Температура в тропосфере

Давление и плотность с высотой убывают, температура в тропосфере (тзт 7 км на полюсе до 17 км на экваторе) убывает до 200 К, в стратосфере (до 50 км) возрастает до 280 К и далее в мезосфере (до 85 Км) вновь убывает до 170—180 К. [c.207]

Температуры в тропосфере. Для тропосферы изменение температуры с подъемом на высоту определяется по формуле [c.13]

Что касается удельного расхода Ср, то его величина с подъемом на высоту уменьшается во-первых, вследствие падения температуры (в тропосфере) и, во-вторых, вследствие повышения числа оборотов для создания необходимой тяги двигателя. [c.232]

При этом в адиабатической теории принимается, что теплообмен в стратосфере осуществляется радиацией, а в наиболее плотном слое земной атмосферы (тропосфере) — в основном конвекцией. В этом случае распределение температур в тропосфере определяется адиабатическим законом [24] [c.30]

Проверка корректности адиабатической теории парникового эффекта выполнена ее авторами путем сравнения расчетного распределения температуры в тропосфере Земли (уравнения 2.4 и 2.5) с моделью ее стандартной (фактически замеренной) атмосферы. Результаты такой проверки приведены в табл. 2.1. [c.32]

Так, например, зимой температура воздуха на уровне 300 гПа на западе Тихого океана (квадрат 10—15° с. ш., 160—165° в. д.) на 4°С выше, чем в его восточной части на тех же широтах (квадрат 10—15° с. ш., 95—100° з.д.) Указанное нарушение зонального распределения температуры в тропосфере субтропической и тропической зон Атлантического и Тихого океанов обусловлено двумя основными факторами [c.96]

Кроме того, нами установлено, что отрицательные коэффициенты корреляции Га рь р ) между вариациями температуры в тропосфере и вариациями ее в нижней стратосфере могут быть существенно больше, чем было получено ранее при оценке их [c.107]

Действительно, как было показано выше (см. раздел 3.3), в тропосфере связи температуры V рн) для каждой пары уровней являются положительными. В то же время корреляция между вариациями температуры в тропосфере и стратосфере отрицательна. Поэтому ковариационные матрицы, использованные нами для получения естественных ортогональных функций, состоят как из положительных, так и отрицательных элементов. А в таких матрицах, согласно [8], для первого собственного вектора. [c.125]

Анализ табл. 5.1 и табл. 1—3 приложения показывает, что характерной особенностью высотного изменения средней температуры в тропосфере является ее убывание. Это определяется тем, [c.172]

Зондирование температуры в тропосфере с использованием колебательно-вращательного СКР [c.118]

Более многочисленные измерения флуктуаций температуры в тропосфере после пересчета на значения С приводят к значениям 0,001 -г- 0,020 Л -ед/сж / . Сопоставление приведенных значений Сп с экспериментами по дальнему тропосферному распространению УКВ приводит к выводу, что эффект рассеяния радиоволн турбулентными неоднородностями способен объяснить слабую компоненту принимаемого сигнала, наблюдающуюся большую часть времени. По-видимому, более редкие и интенсивные поля при дальнем распространении УКВ могут быть обусловлены и другими механизмами распространения (атмосферные волноводы, отражение от слоев атмосферы с сильными градиентами показателя преломления и т. д.). [c.196]

Колебания температуры у поверхности Земли оказывают влияние на распределение температуры в тропосфере это, в свою очередь, обусловливает распределение плотности воздуха по высоте. [c.35]

Объяснить причину понижения температуры тропосферы с высотой и, считая воздух идеальным газом, вычислить высотный градиент температуры в атмосфере. [c.47]

Значение коэффициента а на разных участках по высоте в атмосфере или по глубине в шахтах разное, кроме того, оно колеблется также в зависимости от метеорологических условий, времени года и других факторов. При определении температуры в пределах тропосферы (т. е. до 11 000 м) а принимается равным 0,0065 К м для глубоких шахт среднее значение может приниматься для мокрых стволов 0,004-гО,006 К м для сухих стволов 0,01 Км [c.24]

Этому обмену препятствует ледяная ловушка в тропопаузе. Из рис. 12.19 видно, что температура воздуха в тропосфере непрерывно уменьшается с высотой вплоть до самой границы тропопаузы. Эффект улавливания вызван тем, что температура воздуха зависит от парциального давления водяного пара. По закону Дальтона давление смеси газов, химически не взаимодействующих между собой, равно сумме парциальных давлений, причем поведение каждого газа не зависит от присутствия других газов. Парциальное давление водяного пара как функцию температуры можно приближенно рассчитать, воспользовавшись зависимостью, полученной для идеальных газов (см. гл. 3) [c.302]

При технических расчетах пользуются обычно так называемой стандартной атмосферой, согласно которой в нижних слоях атмосферы — в тропосфере (О < г < 11 кл1) — температуру принимают падающей от значения 15° С вблизи уровня моря на 6,5 С на каждый километр, а давление на уровне моря — равным 760 мм рт. ст. В стратосфере (г > 11 км) температура считается одинаковой и равной—56,5° С. [c.111]

Над тропосферой находится вторая часть атмосферы — стратосфера. Стратосфера представляет собою слоистую (состоящую из параллельных слоев) массу воздуха, в которой —в противоположность тропосфере —не происходит перемещений и которая находится в состоянии теплового Гв отношении лучеиспускания) равновесия. Температура в стратосфере почти постоянная и равна примерно — 50" С. Постоянству температуры соответствует равенство л=1. Заметим еще, что между тропосферой и стратосферой нет резкой границы, напротив—между ними наблюдается постепенный переход. [c.37]

На рис. 2.1 схематично представлено распределение температуры в прилегающей к Земле тропосфере. Температура входного воздействия на тропосферу (температура солнечного излучения) [c.29]

Рис. 2. /. Распределение температуры в прилегающей к Земле тропосфере

Распределение температуры в земной тропосфере по модели стандартной атмосферы и по теоретическим расчетам [c.32]

В тропосфере и стратосфере температурное поле распределяется следующим образом. Скорость понижения температуры до высоты 11 км равна 6,5° С/км, с высоты И км до 25 км температура остается неизменной, а затем до высоты 47 км повышается ка 3,5°С/км. Однако это условные границы атмосферных слоев и условные температуры. На самом деле нижняя граница стратосферы в полярных областях лежит на высоте 8— 9 км, а в тропиках—на высоте 17—18 км. Верхняя граница стратосферы доходит до высоты примерно 50 км в зависимости от географической широты. В табл. 1 представлены фактические данные по высоте и температуре тропопаузы в зависимости от географической широты [5]. [c.6]

Излагаются результаты комплексного физико-статистического анализа высотного распределения температуры и малых газовых составляющих в тропосфере и стратосфере северного полушария. [c.4]

Тропосфера — нижняя область земной атмосферы между деятельной поверхностью и тропопаузой, характеризующаяся понижением температуры воздуха с высотой в среднем на 6,5°С/км. В полярных и умеренных широтах высота тропосферы достигает 8—12 км, в тропиках—16—18 км. В тропосфере сосредоточена основная масса атмосферного воздуха — от 75% в умеренных и полярных широтах до 90 % в тропической зоне. [c.14]

Так, в [14] на примере расчета временной корреляционной функции приземной температуры для ст. Сургут установлено, что наблюдения за температурой уже через трое суток становятся практически независимыми друг от друга. Аналогичные выводы получены и для свободной атмосферы умеренных широт в работе 37] (см. табл. 2.1), согласно которой радиозондовые наблюдения за температурой в тропосфере и нижней стратосфере являются независимыми друг от друга уже через 2—3 дня. Несколько иные результаты приводятся в [17] для тропической зоны Атлантического океана, где радиозондовые наблюдения во всем рассматриваемом слое атмосферы от 1000 до 15 гПа становятся независимыми друг от друга через 1 —1,5 дня. [c.54]

Следует отметить, что корреляционная связь температуры на изобарической поверхности 500 гПа с температурой вышерасположенных уровней очень быстро затухает, причем нулевая изокоррелята находится везде на той же высоте 9—10 км, что и для коэффициента корреляции rtt ро, Pj)- Однако в отличие от приземной температуры, температура в тропосфере полярных и умеренных широт довольно тесно коррелирует (правда, с обратным знаком) с температурой нижней стратосферы. Коэффициенты корреляции rtt (500, pj) могут достигать при этом значений —0,70.... .. —0,75. [c.113]

На состояние стратосферы Земли оказало существенное влияние извержение вулкана Агунг (о. Бали, Индонезия) в марте 1963 г. С тех пор этот эффект называют эффектом Агунга. Ученые, работавшие в Антарктиде, зарегистрировали постепенное уменьшение падающего по нормали солнечного излучения в декабре 1963 г., а к середине февраля 1964 г. оно составило всего лишь 15 % среднего значения, наблюдавшегося за предыдущие 10 лет. Это было отнесено на счет накопления вулканических частиц в стратосфере после извержения Агунга. Ослабление падающего по нормали солнечного излучения наблюдалось в течение нескольких лет в 1968 г. интенсивность его составляла 98% обычной. Между тем было установлено, что непосредственно после извержения вулкана температура воздуха в атмосфере поднялась на 6—7°С и в последующие несколько лет превышала норму на 2— 3°С. В то же время не было отмечено никаких изменений температуры воздуха в тропосфере. [c.289]

Основным явлением, характерным для тропопаузы, нужно считать более или менее резкий переход от приблизительно линейного убывания температуры с высотой в тропосфере к изотермии (также приблизительной) в стратосфере. [c.212]

В глобальной модели также был получен механизм колебаний темнерату-эы в системе атмосфера-подстилаюгций слой океана с облачностью в качестве эегулятора обратной связи, причем весьма сугцественным оказался учет изменения облаков не только по количеству, но и по толгцине и водности. Исследование колебательных режимов в более полной зональной модели привело к получению одного механизма собственных колебаний температуры в системе тропическая тропосфера-стратосфера, а также к выявлению в этой области атмосферы двухлетнего цикла колебаний, объясняемого явлением параметрического резонанса в системе [86. [c.780]

Интересным и простым приложением теории адиабатического расширения газов является вычисление изменения температуры атмосферы высоко над уровнем моря. Основной причиной изменения температуры являются конвехщионные токи в тропосфере, которые непрерывно перемещают воздух из низших слоев в высшие и из высших в низшие. Когда воздух с уровня моря поднимается в верхние слои с низким давлением, он расширяется. Так как воздух — плохой проводник тепла, то тепло от окружающего воздуха очень плохо передается поднявшемуся воздуху, поэтому можно считать, что происходит адиабатическое расширение. Соответственно понижается температура поднявшегося воздуха. С другой стороны, во.здух верхних слоев атмосферы, погруя аясь в нижние слои, испытывает адиабатическое сжатие, вследствие чего повышается температура. [c.29]

В нижней части мезосферы имеется слой температурной инверсии (повышение температуры воздуха с высотой в определенном слое атмосферы называется инверсией), обусловленной наличием озона. В верхней части мезосферы вследствие почти полного отсутствия озона температура воздуха резко понижается. Поэтому там возникают достаточно мощные вертикальные токи, т. е. происходит перемешивание воздуха, аналогичное трубулентному движению воздушных масс в тропосфере. На высотах около 60 км скорость воздушных течений достигает 140 м/с, а на высотах около 80 км — 160 м/с. [c.6]

Динамика атмосферы Марса. Динамика разреженной атмосферы Марса, обладающей малой тепловой инерцией, во многом отличается от земной и венерианской. Модель глобальной циркуляции, в основе которой лежит условие геострофического баланса (Ко 1), предсказывает аналогичную топологию движений в тропосфере и стратосфере, с преобладанием ветров, дующих в восточном направлении на высоких широтах зимой и в субтропиках летом, и в западном направлении на остальных широтах. В то же время, основным движущим механизмом переноса в меридиональном направлении служит сезонный обмен углекислым газом между атмосферой и полярными шапками, в результате чего возникают конфигурации типа ячейки Хэдли, с восходящими и нисходящими потоками и перестраивающейся системой ветров у поверхности и на больших высотах в летней и зимней полусферах (Зурек и др., 1992 Маров, 1992 1994). На характер циркуляции сильное влияние оказывает рельеф поверхности (ареография), от которой зависят как наблюдаемая картина ветров, так и генерация горизонтальных волн различного пространственного масштаба. В свою очередь, планетарные волны, обусловленные бароклинной нестабильностью атмосферы, и внутренние гравитационные волны проявляются в виде нерегулярностей в профилях температуры и вертикальных движений в стратосфере. С ними связаны также наблюдаемые волновые движения в структуре облаков с подветренной стороны при обтекании препятствий, свидетельствующие о существовании в [c.28]

Структурная функция показателя преломления. Мелкомасштабные неоднородности показателя преломления воздуха п г) в оптическом диапазоне длин волн определяются, главным образом, хаотическими пространственно-временными вариациями температуры. Микропульсации поля температуры, в свою очередь, появляются в результате турбулентного перемешивания в термически стратифицированной атмосфере. Многочисленные наблюдения рефракции света из космоса Гречко и др., 1981), показали, что в верхней тропосфере и стратосфере постоянно присутствуют мелкомасштабные температурные неоднородности, представляющие собой сильно анизотропные слоистые образования. На существование анизотропных неоднородностей показателя преломления в стратосфере определенно указывают также исследования по радиолокационному зондированию стратосферы, в которых зафиксировано значительное превышение эхо-сигналов при вертикальном зондировании над сигналами при наклонном зондировании (Роттжер и др., 1981). [c.288]

По данным современных метеорологических наблюдений, можно считать в диапазоне высот от 11 до 25 км температуру воздуха постоянной, равной —56,5° С. В тропосфере и на высо тах, больших 25 км, температура воздуха существенно меняется с высотой. Поэтому вычисления, проводимые ниже, имеют приближенный характер, так как формула (82) может интерполировать реальные значения плотности с хорошей точностью только в ограниченном интервале изменений высоты полета. [c.170]

Состав атмосферы изменяется с высотой однако до высоты 100 км состав можно считать постоянным. Как мы уже указывали, вследствие низкой температуры в низких слоях стратосферы (И—25 км) почти весь водяной пар заключен в слоях тропосферы. Весьма малые количества водяных паров, соответствующие упругости насыщающего пара при 200° К (—173° С), будут проникать и в более высокие слои атмосферы и там диссоциировать. По данным 1963 г., совпадающим сданными американского справочника — Handbook of Astronauti al Engineering, 1961 г., наблюдаемый состав земной атмосферы на уровне моря дается таблицей 2. [c.379]

Прерывньш скачок температуры наблюдается далеко не всегда даже для инверсии в тропосфере. Что же касается верхней инверсии, то, поскольку можно основываться на имеющемся наблюдательном материале, там имеет место в среднем даже медленное цовыщение температуры с высотой. [c.129]

В реальных условиях необходимо учитывать разогрев газовой смеси тропосферы за счет конденсации в ней влаги и поглощения инфракрасной радиации. Авторы рассматриваемой теории определили, что при конденсации влаги в тропосфере выделяется тепло ц=595,8 кал/г. При этом, соответственно, повышается температура воздуха и снижается вертикальный температурный градиент. В сухой воздушной тропосфере градиент температуры равен 9,8 град/км, а во влажной тропосфере - 6,5 град/км, т.е. выделяющаяся в тропосфере теплота конденсации влаги повышает ее температуру на 3,3 град/км (9,8-6,5 град/км), а дополнительная теплоемкость в тропосфере при этом повышается на 0,09 кал/гтрад. Повышение теплоемкости за счет поглощения средой инфракрасного излучения по оценке авторов составляет 0,045 кал/г-град. [c.32]

Попытки исследовать состав и структуру земной атмосферы до больших высот имеют длительную историю. Однако лишь с момента появления регулярных радиозондовых (1930—1940 гг.) и озонометрических (1950—1960 гг.) наблюдений возникла реальная возможность получения достаточно надежных сведений об особенностях высотного распределения метеорологических величин (в частности, давления, температуры, влажности воздуха и озона) в тропосфере и стратосфере над обширными территориями. Сейчас благодаря значительному расширению мировой аэрологической сети (в настоящее время зондирование атмосферы осуществляется более чем на 1000 станциях) и заметному повышению потолка радиозондирования (особенно с начала 60-х годов), созданию озонометрической сети станций, появлению метеорологических спутников Земли, разработке методов и средств измерения концентраций малых газовых примесей, накоплен обширный материал стандартных и специальных высотных наблюдений, который позволяет провести комплексное аэроклиматическое исследование состава и структуры земной атмосферы в глобальном масштабе и до максимально возможных высот, зависящих от существующих методов измерения. [c.9]

В отличие от температуры, влажности воздуха и озона физикостатистический анализ особенностей вертикального распределения содержания углекислого газа и других малых газовых примесей (СО, СН4, N20, N0 и N02) проведен лишь на основе опубликованных в метеорологической литературе данных о фоновых характеристиках и возможных вариациях концентрации этих газов на различных высотах. Это связано с тем, что существующий материал высотных наблюдений за содержанием СО2 и малых газовых составляющих (МГС) еще слишком мал по своему объему, и, следовательно, не может быть использован для подробного описания распределения указанных МГС в тропосфере и стратосфере над различными районами земного шара. [c.13]

Энциклопедия по машиностроению XXL

Оборудование, материаловедение, механика и ...