การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับระดับความสูงของบรรยากาศ ชั้นบรรยากาศของโลกและคุณสมบัติทางกายภาพของอากาศ

อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงตามระดับความสูงอย่างไร? บทความนี้จะมีข้อมูลที่จะมีคำตอบสำหรับคำถามนี้และคำถามที่คล้ายกัน

อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงที่ระดับความสูงอย่างไร?

เมื่อสูงขึ้น อุณหภูมิอากาศในชั้นโทรโพสเฟียร์จะลดลง 1 กม. - 6 °C นั่นเป็นสาเหตุที่ทำให้มีหิมะสูงบนภูเขา

ชั้นบรรยากาศแบ่งออกเป็น 5 ชั้นหลัก ได้แก่ ชั้นโทรโพสเฟียร์ ชั้นสตราโตสเฟียร์ ชั้นบรรยากาศชั้นบน สำหรับอุตุนิยมวิทยาการเกษตร รูปแบบของการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในชั้นโทรโพสเฟียร์ โดยเฉพาะในชั้นผิวของมันเป็นที่สนใจมากที่สุด

การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้งคืออะไร?

การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้ง- นี่คือการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศที่ระดับความสูงทุกๆ 100 เมตร ความลาดชันในแนวตั้งขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ เช่น ช่วงเวลาของปี (อุณหภูมิจะต่ำกว่าในฤดูหนาว และสูงขึ้นในฤดูร้อน) ช่วงเวลาของวัน (ตอนกลางคืนจะเย็นกว่าตอนกลางวัน) เป็นต้น ความลาดชันของอุณหภูมิเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 0.6 °C / 100 ม.

ในชั้นพื้นผิวของชั้นบรรยากาศ ความลาดชันขึ้นอยู่กับสภาพอากาศ เวลาของวัน และลักษณะของพื้นผิวด้านล่าง ในระหว่างวัน VGT มักจะเป็นบวกเสมอ โดยเฉพาะในฤดูร้อน ในสภาพอากาศที่ชัดเจน จะมากกว่าในสภาพอากาศที่มืดครึ้มถึง 10 เท่า ในช่วงอาหารกลางวันในฤดูร้อน อุณหภูมิอากาศที่ผิวดินอาจสูงกว่าอุณหภูมิอากาศที่ความสูง 2 ม. 10-15 ° C ด้วยเหตุนี้ WGT ในชั้นสองเมตรที่กำหนดในระยะ 100 ม. คือ มากกว่า 500 ° C / 100 ม. ลมลด VGT เนื่องจากเมื่ออากาศผสมกันอุณหภูมิที่ระดับความสูงต่างกันจะเท่ากัน เมฆและการตกตะกอนช่วยลดการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้ง เมื่อดินเปียก VGT ในชั้นผิวของบรรยากาศจะลดลงอย่างรวดเร็ว เหนือดินเปลือย (ทุ่งรกร้าง) VGT จะมีค่ามากกว่าพืชผลหรือด่างที่พัฒนาแล้ว ในฤดูหนาว เหนือหิมะปกคลุม VGT ในชั้นผิวของบรรยากาศมีขนาดเล็กและมักจะเป็นลบ

ด้วยความสูง อิทธิพลของพื้นผิวด้านล่างและสภาพอากาศที่มีต่อ VGT จะอ่อนตัวลงและลดลงเมื่อเทียบกับค่าในชั้นผิวของอากาศ เหนือระดับ 500 ม. อิทธิพลของความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันจะจางหายไป ที่ระดับความสูงตั้งแต่ 1.5 ถึง 5-6 กม. VGT อยู่ในช่วง 0.5-0.6 ° C / 100 ม. ที่ระดับความสูง 6-9 กม. ความลาดชันของอุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นและมีค่าเป็น 0.65-0.75 ° C / 100 ม. ในชั้นบนของโทรโพสเฟียร์ IHT จะลดลงอีกครั้งเป็น 0.5-0.2 ° C / 100 ม.

ข้อมูลการไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้งในชั้นบรรยากาศต่างๆ จะถูกนำมาใช้ในการพยากรณ์อากาศ ในการบริการอุตุนิยมวิทยาสำหรับเครื่องบินเจ็ต และในการปล่อยดาวเทียมขึ้นสู่วงโคจร เช่นเดียวกับในการกำหนดเงื่อนไขการปล่อยและการแพร่กระจาย ขยะอุตสาหกรรมในบรรยากาศ VGT ที่เป็นลบในชั้นผิวของอากาศในเวลากลางคืนในฤดูใบไม้ผลิและฤดูใบไม้ร่วง บ่งชี้ถึงความเป็นไปได้ที่จะเกิดน้ำค้างแข็ง

ดังนั้นเราหวังว่าในบทความนี้คุณพบว่าไม่เพียงมีประโยชน์เท่านั้นและ ข้อมูลการศึกษาแต่ยังเป็นคำตอบของคำถาม “อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงตามระดับความสูงอย่างไร”

ในชั้นโทรโพสเฟียร์ อุณหภูมิอากาศจะลดลงตามความสูง ดังที่ระบุไว้โดยเฉลี่ย 0.6 "C ต่อความสูงทุกๆ 100 เมตร อย่างไรก็ตาม ในชั้นผิว การกระจายตัวของอุณหภูมิอาจแตกต่างกัน: สามารถลดลง เพิ่ม หรือคงอยู่ได้ คงที่ แนวคิดเรื่องอุณหภูมิการกระจายที่มีความสูงให้การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้ง (VTG):

VGT = (/„ - /บี)/(ซีบี -

โดยที่ /n - /v - ความแตกต่างของอุณหภูมิที่ระดับล่างและบน°C; ZB - ZH - ความแตกต่างของความสูง, ม. โดยปกติแล้ว VGT จะคำนวณต่อความสูง 100 ม.

ในชั้นพื้นผิวของชั้นบรรยากาศ VGT อาจสูงกว่าค่าเฉลี่ยของชั้นโทรโพสเฟียร์ถึง 1,000 เท่า

ค่าของ VGT ในชั้นผิวขึ้นอยู่กับ สภาพอากาศ(ในสภาพอากาศที่ชัดเจนจะมากกว่าในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก) ช่วงเวลาของปี (ในฤดูร้อนมากกว่าในฤดูหนาว) และเวลาของวัน (ในตอนกลางวันมากกว่าในเวลากลางคืน) ลมจะลด VGT เนื่องจากเมื่ออากาศผสม อุณหภูมิของอากาศที่ระดับความสูงต่างกันจะเท่ากัน เหนือดินชื้น VGT ในชั้นดินจะลดลงอย่างรวดเร็ว และเหนือดินเปลือย (ทุ่งรกร้าง) VGT นั้นมากกว่าพืชผลหรือทุ่งหญ้าหนาแน่น เนื่องจากความแตกต่างของอุณหภูมิของพื้นผิวเหล่านี้ (ดูบทที่ 3)

จากผลของปัจจัยเหล่านี้ร่วมกัน ทำให้ VGT ใกล้พื้นผิวซึ่งคำนวณต่อความสูง 100 ม. อาจมีอุณหภูมิมากกว่า 100 °C/100 ม. ในกรณีเช่นนี้ การพาความร้อนจะเกิดขึ้น

การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศที่มีความสูงจะกำหนดสัญญาณของ VGT: หาก VGT > 0 อุณหภูมิจะลดลงตามระยะห่างจากพื้นผิวที่ใช้งานซึ่งมักจะเกิดขึ้นในระหว่างวันและฤดูร้อน (รูปที่ 4.4) ถ้า VGT = 0 อุณหภูมิจะไม่เปลี่ยนแปลงตามความสูง ถ้า VGT< 0, то температура увеличивается с высотой и такое рас­пределение температуры называют инверсией.

ขึ้นอยู่กับเงื่อนไขสำหรับการก่อตัวของการผกผันในชั้นผิวของชั้นบรรยากาศพวกมันจะถูกแบ่งออกเป็นการแผ่รังสีและ advective

1. การผกผันของรังสีเกิดขึ้นระหว่างการแผ่รังสีที่พื้นผิวโลกเย็นลง การผกผันดังกล่าวเกิดขึ้นในเวลากลางคืนในช่วงฤดูร้อน และยังพบเห็นได้ในช่วงกลางวันในฤดูหนาวด้วย ดังนั้นการผกผันของรังสีจึงแบ่งออกเป็นตอนกลางคืน (ฤดูร้อน) และฤดูหนาว

การผกผันกลางคืนเกิดขึ้นในสภาพอากาศที่ชัดเจนและเงียบสงบหลังจากสมดุลการแผ่รังสีผ่าน 0 1.0...1.5 ชั่วโมงก่อนพระอาทิตย์ตก ในตอนกลางคืนพวกมันจะทวีความรุนแรงขึ้นและเข้าถึงพลังที่ยิ่งใหญ่ที่สุดก่อนพระอาทิตย์ขึ้น หลังจากพระอาทิตย์ขึ้น พื้นผิวที่มีการเคลื่อนไหวและอากาศจะอุ่นขึ้น ซึ่งจะทำลายการผกผัน ความสูงของชั้นผกผันส่วนใหญ่มักจะสูงถึงหลายสิบเมตร แต่ภายใต้เงื่อนไขบางประการ (เช่น ในหุบเขาปิดที่ล้อมรอบด้วยระดับความสูงที่สำคัญ) ก็สามารถสูงถึง 200 เมตรหรือมากกว่านั้น สิ่งนี้อำนวยความสะดวกโดยการไหลของอากาศเย็นจากเนินเขาสู่หุบเขา ความขุ่นมัวทำให้การผกผันอ่อนลง และความเร็วลมมากกว่า 2.5...3.0 เมตร/วินาที จะทำลายมัน ภายใต้ร่มเงาของหญ้าหนาทึบ พืชผล และป่าไม้ในฤดูร้อน การกลับด้านยังเกิดขึ้นในระหว่างวันอีกด้วย

การผกผันของรังสีในเวลากลางคืนในฤดูใบไม้ผลิและฤดูใบไม้ร่วงและในบางพื้นที่ในฤดูร้อนอาจทำให้อุณหภูมิพื้นผิวดินและอากาศลดลงเป็นค่าลบ (แช่แข็ง) ซึ่งสร้างความเสียหายให้กับพืชที่ปลูกหลายชนิด

การผกผันของฤดูหนาวเกิดขึ้นในสภาพอากาศที่ชัดเจนและสงบภายใต้สภาวะที่มีวันสั้นๆ เมื่อความเย็นของพื้นผิวที่ใช้งานเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องทุกวัน อาจคงอยู่เป็นเวลาหลายสัปดาห์ โดยอ่อนกำลังลงเล็กน้อยในระหว่างวัน และกลับมาแข็งแกร่งขึ้นอีกครั้งในเวลากลางคืน

การผกผันของรังสีจะรุนแรงขึ้นเป็นพิเศษภายใต้ภูมิประเทศที่มีความหลากหลายสูง อากาศเย็นจะไหลลงสู่ที่ราบลุ่มและแอ่งน้ำ ซึ่งการผสมแบบปั่นป่วนที่อ่อนลงจะช่วยให้อากาศเย็นลงต่อไป การผกผันของรังสีที่เกี่ยวข้องกับลักษณะภูมิประเทศมักเรียกว่าออโรกราฟิก

2. การผกผันแบบ Advective เกิดขึ้นเมื่ออากาศอุ่นเคลื่อนตัว (เคลื่อนที่) ไปยังพื้นผิวด้านล่างที่เย็น ซึ่งจะทำให้ชั้นอากาศที่อยู่ติดกันเย็นลง การผกผันเหล่านี้ยังรวมถึงการผกผันของหิมะด้วย เกิดขึ้นระหว่างการเคลื่อนตัวของอากาศที่มีอุณหภูมิสูงกว่า O "C บนพื้นผิวที่ปกคลุมไปด้วยหิมะ การลดลงของอุณหภูมิในชั้นต่ำสุดในกรณีนี้มีความเกี่ยวข้องกับการใช้ความร้อนในการละลายหิมะ

ตัวชี้วัดอุณหภูมิในสถานที่ที่กำหนดและความต้องการความร้อนของพืช

เมื่อประเมินระบอบอุณหภูมิของอาณาเขตขนาดใหญ่หรือสถานที่แต่ละแห่ง จะใช้คุณลักษณะอุณหภูมิสำหรับปีหรือสำหรับแต่ละช่วงเวลา (ฤดูปลูก ฤดูกาล เดือน ทศวรรษ และวัน) ตัวชี้วัดหลักของตัวบ่งชี้เหล่านี้มีดังต่อไปนี้

อุณหภูมิเฉลี่ยรายวันคือค่าเฉลี่ยเลขคณิตของอุณหภูมิที่วัดได้ตลอดช่วงการสังเกตทั้งหมด ที่สถานีตรวจอากาศ สหพันธรัฐรัสเซียวัดอุณหภูมิอากาศแปดครั้งต่อวัน เมื่อรวมผลการวัดเหล่านี้แล้วหารผลรวมด้วย 8 จะได้อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยรายวัน

อุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนคือค่าเฉลี่ยเลขคณิตของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวันตลอดทั้งวันของเดือน

อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีคือค่าเฉลี่ยเลขคณิตของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน (หรือรายเดือนเฉลี่ย) ตลอดทั้งปี

อุณหภูมิอากาศรหัสเฉลี่ยให้เพียงแนวคิดทั่วไปเกี่ยวกับปริมาณความร้อนเท่านั้นไม่ได้ระบุลักษณะการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิประจำปี ดังนั้นอุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีทางตอนใต้ของไอร์แลนด์และในสเตปป์ของ Kalmykia ซึ่งตั้งอยู่ที่ละติจูดเดียวกันจึงใกล้เคียงกัน (9°C) แต่ในไอร์แลนด์ อุณหภูมิเฉลี่ยในเดือนมกราคมอยู่ที่ 5...8 "C และทุ่งหญ้าก็เขียวขจีตลอดฤดูหนาวที่นี่ และในทุ่งหญ้าสเตปป์ของ Kalmykia อุณหภูมิเฉลี่ยในเดือนมกราคมอยู่ที่ -5...-8 °C ในฤดูร้อนใน ไอร์แลนด์ อากาศเย็นสบาย: 14 °C และอุณหภูมิเฉลี่ยเดือนกรกฎาคมใน Kalmykia คือ 23...26 °C

ดังนั้นเพิ่มเติม คุณสมบัติครบถ้วน ความก้าวหน้าประจำปีอุณหภูมิในสถานที่ที่กำหนดจะใช้อุณหภูมิเฉลี่ยของเดือนที่หนาวที่สุด (มกราคม) และเดือนที่ร้อนที่สุด (กรกฎาคม)

อย่างไรก็ตาม คุณลักษณะเฉลี่ยทั้งหมดไม่ได้ให้ความคิดที่ถูกต้องเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิรายวันและรายปี กล่าวคือ เงื่อนไขที่มีความสำคัญอย่างยิ่งต่อการผลิตทางการเกษตรอย่างแม่นยำ นอกจากอุณหภูมิเฉลี่ยแล้วยังมีอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดและแอมพลิจูดอีกด้วย ตัวอย่างเช่น เมื่อทราบอุณหภูมิต่ำสุดในฤดูหนาว เราสามารถตัดสินสภาพที่อยู่เหนือฤดูหนาวของพืชผลฤดูหนาว การปลูกผลไม้และผลเบอร์รี่ได้ ข้อมูลอุณหภูมิสูงสุดจะแสดงความถี่ของการละลายและความรุนแรงของการละลายในฤดูหนาว และในฤดูร้อน - จำนวนวันที่อากาศร้อนซึ่งธัญพืชอาจเสียหายได้ในระหว่างระยะเวลาการเติม เป็นต้น

อุณหภูมิที่สูงที่สุดมีความโดดเด่น: สูงสุดสัมบูรณ์ (ขั้นต่ำ) - อุณหภูมิสูงสุด (ต่ำสุด) ตลอดระยะเวลาการสังเกตทั้งหมด ค่าเฉลี่ยของค่าสูงสุดสัมบูรณ์ (ขั้นต่ำ) - ค่าเฉลี่ยเลขคณิตของค่าสุดขั้วสัมบูรณ์ ค่าเฉลี่ยสูงสุด (ขั้นต่ำ) - ค่าเฉลี่ยเลขคณิตของอุณหภูมิสุดขั้วทั้งหมดเช่นสำหรับเดือนฤดูกาลปี นอกจากนี้ยังสามารถคำนวณได้ทั้งสำหรับระยะเวลาการสังเกตระยะยาวและสำหรับเดือน, ปีที่เกิดขึ้นจริง ฯลฯ

แอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิรายวันและรายปีเป็นตัวกำหนดระดับภูมิอากาศของทวีป: ยิ่งแอมพลิจูดมากเท่าใด ภูมิอากาศของทวีปก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น

ระบอบอุณหภูมิในพื้นที่ที่กำหนดในช่วงระยะเวลาหนึ่งยังมีลักษณะเฉพาะด้วยผลรวมของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวันที่สูงหรือต่ำกว่าขีดจำกัดที่กำหนด ตัวอย่างเช่น ในหนังสืออ้างอิงสภาพภูมิอากาศและแผนที่จะให้ผลรวมของอุณหภูมิที่สูงกว่า 0, 5, 10 และ 15 °C รวมถึงอุณหภูมิที่ต่ำกว่า -5 และ -10 °C

การแสดงการกระจายตัวทางภูมิศาสตร์ของตัวบ่งชี้อุณหภูมิด้วยภาพนั้นจัดทำโดยแผนที่ซึ่งมีการวาดไอโซเทอร์ม - เส้นที่มีค่าอุณหภูมิเท่ากันหรือผลรวมของอุณหภูมิ (รูปที่ 4.7) ตัวอย่างเช่น แผนที่ของผลรวมอุณหภูมิใช้เพื่อจัดวางพืชผล (การปลูกพืช) ของพืชวัฒนธรรมที่มีความต้องการความร้อนที่แตกต่างกัน

เพื่อชี้แจงสภาวะความร้อนที่จำเป็นสำหรับพืชจึงใช้ผลรวมของอุณหภูมิกลางวันและกลางคืนด้วย อุณหภูมิเฉลี่ยรายวันและปริมาณของมันจะช่วยลดความแตกต่างทางความร้อนในการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวัน

การศึกษาระบบการระบายความร้อนแยกกันทั้งกลางวันและกลางคืนมีความสำคัญทางสรีรวิทยาอย่างลึกซึ้ง เป็นที่ทราบกันดีว่ากระบวนการทั้งหมดที่เกิดขึ้นในโลกของพืชและสัตว์นั้นขึ้นอยู่กับจังหวะธรรมชาติที่กำหนดโดยเงื่อนไขภายนอกนั่นคืออยู่ภายใต้กฎของนาฬิกาที่เรียกว่า "ชีวภาพ" ตัวอย่างเช่น ตาม (1964) เพื่อสภาวะการเจริญเติบโตที่เหมาะสมที่สุด พืชเมืองร้อนอุณหภูมิกลางวันและกลางคืนควรต่างกัน 3...5°C สำหรับพืช เขตอบอุ่น-5...7 และสำหรับพืชทะเลทราย - 8 °C หรือมากกว่า การศึกษาอุณหภูมิทั้งกลางวันและกลางคืนได้รับความหมายพิเศษในการเพิ่มผลผลิตของพืชเกษตรซึ่งถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์ระหว่างสองกระบวนการ - การดูดซึมและการหายใจซึ่งเกิดขึ้นในช่วงเวลาที่มีแสงและความมืดของวันซึ่งมีคุณภาพแตกต่างกันสำหรับพืช

อุณหภูมิกลางวันและกลางคืนโดยเฉลี่ยและผลรวมโดยอ้อมคำนึงถึงความแปรปรวนละติจูดของความยาวกลางวันและกลางคืนตลอดจนการเปลี่ยนแปลงในความเป็นทวีปของสภาพภูมิอากาศและอิทธิพลของรูปแบบการบรรเทาต่าง ๆ ที่มีต่อระบอบอุณหภูมิ

ผลรวมของอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยรายวัน ปิดสำหรับสถานีตรวจอากาศ 2 สถานีซึ่งอยู่ที่ละติจูดเดียวกันโดยประมาณ แต่มีลองจิจูดต่างกันอย่างมีนัยสำคัญ กล่าวคือ ตั้งอยู่ในสภาพอากาศในทวีปที่แตกต่างกัน แสดงไว้ในตาราง 4.1

ในพื้นที่ภาคพื้นทวีปทางตะวันออก ผลรวมของอุณหภูมิในเวลากลางวันจะสูงกว่า 200...500 °C และผลรวมของอุณหภูมิตอนกลางคืนจะน้อยกว่าทางตะวันตกและโดยเฉพาะบริเวณทางทะเล 300 °C ซึ่งอธิบายไว้นานแล้ว ความจริงที่รู้- การเร่งการพัฒนาพืชผลทางการเกษตรในสภาพอากาศแบบทวีปที่รุนแรง

ความต้องการความร้อนของพืชจะแสดงเป็นผลรวมของอุณหภูมิที่ทำงานอยู่และมีประสิทธิผล ในอุตุนิยมวิทยาการเกษตร อุณหภูมิเชิงรุกคืออุณหภูมิอากาศ (หรือดิน) เฉลี่ยรายวันที่สูงกว่าค่าต่ำสุดทางชีวภาพสำหรับการพัฒนาพืชผล อุณหภูมิที่มีประสิทธิภาพคืออุณหภูมิอากาศ (หรือดิน) เฉลี่ยรายวันที่ลดลงตามค่าต่ำสุดทางชีวภาพ

พืชจะเจริญเติบโตได้ก็ต่อเมื่ออุณหภูมิเฉลี่ยรายวันเกินค่าต่ำสุดทางชีวภาพ เช่น 5 °C สำหรับข้าวสาลีฤดูใบไม้ผลิ, 10 °C สำหรับข้าวโพด, 13 °C สำหรับฝ้าย (15 °C สำหรับพันธุ์ฝ้ายทางใต้) ผลรวมของอุณหภูมิที่ใช้งานและประสิทธิผลถูกกำหนดไว้ทั้งสำหรับช่วงระหว่างแต่ละช่วงและสำหรับฤดูปลูกทั้งหมดของพันธุ์พืชและลูกผสมของพืชเกษตรหลักหลายชนิด (ตารางที่ 11.1)

ผลรวมของอุณหภูมิที่แอคทีฟและที่มีประสิทธิผลยังแสดงถึงความจำเป็นในการได้รับความอบอุ่นของสิ่งมีชีวิตแบบโพอิคิโลเทอร์มิก (เลือดเย็น) ทั้งในช่วงออนโทเจเนติกส์และตลอดศตวรรษ มีวัฏจักรทางชีวภาพ

เมื่อคำนวณผลรวมของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวันที่แสดงถึงความต้องการความร้อนของพืชและสิ่งมีชีวิต poikilothermic จำเป็นต้องแนะนำการแก้ไขอุณหภูมิบัลลาสต์ที่ไม่เร่งการเจริญเติบโตและการพัฒนาเช่น คำนึงถึงระดับอุณหภูมิส่วนบนของพืชและสิ่งมีชีวิต สำหรับพืชและแมลงศัตรูพืชส่วนใหญ่ในเขตอบอุ่น อุณหภูมิเฉลี่ยรายวันจะเกิน 20...25 "C

เพื่อให้การพิจารณาประเด็นนี้ง่ายขึ้น บรรยากาศจึงถูกแบ่งออกเป็นสามชั้นหลักๆ การแบ่งชั้นบรรยากาศเป็นผลมาจากการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศและความสูงไม่เท่ากัน สองชั้นล่างมีองค์ประกอบที่ค่อนข้างเป็นเนื้อเดียวกัน ด้วยเหตุนี้จึงมักกล่าวกันว่าพวกมันก่อตัวเป็นโฮโมสเฟียร์

โทรโพสเฟียร์ ชั้นบรรยากาศชั้นล่างเรียกว่าชั้นโทรโพสเฟียร์ คำนี้เองหมายถึง "ทรงกลมของการหมุน" และสัมพันธ์กับลักษณะของความปั่นป่วนของชั้นที่กำหนด การเปลี่ยนแปลงของสภาพอากาศและภูมิอากาศทั้งหมดเป็นผล กระบวนการทางกายภาพเกิดขึ้นอย่างแม่นยำในชั้นนี้ ในศตวรรษที่ 18 เนื่องจากการศึกษาบรรยากาศถูกจำกัดอยู่เพียงชั้นนี้เท่านั้น จึงมีความเชื่อกันว่าอุณหภูมิอากาศที่ลดลงตามความสูงที่พบในชั้นบรรยากาศนั้นก็มีอยู่ในชั้นบรรยากาศที่เหลือเช่นกัน

การเปลี่ยนแปลงพลังงานต่างๆ มักเกิดขึ้นในชั้นโทรโพสเฟียร์เป็นหลัก เนื่องจากอากาศสัมผัสกับพื้นผิวโลกอย่างต่อเนื่องรวมถึงการที่พลังงานเข้ามาจากอวกาศจึงเริ่มเคลื่อนที่ ขอบเขตด้านบนของชั้นนี้ตั้งอยู่ที่ซึ่งอุณหภูมิที่ลดลงพร้อมความสูงถูกแทนที่ด้วยการเพิ่มขึ้น - ที่ระดับความสูงประมาณ 15-16 กม. เหนือเส้นศูนย์สูตรและ 7-8 กม. เหนือเสา เช่นเดียวกับโลกเอง ภายใต้อิทธิพลของการหมุนของโลกของเรา มันก็ค่อนข้างแบนเหนือขั้วโลกและพองตัวเหนือเส้นศูนย์สูตร อย่างไรก็ตาม ผลกระทบนี้แสดงออกมาอย่างรุนแรงในชั้นบรรยากาศมากกว่าในเปลือกแข็งของโลก

ในทิศทางจากพื้นผิวโลกถึงขอบเขตด้านบนของโทรโพสเฟียร์ อุณหภูมิของอากาศจะลดลง เหนือเส้นศูนย์สูตร อุณหภูมิอากาศต่ำสุดประมาณ -62°C และเหนือขั้วประมาณ -45°C อย่างไรก็ตาม อุณหภูมิอาจแตกต่างกันเล็กน้อย ขึ้นอยู่กับจุดตรวจวัด ดังนั้น เหนือเกาะชวาที่ขอบเขตบนของชั้นโทรโพสเฟียร์ อุณหภูมิอากาศจึงลดลงสู่ระดับต่ำสุดเป็นประวัติการณ์ที่ -95°C

ขอบเขตด้านบนของโทรโพสเฟียร์เรียกว่าโทรโพพอส มวลบรรยากาศมากกว่า 75% อยู่ใต้โทรโพพอส ในเขตร้อนประมาณ 90% ของมวลบรรยากาศตั้งอยู่ภายในชั้นโทรโพสเฟียร์

โทรโพพอสถูกค้นพบในปี พ.ศ. 2442 เมื่อพบค่าต่ำสุดในโปรไฟล์อุณหภูมิแนวตั้งที่ระดับความสูงหนึ่ง จากนั้นอุณหภูมิก็เพิ่มขึ้นเล็กน้อย จุดเริ่มต้นของการเพิ่มขึ้นนี้ถือเป็นการเปลี่ยนผ่านไปยังชั้นบรรยากาศชั้นถัดไป - สตราโตสเฟียร์

สตราโตสเฟียร์ คำว่าสตราโตสเฟียร์หมายถึง "ชั้นทรงกลม" และสะท้อนความคิดก่อนหน้านี้เกี่ยวกับความเป็นเอกลักษณ์ของชั้นที่อยู่เหนือชั้นโทรโพสเฟียร์ สตราโตสเฟียร์ขยายไปถึงความสูงประมาณ 50 กม. เหนือพื้นผิวโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่ง อุณหภูมิอากาศเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วเมื่อเทียบกับเฉพาะ ค่าต่ำเธออยู่ในภาวะโทรโพพอส อุณหภูมิในชั้นสตราโตสเฟียร์จะสูงขึ้นประมาณ -40°C อุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นนี้อธิบายได้จากปฏิกิริยาของการก่อตัวของโอโซนซึ่งเป็นหนึ่งในสาเหตุหลัก ปฏิกริยาเคมีที่เกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศ

โอโซนเป็นออกซิเจนรูปแบบพิเศษ ต่างจากโมเลกุลออกซิเจนไดอะตอมมิก (O2) ทั่วไป โอโซนประกอบด้วยโมเลกุลไตรอะตอม (Oz) ปรากฏเป็นผลมาจากปฏิกิริยาระหว่างออกซิเจนธรรมดากับออกซิเจนเข้าสู่ชั้นบนของบรรยากาศ

โอโซนส่วนใหญ่กระจุกตัวอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 25 กม. แต่โดยทั่วไปแล้วชั้นโอโซนจะเป็นเปลือกที่ขยายออกอย่างมาก ครอบคลุมเกือบทั้งสตราโตสเฟียร์ ในชั้นโอโซโนสเฟียร์ รังสีอัลตราไวโอเลตจะมีปฏิกิริยากับออกซิเจนในชั้นบรรยากาศบ่อยที่สุดและรุนแรงที่สุด ทำให้เกิดการสลายโมเลกุลออกซิเจนไดอะตอมมิกธรรมดาออกเป็นอะตอมเดี่ยวๆ ในทางกลับกัน อะตอมออกซิเจนมักจะกลับเข้าไปติดกับโมเลกุลไดอะตอมมิกและสร้างโมเลกุลโอโซน ในทำนองเดียวกัน อะตอมออกซิเจนแต่ละอะตอมจะรวมกันเป็นโมเลกุลไดอะตอมมิก ความเข้มของการก่อตัวของโอโซนนั้นเพียงพอสำหรับชั้นที่มีความเข้มข้นของโอโซนสูงที่มีอยู่ในชั้นสตราโตสเฟียร์

ปฏิกิริยาระหว่างออกซิเจนกับ รังสีอัลตราไวโอเลต- หนึ่งในกระบวนการที่เอื้ออำนวยในชั้นบรรยากาศของโลกซึ่งมีส่วนช่วยในการดำรงชีวิตบนโลก การดูดซับพลังงานนี้โดยโอโซนช่วยป้องกันการไหลมากเกินไปไปยังพื้นผิวโลก ซึ่งเป็นจุดที่สร้างระดับพลังงานที่เหมาะสมสำหรับการดำรงอยู่ของสิ่งมีชีวิตบนบกอย่างแน่นอน บางทีในอดีตพลังงานจำนวนมากมายังโลกมากกว่าปัจจุบัน ซึ่งมีอิทธิพลต่อการเกิดขึ้นของรูปแบบปฐมภูมิของสิ่งมีชีวิตบนโลกของเรา แต่สิ่งมีชีวิตสมัยใหม่ไม่สามารถทนต่อรังสีอัลตราไวโอเลตที่มาจากดวงอาทิตย์ในปริมาณที่มีนัยสำคัญกว่านี้ได้

โอโซโนสเฟียร์ดูดซับส่วนที่ผ่านชั้นบรรยากาศ เป็นผลให้มีการไล่ระดับอุณหภูมิอากาศในแนวตั้งประมาณ 0.62°C ต่อ 100 ม. ในโอโซโนสเฟียร์ กล่าวคือ อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงจนถึงขีดจำกัดด้านบนของสตราโตสเฟียร์ - สตราโตสเฟียร์ (50 กม.)

ที่ระดับความสูงตั้งแต่ 50 ถึง 80 กม. จะมีชั้นบรรยากาศที่เรียกว่ามีโซสเฟียร์ คำว่า "มีโซสเฟียร์" หมายถึง "ทรงกลมกลาง" ซึ่งอุณหภูมิของอากาศจะลดลงอย่างต่อเนื่องตามความสูง

เหนือมีโซสเฟียร์ในชั้นที่เรียกว่าเทอร์โมสเฟียร์ อุณหภูมิจะสูงขึ้นอีกครั้งโดยสูงถึงประมาณ 1,000°C แล้วลดลงอย่างรวดเร็วจนถึง -96°C แต่จะไม่ลดลงไปเรื่อย ๆ แล้วอุณหภูมิก็จะเพิ่มขึ้นอีกครั้ง

การแบ่งชั้นบรรยากาศออกเป็นชั้นต่างๆ นั้นค่อนข้างสังเกตได้ง่ายจากลักษณะเฉพาะของการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิตามความสูงในแต่ละชั้น

ต่างจากชั้นที่กล่าวถึงก่อนหน้านี้ ไอโอโนสเฟียร์ไม่ได้ถูกเน้น ตามอุณหภูมิ คุณสมบัติหลักไอโอโนสเฟียร์ - ไอออนไนซ์ของก๊าซในบรรยากาศในระดับสูง ไอออนไนซ์นี้เกิดจากการดูดซับ พลังงานแสงอาทิตย์อะตอมของก๊าซต่างๆ อัลตราไวโอเลตและอื่น ๆ แสงอาทิตย์, บรรทุกควอนตัมพลังงานสูง, เข้าสู่ชั้นบรรยากาศ, ไอออนไนซ์ไนโตรเจนและอะตอมออกซิเจน - อิเล็กตรอนที่อยู่ในวงโคจรด้านนอกจะถูกแยกออกจากอะตอม เมื่อสูญเสียอิเล็กตรอน อะตอมก็จะได้ประจุบวก ถ้าเติมอิเล็กตรอนเข้าไปในอะตอม อะตอมจะมีประจุลบ ดังนั้นไอโอโนสเฟียร์จึงเป็นบริเวณที่มีลักษณะทางไฟฟ้าซึ่งทำให้สามารถสื่อสารทางวิทยุได้หลายประเภท

ไอโอโนสเฟียร์แบ่งออกเป็นหลายชั้นโดยกำหนดด้วยตัวอักษร D, E, F1 และ F2 ชั้นเหล่านี้มีชื่อพิเศษเช่นกัน การแยกชั้นออกเป็นหลายชั้นนั้นเกิดจากสาเหตุหลายประการ โดยสาเหตุที่สำคัญที่สุดคืออิทธิพลของชั้นที่ไม่เท่ากันในการผ่านของคลื่นวิทยุ ชั้นต่ำสุด D จะดูดซับคลื่นวิทยุเป็นหลักและป้องกันการแพร่กระจายต่อไป

ชั้น E ที่ได้รับการศึกษาที่ดีที่สุดจะอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 100 กม. เหนือพื้นผิวโลก เรียกอีกอย่างว่าชั้น Kennelly-Heaviside ตามชื่อของนักวิทยาศาสตร์ชาวอเมริกันและอังกฤษที่ค้นพบมันพร้อมกันและเป็นอิสระ เลเยอร์ E เหมือนกระจกบานใหญ่ สะท้อนคลื่นวิทยุ ต้องขอบคุณชั้นนี้ คลื่นวิทยุยาวจึงเดินทางได้ไกลเกินกว่าที่คาดไว้หากพวกมันแพร่กระจายเป็นเส้นตรงเท่านั้น โดยไม่ถูกสะท้อนจากชั้น E

เลเยอร์ F มีคุณสมบัติคล้ายกัน เรียกอีกอย่างว่าเลเยอร์ของ Appleton เมื่อรวมกับชั้น Kennelly-Heaviside จะสะท้อนคลื่นวิทยุไปยังสถานีวิทยุภาคพื้นดิน การสะท้อนดังกล่าวสามารถเกิดขึ้นได้ในมุมต่างๆ ชั้นแอปเปิลตันตั้งอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 240 กม.

ที่สุด พื้นที่ด้านนอกบรรยากาศมักเรียกว่าเอกโซสเฟียร์

คำนี้หมายถึงการมีอยู่ของพื้นที่รอบนอกอวกาศใกล้โลก เป็นการยากที่จะระบุได้อย่างแน่ชัดว่าอวกาศสิ้นสุดและเริ่มต้นที่ใด เนื่องจากด้วยระดับความสูง ความหนาแน่นของก๊าซในบรรยากาศจะค่อยๆ ลดลง และตัวมันเองก็ค่อยๆ กลายเป็นสุญญากาศ ซึ่งมีเพียงโมเลกุลเดี่ยวเท่านั้นที่ถูกพบ ขณะที่พวกมันเคลื่อนที่ออกจากพื้นผิวโลก ก๊าซในชั้นบรรยากาศจะมีแรงโน้มถ่วงจากดาวเคราะห์น้อยลงเรื่อยๆ และจากระดับความสูงหนึ่ง ก๊าซมีแนวโน้มที่จะออกจากสนามโน้มถ่วงของโลก เมื่ออยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 320 กิโลเมตร ความหนาแน่นของบรรยากาศจึงต่ำมากจนโมเลกุลสามารถเคลื่อนที่ได้ไกลกว่า 1 กิโลเมตรโดยไม่ชนกัน ส่วนนอกสุดของชั้นบรรยากาศทำหน้าที่เป็นขอบเขตบน ซึ่งตั้งอยู่ที่ระดับความสูงตั้งแต่ 480 ถึง 960 กม.

1. อุณหภูมิของอากาศ การเปลี่ยนแปลงตามระดับความสูง ชั้นผกผัน ชั้นไอโซเทอร์มอล ผลกระทบต่อการดำเนินงานด้านการบิน

2. พายุฝนฟ้าคะนอง สาเหตุของการเกิดขึ้น. ขั้นตอนการพัฒนาและโครงสร้างของเมฆฝนฟ้าคะนอง สภาพโดยย่อและอุตุนิยมวิทยาของการก่อตัว

3. คุณสมบัติของการบริการอุตุนิยมวิทยาสำหรับการดำเนินงานการบิน

1.อุณหภูมิอากาศ – ระดับความร้อนหรือลักษณะของสถานะความร้อนของอากาศ เป็นสัดส่วนกับพลังงานการเคลื่อนที่ของโมเลกุลอากาศ วัดเป็นองศา ในระดับเซลเซียส (0 C) หรือเคลวิน (0 K) ในระดับสัมบูรณ์ (ในอังกฤษและสหรัฐอเมริกา จะใช้มาตราส่วนฟาเรนไฮต์ (0 F))

เสื้อ 0 C = (เสื้อ 0 F – 32)x5/9

ในการวัดอุณหภูมิจะใช้เทอร์โมมิเตอร์ซึ่งแบ่งออกเป็น:

ตามหลักการทำงาน: ของเหลว (ปรอทและแอลกอฮอล์), โลหะ (เทอร์โมมิเตอร์แบบต้านทาน, แผ่นไบเมทัลลิกและเกลียว), เซมิคอนดักเตอร์ (เทอร์มิสเตอร์):

ตามวัตถุประสงค์: เร่งด่วน สูงสุด และต่ำสุด

ในพื้นที่อุตุนิยมวิทยา มีการติดตั้งเทอร์โมมิเตอร์ในคูหาอุตุนิยมวิทยาที่ความสูง 2 เมตรจากพื้นผิวดิน บูธอุตุนิยมวิทยาจะต้องมีการระบายอากาศที่ดี และปกป้องเครื่องมือที่ติดตั้งในนั้นจากแสงแดด

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิรายวันในชั้นผิวอุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงตลอดทั้งวัน โดยปกติอุณหภูมิต่ำสุดจะสังเกตได้ในเวลาพระอาทิตย์ขึ้น: ในเดือนกรกฎาคมประมาณ - 3 นาฬิกา, ในเดือนมกราคม - ประมาณ 7 โมงเช้าตามเวลาสุริยะเฉลี่ยในท้องถิ่น อุณหภูมิสูงสุดจะสังเกตได้ประมาณ 14-15 ชั่วโมง

แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิอาจแตกต่างกันตั้งแต่หลายองศาถึงสิบ ขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของปี ละติจูดของสถานที่ ความสูงเหนือระดับน้ำทะเล ความโล่งใจ ลักษณะของพื้นผิวด้านล่าง การปรากฏของเมฆ และการพัฒนาของความปั่นป่วน แอมพลิจูดที่ใหญ่ที่สุดเกิดขึ้นในละติจูดต่ำ ในแอ่งที่มีดินทรายหรือหินในวันที่ไม่มีเมฆ ในทะเลและมหาสมุทร ความแปรผันของอุณหภูมิในแต่ละวันไม่มีนัยสำคัญ

ความแปรผันของอุณหภูมิประจำปี. ในระหว่างปี อุณหภูมิอากาศสูงสุดในชั้นผิวเหนือทวีปจะสังเกตได้ในช่วงกลางฤดูร้อน เหนือมหาสมุทร - ในช่วงปลายฤดูร้อน อุณหภูมิต่ำสุด - กลางหรือปลายฤดูหนาว

ความกว้างของรอบปีขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ความใกล้ชิดกับทะเล และระดับความสูงเหนือระดับน้ำทะเล อุณหภูมิต่ำสุดจะสังเกตได้ใน โซนเส้นศูนย์สูตร, สูงสุด – ในพื้นที่ที่มีสภาพอากาศแบบทวีปรุนแรง

ยังได้สังเกตเห็นในธรรมชาติอีกด้วย การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิแบบไม่เป็นระยะ. มีความเกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงของสถานการณ์อุตุนิยมวิทยา (การผ่านของพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน แนวหน้าบรรยากาศ, การบุกรุกของมวลอากาศร้อนหรือเย็น)

อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงตามระดับความสูง.

เนื่องจากส่วนล่างของบรรยากาศได้รับความร้อนจากพื้นผิวโลกเป็นหลัก อุณหภูมิของอากาศในโทรโพสเฟียร์จึงมักจะลดลง

หากต้องการเห็นภาพการกระจายของอุณหภูมิที่มีความสูงเหนือจุดใดๆ คุณสามารถสร้างกราฟ "อุณหภูมิ - ความสูง" ซึ่งเรียกว่า เส้นโค้งการแบ่งชั้น. (ดูภาคผนวกรูปที่ 5., รูปที่ 5a)

ในการหาปริมาณการเปลี่ยนแปลงเชิงพื้นที่ขององค์ประกอบอุตุนิยมวิทยาเฉพาะ (เช่น อุณหภูมิ ความดัน ลม) จะใช้แนวคิดนี้ การไล่ระดับสี– การเปลี่ยนแปลงค่าขององค์ประกอบทางอุตุนิยมวิทยาต่อหน่วยระยะทาง

ในอุตุนิยมวิทยาจะใช้การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้งและแนวนอน

การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้งγ - การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิต่อความสูง 100 ม. เมื่ออุณหภูมิลดลงด้วยความสูง γ>0 ( การกระจายตัวแบบปกติอุณหภูมิ); เมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามระดับความสูง ( การผกผัน) - γ < 0; และหากอุณหภูมิของอากาศไม่เปลี่ยนแปลงตามระดับความสูง ( อุณหภูมิคงที่) จากนั้น γ = 0

การผกผัน กำลังรักษาชั้นไว้ซึ่งรองรับการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวดิ่ง ข้างใต้มีการสะสมของไอน้ำหรือสิ่งเจือปนซึ่งทำให้ทัศนวิสัยไม่ดี เกิดหมอกและ รูปทรงต่างๆเมฆ ชั้นผกผันเป็นชั้นเบรกสำหรับการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวนอน

ในหลายกรณี ชั้นเหล่านี้เป็นพื้นผิวกันลม (ด้านบนและด้านล่างการผกผัน) ซึ่งมีการเปลี่ยนแปลงความเร็วและทิศทางลมอย่างรวดเร็ว

การผกผันประเภทต่อไปนี้ขึ้นอยู่กับสาเหตุของการเกิดขึ้น:

การผกผันของรังสี – การผกผันที่เกิดขึ้นใกล้พื้นผิวโลกเนื่องจากการแผ่รังสี (รังสี) จากมัน ปริมาณมากความร้อน. กระบวนการนี้เกิดขึ้นในท้องฟ้าแจ่มใสในช่วงเดือนที่มีอากาศอบอุ่นในเวลากลางคืน และในช่วงเดือนที่มีอากาศหนาวเย็นตลอดทั้งวัน ในฤดูร้อนความหนาตามแนวตั้งจะต้องไม่เกินหลายสิบเมตร เมื่อดวงอาทิตย์ขึ้น การกลับกันดังกล่าวมักจะพังทลายลง ในฤดูหนาว การผกผันเหล่านี้มีความหนาแนวตั้งมาก (บางครั้ง 1-1.5 กม.) และคงอยู่เป็นเวลาหลายวันหรือหลายสัปดาห์

การผกผันแบบ advective เกิดขึ้นเมื่ออากาศอุ่นเคลื่อนที่ (advects) ไปตามพื้นผิวด้านล่างที่เย็น ชั้นล่างจะถูกทำให้เย็นลง และการระบายความร้อนนี้จะถูกถ่ายโอนไปยังชั้นที่สูงกว่าโดยการผสมแบบปั่นป่วน ในชั้นของความปั่นป่วนที่ลดลงอย่างรวดเร็วอุณหภูมิ (ผกผัน) จะเพิ่มขึ้นเล็กน้อย การผกผันแบบ advective เกิดขึ้นที่ระดับความสูงหลายร้อยเมตรจากพื้นผิวโลก ความหนาแนวตั้งคือหลายสิบเมตร ส่วนใหญ่มักเกิดขึ้นในช่วงครึ่งปีที่หนาวเย็น

การผกผันของการบีบอัดหรือการทรุดตัว เกิดขึ้นในพื้นที่ ความดันโลหิตสูง(แอนติไซโคลน) อันเป็นผลมาจากการลด (การตกตะกอน) ของอากาศชั้นบนและความร้อนแบบอะเดียแบติกของชั้นนี้ลง 1 0 C ทุกๆ 100 ม. อากาศร้อนที่ตกลงมาไม่กระจายไปจนสุดพื้น แต่กระจายไปที่ความสูงระดับหนึ่ง ก่อตัวเป็นชั้นที่มีอุณหภูมิเพิ่มขึ้น (ผกผัน) การผกผันนี้มีขอบเขตแนวนอนขนาดใหญ่ ความจุแนวตั้งหลายร้อยเมตร ส่วนใหญ่แล้วการผกผันเหล่านี้จะเกิดขึ้นที่ระดับความสูง 1-3 กม.

การผกผันหน้าผาก เกี่ยวข้องกับส่วนหน้าซึ่งเป็นชั้นเปลี่ยนผ่านระหว่างมวลอากาศเย็นและอุ่น ในส่วนเหล่านี้ อากาศเย็นจะอยู่ใต้รูปลิ่มแหลมเสมอ และอากาศอุ่นจะอยู่เหนืออากาศเย็น ชั้นการเปลี่ยนแปลงระหว่างพวกเขาเรียกว่าโซนหน้าผากและเป็นชั้นผกผันที่มีความหนาหลายร้อยเมตร

การผกผันที่สังเกตได้ในชั้นพื้นผิวทำให้สภาพอากาศมีความซับซ้อน สร้างความลำบากในการขึ้นและลงของเครื่องบิน รวมถึงเที่ยวบินที่มีระดับความสูงต่ำ

ภายใต้การผกผัน หมอกควันและหมอกก่อตัวขึ้นซึ่งทำให้ทัศนวิสัยในแนวนอนลดลง และเมฆต่ำทำให้ยากต่อการมองเห็นเครื่องบินขึ้นและลงจอด

เมฆหลายรูปแบบ ซึ่งบางครั้งมีความหนาหลายกิโลเมตร สัมพันธ์กับการผกผันที่สังเกตได้ที่ระดับความสูง (ที่ระดับความสูงสูง - ชั้นโทรโพพอส) คลื่น (เช่น คลื่นทะเล แต่มีโรเตอร์ที่มีแอมพลิจูดใหญ่กว่ามาก) สามารถปรากฏบนพื้นผิวของการผกผันได้ เมื่อบินไปตามคลื่นและโรเตอร์ดังกล่าวและเมื่อข้ามไปเครื่องบินจะประสบกับความขรุขระ

บทเรียนสาธารณะ

ในประวัติศาสตร์ธรรมชาติตอนตี 5

ชั้นเรียนราชทัณฑ์

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศจากที่สูง

ที่พัฒนา

ครู Shuvalova O.T.

วัตถุประสงค์ของบทเรียน:

เพื่อพัฒนาองค์ความรู้เกี่ยวกับการวัดอุณหภูมิอากาศด้วยความสูง แนะนำกระบวนการเกิดเมฆ และชนิดของฝน

ในระหว่างเรียน

1. เวลาจัดงาน

ความพร้อมของหนังสือเรียน, สมุดงาน, ไดอารี่, ปากกา

2. การทดสอบความรู้ของนักเรียน

เรากำลังศึกษาหัวข้อ: อากาศ

ก่อนที่เราจะเริ่มศึกษาวัสดุใหม่ เรามาจำเนื้อหาที่เราพูดถึงกันดีกว่า เรารู้อะไรเกี่ยวกับอากาศบ้าง?

การสำรวจหน้าผาก

องค์ประกอบของอากาศ

ก๊าซเหล่านี้มาจากไหนในอากาศ: ไนโตรเจน, ออกซิเจน, คาร์บอนไดออกไซด์,สิ่งเจือปน.

คุณสมบัติของอากาศ: ครอบครองพื้นที่, การอัดตัว, ความยืดหยุ่น

น้ำหนักอากาศ?

ความกดอากาศ การเปลี่ยนแปลงตามระดับความสูง

ทำความร้อนให้กับอากาศ

3. การเรียนรู้เนื้อหาใหม่

เรารู้ว่าอากาศร้อนลอยขึ้น เรารู้หรือไม่ว่าจะเกิดอะไรขึ้นกับอากาศร้อนต่อไป?

คุณคิดว่าอุณหภูมิของอากาศจะลดลงตามความสูงหรือไม่ เพราะเหตุใด

หัวข้อบทเรียน: การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศตามระดับความสูง

วัตถุประสงค์ของบทเรียน: เพื่อค้นหาว่าอุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงตามระดับความสูงอย่างไร และผลของการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้คืออะไร

ข้อความที่ตัดตอนมาจากหนังสือของนักเขียนชาวสวีเดนเรื่อง "Nils's Wonderful Journey with the Wild Geese" เกี่ยวกับโทรลล์ตาเดียวที่ตัดสินใจว่า "ฉันจะสร้างบ้านใกล้กับดวงอาทิตย์มากขึ้น - ปล่อยให้มันทำให้ฉันอบอุ่น" และโทรลล์ก็เริ่มทำงาน เขารวบรวมหินทุกที่และกองไว้ทับกัน ในไม่ช้าภูเขาหินของพวกเขาก็สูงขึ้นจนเกือบถึงก้อนเมฆ

เอาล่ะ ก็พอแล้ว! - โทรลล์กล่าว บัดนี้เราจะสร้างบ้านบนยอดเขานี้ ฉันจะอยู่เคียงข้างดวงอาทิตย์ ฉันจะไม่หยุดข้างดวงอาทิตย์! และโทรลล์ก็ขึ้นไปบนภูเขา มันคืออะไร? ยิ่งสูงก็ยิ่งหนาว ทำให้มันถึงจุดสูงสุดแล้ว

“เอาล่ะ” เขาคิด “จากที่นี่ไปดวงอาทิตย์ไม่ไกล!” และเพราะความเย็นฟันจึงไม่สัมผัสฟัน โทรลล์ตัวนี้หัวแข็ง เมื่อมันเข้าไปในหัวของเขาแล้ว ก็ไม่มีอะไรสามารถกำจัดมันออกไปได้ ฉันตัดสินใจสร้างบ้านบนภูเขาและฉันก็สร้างมันขึ้นมา ดูเหมือนดวงอาทิตย์จะอยู่ใกล้ แต่ความหนาวเย็นยังทะลุไปถึงกระดูก นั่นคือวิธีที่โทรลล์โง่ ๆ ตัวนี้แข็งตัว

อธิบายว่าทำไมโทรลล์หัวแข็งถึงแข็งตัว

สรุป: ยิ่งอากาศอยู่ใกล้ผิวโลกมากเท่าไรก็ยิ่งอุ่นขึ้นและยิ่งสูงก็ยิ่งเย็นลง

เมื่อขึ้นไปสูง 1,500 เมตร อุณหภูมิอากาศจะสูงขึ้น 8 องศา ดังนั้น นอกเครื่องบินที่ระดับความสูง 1,000 เมตร อุณหภูมิอากาศจะอยู่ที่ 25 องศา และที่พื้นผิวโลกในเวลาเดียวกัน เทอร์โมมิเตอร์จะแสดงอุณหภูมิ 27 องศา

เกิดอะไรขึ้นที่นี่?

อากาศชั้นล่างจะร้อนขึ้น ขยายตัว ลดความหนาแน่นของอากาศ และเมื่อลอยสูงขึ้น ถ่ายโอนความร้อนไปยังชั้นบนของบรรยากาศ ซึ่งหมายความว่าความร้อนที่มาจากพื้นผิวโลกจะถูกเก็บไว้ได้ไม่ดี ด้วยเหตุนี้ข้างนอกเครื่องบินจึงเย็นขึ้น ไม่อุ่นขึ้น ซึ่งเป็นเหตุให้โทรลล์ผู้ดื้อรั้นตัวแข็งตัว

สาธิตไพ่: ภูเขาต่ำและสูง

คุณเห็นความแตกต่างอะไรบ้าง?

ทำไมยอด ภูเขาสูงมีหิมะปกคลุมแต่ตีนเขาไม่มีหิมะหรือ? การปรากฏตัวของธารน้ำแข็งและหิมะนิรันดร์บนยอดเขามีความเกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศตามความสูง สภาพอากาศจะรุนแรงขึ้น และสภาพอากาศก็เปลี่ยนแปลงตามไปด้วย โลกผัก. ด้านบนสุดใกล้กับยอดเขาสูงมีอาณาจักรแห่งความหนาวเย็น หิมะ และน้ำแข็ง ยอดเขาในเขตร้อนถูกปกคลุมไปด้วยหิมะชั่วนิรันดร์ ขอบเขตของหิมะนิรันดร์บนภูเขาเรียกว่าแนวหิมะ

โต๊ะสาธิต: ภูเขา.

ดูการ์ดที่มีรูปภาพภูเขาต่างๆ ความสูงของเส้นหิมะเท่ากันทุกที่หรือไม่? สิ่งนี้เกี่ยวข้องกับอะไร? ความสูงของแนวหิมะจะแตกต่างกันไป ภาคเหนือจะต่ำกว่า และภาคใต้จะสูงกว่า เส้นนี้ไม่ได้วาดบนภูเขา เราจะให้นิยามแนวคิดของ “เส้นหิมะ” ได้อย่างไร

เส้นหิมะคือเส้นด้านบนซึ่งหิมะไม่ละลายแม้ในฤดูร้อน ใต้แนวหิมะมีโซนที่มีลักษณะเป็นพืชพรรณกระจัดกระจาย จากนั้นมีการเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติในองค์ประกอบของพืชพรรณเมื่อเข้าใกล้ตีนเขา

เราเห็นอะไรบนท้องฟ้าทุกวัน?

ทำไมเมฆจึงก่อตัวบนท้องฟ้า?

อากาศร้อนที่เพิ่มขึ้นจะพาไอน้ำที่มองไม่เห็นด้วยตาเปล่าไปสู่ชั้นบรรยากาศที่สูงขึ้น เมื่อคุณเคลื่อนตัวออกห่างจากพื้นผิวโลก อุณหภูมิของอากาศจะลดลง ไอน้ำในนั้นเย็นลง และหยดน้ำเล็กๆ จะก่อตัวขึ้น การสะสมของพวกมันนำไปสู่การก่อตัวของเมฆ

ประเภทของเมฆ:

เซอร์รัส

เป็นชั้นๆ

คิวมูลัส

การสาธิตการ์ดประเภทเมฆ

เมฆเซอร์รัสเป็นเมฆที่สูงที่สุดและบางที่สุด พวกมันว่ายอยู่สูงเหนือพื้นดินซึ่งมีอากาศหนาวอยู่เสมอ เหล่านี้เป็นเมฆที่สวยงามและเย็น ท้องฟ้าสีครามส่องผ่านพวกเขา พวกมันดูเหมือนขนยาวของนกในเทพนิยาย นั่นเป็นสาเหตุว่าทำไมพวกเขาจึงถูกเรียกว่าพินเนท

เมฆสเตรตัสมีลักษณะแข็งสีเทาอ่อน พวกเขาปกคลุมท้องฟ้าด้วยผ้าห่มสีเทาที่ซ้ำซากจำเจ เมฆดังกล่าวนำมาซึ่งสภาพอากาศเลวร้าย: หิมะ, ฝนตกปรอยๆ เป็นเวลาหลายวัน

เมฆคิวมูลัส - ใหญ่และมืด พวกมันวิ่งไล่กันราวกับกำลังแข่งกัน บางครั้งลมพัดต่ำมากจนดูเหมือนเมฆจะแตะหลังคา

เมฆคิวมูลัสที่หายากมีความสวยงามที่สุด มีลักษณะคล้ายภูเขาที่มียอดเขาสีขาวแวววาว และพวกเขาก็น่าสนใจที่จะดู เมฆคิวมูลัสร่าเริงเคลื่อนผ่านท้องฟ้าเปลี่ยนแปลงตลอดเวลา พวกมันดูเหมือนสัตว์ หรือเหมือนคน หรือเหมือนสิ่งมีชีวิตในเทพนิยาย

การสาธิตการทำบัตรด้วย หลากหลายชนิดเมฆ

พิจารณาว่าเมฆใดที่แสดงในภาพ?

ภายใต้เงื่อนไขบางประการ อากาศในชั้นบรรยากาศฝนตกลงมาจากก้อนเมฆ

คุณรู้ปริมาณน้ำฝนแบบไหน?

ฝน หิมะ ลูกเห็บ น้ำค้าง และอื่นๆ

หยดน้ำที่เล็กที่สุดที่ประกอบกันเป็นก้อนเมฆ รวมตัวกัน ค่อยๆ เพิ่มขนาด กลายเป็นหนักและตกลงสู่พื้น ในฤดูร้อน ฝนตกในฤดูหนาว - หิมะ

หิมะทำมาจากอะไร?

หิมะประกอบด้วยผลึกน้ำแข็งรูปทรงต่างๆ เกล็ดหิมะ ซึ่งส่วนใหญ่เป็นดาวหกแฉก ซึ่งตกลงมาจากเมฆเมื่ออุณหภูมิอากาศต่ำกว่าศูนย์องศา

บ่อยครั้งในฤดูร้อน ลูกเห็บตกในช่วงพายุฝน - การตกตะกอนในรูปของก้อนน้ำแข็ง ซึ่งส่วนใหญ่มักมีรูปร่างผิดปกติ

ลูกเห็บก่อตัวในบรรยากาศได้อย่างไร?

หยดน้ำตกลงสู่ที่สูงจนกลายเป็นน้ำแข็งและมีผลึกน้ำแข็งงอกขึ้นมา เมื่อตกลงมาพวกมันจะชนกับหยดน้ำที่เย็นจัดเป็นพิเศษและเพิ่มขนาด ลูกเห็บสามารถสร้างความเสียหายได้มาก มันทำลายพืชผล ทำลายป่า ทำลายใบไม้ และฆ่านก

4.ผลรวมของบทเรียน

คุณเรียนรู้อะไรใหม่เกี่ยวกับอากาศในบทเรียน?

1. อุณหภูมิอากาศลดลงตามระดับความสูง

2. เส้นหิมะ

3.ประเภทของฝน

5. การบ้าน.

เรียนรู้บันทึกย่อในสมุดบันทึกของคุณ สังเกตเมฆและสเก็ตช์ภาพลงในสมุดบันทึก

6. รวบรวมสิ่งที่ได้เรียนรู้มา

ทำงานอิสระพร้อมข้อความ เติมช่องว่างในข้อความโดยใช้คำอ้างอิง