. В слое будет происходить подъём воздуха как в сухом, так и в насыщенном водяным паром воздухе. Если вертикальный градиент температуры в некотором слое меньше сухоадиабатического, но больше влажноадиабатического (г_вл < г < г_с), то слой влажно неустойчив.

При г = г_с имеет место безразличное равновесие, при котором некоторый объём воздуха, будучи вынужденно поднятым или опущенным, возвращаться на исходную высоту не будет.

Соответственно этим состояниям различают устойчивую, неустойчивую и безразличную стратификацию воздуха.

Летом в дневные часы, в ясную погоду, при сильном прогреве почвы вертикальный температурный градиент в нижнем 2-метровом слое воздуха может достигать 500° С / 100 м. При этом в силу большой энергии неустойчивости создается мощная термическая конвекция.

Понижение температуры с высотой продолжается до верхней границы тропосферы (10-11 км в умеренных широтах), где температура находится в пределах -50 … -60 °С. Над экватором на высоте 18 км круглый год -70 … -80 °С.

Наряду с общей закономерностью понижения температуры с высотой в пределах тропосферы при определённых условиях образуются слои воздуха, в которых температура с высотой не понижается, а остается постоянной (слои изотермии) или повышается (слои температурной инверсии). Толщина этих слоев изменяется от нескольких метров до 2-3 км, а изменение температуры может составлять от 2 до 15 °С и более.

Инверсии и изотермии бывают приземные и на высоте (в свободной атмосфере) (рис. 1.3).

Приземные инверсии в зависимости от условий образования разделяются на радиационные и адвективные.

Радиационные инверсии возникают при охлаждении приземного слоя воздуха, соприкасающегося с подстилающей поверхностью, которая охлаждается в результате излучения. По мере удаления от подстилающей поверхности температура воздуха повышается.

Летние (ночные) инверсии начинают развиваться после захода солнца. К утру достигают наибольшей толщины слоя воздуха и скачка температуры. После восхода Солнца подстилающая поверхность и прилегающий к ней слой воздуха прогреваются, и инверсия разрушается. Так как прогрев воздуха начинается от почвы, то на стадии разрушения могут образовываться так называемые приподнятые инверсии (изотермии). Толщина летних (ночных) инверсий находится в пределах от 10-15 до 200-400 м. Образованию таких инверсий способствуют ясное небо и отсутствие ветра.

Зимние приземные радиационные инверсии, когда радиационное охлаждение подстилающей поверхности день ото дня увеличивается, могут сохраняться несколько суток и даже недель, немного ослабевая днем и усиливаясь ночью. Толщина таких инверсий составляет от нескольких сотен метров до 2-3 км с перепадом температуры 15° С и более.

Образованию приземных инверсий способствуют пониженные формы рельефа, куда стекает холодный и, следовательно, плотный воздух. Почти постоянно радиационные инверсии встречаются в Арктике и Антарктиде.

Адвективные приземные инверсии образуются при адвекции, т.е. натекании тёплого воздуха на более холодную подстилающую поверхность, например, вторжение тёплого морского воздуха на материк в зимнее время. Высота таких инверсий может составлять сотни метров.

К адвективным инверсиям относятся весенние (снежные) инверсии, возникающие при адвекции воздуха с температурой выше 0° С на поверхность, покрытую снегом.

Инверсии на высоте делятся на динамические, оседания (антициклонические) и фронтальные.

Динамические инверсии возникают в слоях с большими скоростями ветра. Воздушный поток, движущийся с большой скоростью, засасывает воздух из выше- и нижележащих слоев, в которых скорость ветра меньше. В результате на верхнем уровне развиваются нисходящие движения, а на нижнем - восходящие. В нисходящих потоках температура воздуха адиабатически растет на 1° С / 100 м, а на восходящих - понижается на ту же величину. Таким образом, в средней части слоя больших скоростей развивается инверсия.

Инверсии оседания образуются в области повышенного атмосферного давления (антициклонах). В центре таких областей происходит медленное опускание воздуха (оседание) со скоростью 5-7 см/с из верхних слоев тропосферы. Опускающийся воздух сжимается и растекается по горизонтали от центра области высокого давления к периферии, не достигая земной поверхности. В результате сжатия в соответствии с адиабатическим законом его температура повышается на 1° С / 100 м. Таким образом, на высоте 1-1,5 км образуется слой, в котором температура повышается или остается постоянной (изотермия). Поэтому инверсии оседания называют также инверсиями сжатия.

В мощных антициклонах зимой приземные радиационные инверсии могут распространяться до свободной атмосферы и переходить в инверсию оседания, как это часто наблюдается в Якутии и других районах Сибири.

Фронтальные инверсии образуются во фронтальных зонах. Инверсия или изотермия располагаются в переходном слое, отделяющем нижний холодный воздух от верхнего тёплого.

Вертикальная стратификация температуры воздуха в тропосфере имеет суточный и годовой ход. Суточный ход связан с чередованием в течение суток в летнее время ночных инверсий и дневным прогревом воздуха у земли. В летнее время с восходом Солнца на начальной стадии разрушения ночной инверсии, в результате прогрева прилегающего к почве слоя воздуха, могут образовываться так называемые приподнятые инверсии. Годовой ход обусловлен чередованием зимних инверсий и летней неустойчивостью воздуха в приземном слое и нижней тропосфере.

Слои температурных инверсий оказывают большее влияние на развитие различных атмосферных процессов (образование туманов, облаков и др.). Эти слои имеют наиболее устойчивую стратификацию и препятствуют развитию восходящих движений воздуха. Инверсии способствуют накоплению вредных примесей в воздушной среде.

3 Приборы для измерения температуры воздуха

Принципы измерения, виды термометров

Для получения сопоставимых численных значений температуры используются температурные шкалы, построение которых основано на реперных (опорных) точках - точка таяния льда и точка кипения воды при нормальном атмосферном давлении.

Первый термометр, изобретение которого приписывается Галилею (1598 г.), шкалы не имел. Впоследствии получили распространение шкалы, которые предложили Фаренгейт (1715 г.), Реомюр (1736 г.), Цельсий (1748 г.), Кельвин (1848 г.).

Градус температурной шкалы Фаренгейта (F) составляет 1/180 интервала между точками таяния льда и кипения воды (32 и 212° соответственно); градус температурной шкалы Реомюра (К) - 1/80 интервала между точками таяния льда и кипения воды (0 и 80°); градус температурной шкалы Цельсия (С) составляет 1/100 интервала между точками таяния льда и кипения воды (0 и 100°). По шкале Кельвина точке плавления льда соответствует температура 273,15 °К.

Связь между температурой по шкале Кельвина (Т) и температурой по шкале Цельсия (С) имеет вид:

t°_C = T - 273,15

В большинстве стран Европы пользуются шкалой Цельсия, а в США, Англии и ряде других стран - шкалой Фаренгейта. Переход от одной шкалы к другой делается по формулам:

t°_C = 5/9 (t°_F - 32); t°_F = 9/5 (t°_C + 32)

Шкала Реомюра к настоящему времени вышла из употребления.

Принцип действия любого термометра основан на закономерной зависимости некоторого выбранного физического свойства чувствительного элемента от температуры. На метеорологической сети находят применение следующие виды термометров:

1) Жидкостные - действие их основано на изменении объема жидкости при изменении температуры. Наиболее распространенный тип термометров. Термометр состоит из резервуара, соединенного с капилляром, противоположный конец которого запаян. Резервуар с термической жидкостью может иметь форму цилиндрическую, шарообразную и др. У большинства термометров шкала нанесена на пластинку из матового стекла, скрепленную с капилляром. Шкала и капилляр заключены в защитную стеклянную оболочку. Объем капилляра над жидкостью может иметь вакуум или заполняться инертным газом.

При изменении температуры изменяется объем жидкости, что сказывается на высоте столбика жидкости в капилляре. Это и позволяет по шкале определять температуру. В качестве термометрической жидкости применяют ртуть, спирт, толуол.

2) Деформационные - действие основано на изменении линейных размеров твердых тел с изменением температуры. В основном применяются биметаллические деформационные термометры, чувствительным элементом которых является пластинка из двух металлов с различными коэффициентами теплового расширения. Обычно это инвар и сталь. Если один конец биметаллической пластинки закрепить неподвижно, то при изменении температуры ее свободный конец будет перемещаться пропорционально изменению температуры. Поэтому биметаллические термометры имеют равномерную шкалу.

Биметаллические чувствительные элементы используются в термографах, радиозондах и некоторых других приборах.

3) Электрические:

а) сопротивления - действие основано на изменении электропороводности тел с изменением температуры. Принцип действия термометров основан на свойстве материалов менять электрическое сопротивление (проводимость) с изменением температуры. В качестве первичных преобразователей используют металлические проволочные и полупроводниковые терморезисторы.

Датчик термометра сопротивления - тонкая проволока из чистого металла (медь, платина, никель), намотанную на каркас и помещенную в герметически защищенный кожух (длина 10-20 см, диаметр около 1 см);

б) термоэлектрические - действие основано на изменении электродвижущей силы при изменении разности температур спаёв. В этих термометрах используется термоэлектрический эффект - в замкнутой цепи из двух разнородных металлов, по концам соединенных между собой (места соединений - спаи), возникает электродвижущая сила, пропорциональная разности температур спаев. Сила тока измеряется чувствительным гальванометром.

Используются для измерения градиентов температуры, а также для измерения температуры воздуха, почвы и воды.

в) термотранзисторные - действие основано на зависимости напряжения эмиттер-база транзистора от температуры. Термотранзисторы - транзисторы, применяемые в качестве первичных преобразователей температуры. Температура определяется по напряжению эмиттер-база. Могут применяться при температуре от -70° С до +200° С. Термотранзисторы обладают стабильностью, линейностью, высокой чувствительностью.

Важными свойствами термометра являются его термическая инерция и чувствительность. Любой термометр показывает температуру своего чувствительного элемента. При изменении температуры среды помещенный в неё термометр должен принять температуру этой среды, но на это требуется определенное время.

Коэффициент термической инерции термометра - это время, за которое первоначальная разность температур термометра и среды уменьшается в е раз (е - основание натурального логарифма). То есть коэффициент инерции выражает скорость, с которой показания термометра приближаются к температуре среды.

Величина коэффициента инерции прямо пропорциональна массе чувствительного элемента термометра, его удельной теплоемкости и обратно пропорциональна его поверхности и коэффициенту внешнего теплообмена, который зависит от теплоемкости, вязкости окружающей среды и ее движения относительно термоприемника.

Чувствительность термометра - это величина одного градуса на шкале термометра в миллиметрах. Зависит от коэффициента объемного расширения жидкости и термометрического стекла, от объема резервуара и поперечного сечения капилляра термометра.

Цена деления - это количество градусов, приходящееся на наименьшее деление шкалы термометра.

Приборы измерения температуры воздуха

Термометр психрометрический ртутный метеорологический ТМ-4. Предназначен для измерения температуры воздуха, а также используется в психрометре для определения влажности воздуха (отсюда и его название «психрометрический»). Это ртутный термометр со вставной шкалой, длина термометра 410 мм, диаметр 17 мм, резервуар шарообразный диаметром 9-12 мм, капилляр круглый с наружным диаметром 2,5 мм. Пространство над ртутью заполнено азотом. Пределы измерений: от -35 до +40° С или от -25 до +50° С, цена деления шкалы 0,2° С. Погрешность измерения: при температуре от 0 до +50° С не более ±0,2° С, при температуре от 0 до -35° С не более ±0,4° С. Коэффициент инерции в малоподвижном воздухе составляет около 300 с.

Термометр спиртовый метеорологический низкоградусный ТМ-9. Является дополнительным к ртутному психрометрическому. В нем используется спирт. Резервуар цилиндрический диаметром 6 мм. Пределы измерений: от -65 до +25° С или от -75 до +25° С. Цена деления шкалы 0,5° С. Погрешность измерения при температуре от +20 до -20° С не более ±0,5° С; при температуре -70° С не более ±2,5° С.

Термометр ртутный метеорологический максимальный ТМ-1. Предназначен для определения максимального значения температуры за какой-либо промежуток времени.

Это термометр со вставной шкалой длиной 340 мм, диаметром 18 мм. Резервуар цилиндрической формы диаметром около 8 мм. В капилляре над ртутью создан вакуум. Пределы измерений от -35 до +50° С или от -20 до +70° С. Цена деления 0,5° С. Погрешность измерения: при температуре от -10 до +50° С не более ±0,4° С; при температуре -30° С не более ±0,8° С.

Термометр спиртовый метеорологический минимальный ТМ-2. Предназначен для определения минимальной температуры за какой-либо промежуток времени. Термометрическая жидкость - спирт. Это термометр со вставной шкалой, длиной 340 мм, диаметром 19 мм. Резервуар цилиндрический диаметром 7-10 мм. Пределы измерений от -75 до +21° С; от -61 до +31° С; от -51 до +31° С; от -41 до +41° С. Цена деления шкалы 0,5° С. Погрешность измерения: при температуре +40 до -20° С не более ±0,5° С; при температуре ниже -60° С не более ±2,0° С.

Термометр-пращ ртутный метеорологический ТМ-8. Предназначен для измерения температуры воздуха при метеорологических наблюдениях. Термометр палочного типа в виде толстостенного капилляра с расширенным концом, переходящим в резервуар. Шкала нанесена на наружной поверхности. Длина термометра 190 мм, диаметр 8 мм. Интервал измерений: от -30 до +50° С; от -35 до +40° С. Цена деления шкалы 1°С. Погрешность измерений: при температуре от -10 до +50° С не болеет ±0,5° С; при температуре -30° С не более ±0,8° С.

Термограф метеорологический M-16. Предназначен для непрерывной регистрации изменений температуры воздуха в пределах от -45 до +55° С, погрешность измерения ±1°С.

Прибор состоит из чувствительного элемента - биметаллической пластинки, передаточного механизма, регистрирующей части и корпуса.

Размещено на Allbest.ru