Õhutemperatuuri muutus kõrgusega. Maa atmosfäär ja õhu füüsikalised omadused Milline on temperatuur 150 km kõrgusel
inversioon
õhutemperatuuri tõus koos kõrgusega tavapärase languse asemel
Alternatiivsed kirjeldused
Aine ergastatud olek, milles osakeste arv on suurema energiaga. tase ületab osakeste arvu madalamal tasemel (füüsika)
Suuna muutmine magnetväli Maa tagurpidi, vaadeldakse ajavahemike järel 500 tuhandest aastast 50 miljoni aastani
Elementide tavaasendi muutmine, nende paigutamine vastupidises järjekorras
Lingvistiline termin lauses tavapärase sõnajärje muutmiseks
Vastupidine järjekord, vastupidine järjekord
Loogiline tehe "mitte"
Kromosoomide ümberkorraldamine, mis on seotud kromosoomi üksikute osade pöörlemisega 180 võrra
Eukleidilise tasandi või ruumi konformne teisendus
Permutatsioon matemaatikas
Dramaatiline seade, mis demonstreerib etenduse alguses konflikti tulemust
metroloogias - ebanormaalne muutus mis tahes parameeter
Aine olek, milles kõrgel tasemel selle koostisosakeste energiad on osakeste poolt rohkem "asustatud" kui madalamad
AT orgaaniline keemia- sahhariidide lagunemise protsess
Sõnade järjekorra muutmine lauses
Sõnajärje muutmine rõhuasetuseks
valge rada lennuki taga
Sõnajärje muutmine
Elementide vastupidine järjekord
Tavalise sõnade järjekorra muutmine lauses kõne väljendusrikkuse suurendamiseks
Esimestel lõikudel me kohtusime üldiselt atmosfääri vertikaalse struktuuriga ja temperatuurimuutustega kõrgusega.
Siin kaalume mõnda huvitavaid funktsioone temperatuurirežiim troposfääris ja seda ümbritsevates sfäärides.
Temperatuur ja niiskus troposfääris. Troposfäär on kõige huvitavam piirkond, kuna siin toimuvad kivimite moodustumise protsessid. Troposfääris, nagu juba I peatükis mainitud, langeb õhutemperatuur kõrgusega keskmiselt 6° kõrguse kilomeetri kohta või 0,6° 100 kohta. m. Seda vertikaalse temperatuurigradiendi väärtust täheldatakse kõige sagedamini ja see on määratletud paljude mõõtmiste keskmisena. Tegelikult vertikaalne temperatuurigradient sisse parasvöötme laiuskraadid Maa on muutlik. See sõltub aastaaegadest, kellaajast, atmosfääriprotsesside olemusest ja troposfääri alumistes kihtides - peamiselt aluspinna temperatuurist.
Soojal aastaajal, kui maapinnaga külgnev õhukiht on piisavalt kuumutatud, on iseloomulik temperatuuri langus kõrgusega. Pinnase õhukihi tugeva kuumutamise korral ületab vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus isegi 1 ° iga 100 kohta. mülestõus.
Talvel maapinna ja õhu pinnakihi tugeva jahutamise korral täheldatakse alandamise asemel temperatuuri tõusu kõrgusega, s.o. toimub temperatuuri inversioon. Tugevamaid ja võimsamaid inversioone täheldatakse Siberis, eriti talvel Jakuutias, kus valitseb selge ja vaikne ilm, mis aitab kaasa pinnase õhukihi kiirgusele ja sellele järgnevale jahtumisele. Väga sageli ulatub siin temperatuuri inversioon 2-3 kõrgusele km, ning maapinna õhutemperatuuri ja inversiooni ülemise piiri vahe on sageli 20-25°. Iseloomulikud on ka inversioonid kesksed piirkonnad Antarktika. Talvel on nad Euroopas, eriti selle idaosas, Kanadas ja teistes piirkondades. Temperatuuri muutuse suurus kõrgusega (vertikaalne temperatuurigradient) määrab suuresti ilmastikutingimused ja õhu liikumise tüübid vertikaalsuunas.
Stabiilne ja ebastabiilne atmosfäär. Troposfääri õhku soojendab selle all olev pind. Õhutemperatuur muutub kõrgusega ja koos atmosfääri rõhk. Kui see juhtub ilma soojusvahetuseta keskkond, siis nimetatakse sellist protsessi adiabaatiliseks. Tõusev õhk töötab küll sisemise energia arvelt, mis kulub välistakistuse ületamiseks. Seetõttu õhk tõustes jahtub ja laskudes soojeneb.
Adiabaatilised temperatuurimuutused toimuvad vastavalt kuiv adiabaatiline ja niisked adiabaatilised seadused.
Vastavalt sellele eristatakse ka temperatuurimuutuse vertikaalseid gradiente kõrgusega. Kuiv adiabaatiline gradient on kuiva või niiske küllastumata õhu temperatuuri muutus iga 100 kohta m tõsta ja langetada seda 1 võrra °, a märg adiabaatiline gradient on niiske küllastunud õhu temperatuuri langus iga 100 kohta m kõrgus alla 1°.
Kuiv või küllastumata õhk tõuseb või langeb, muutub selle temperatuur vastavalt kuiva adiabaatilisele seadusele, st langeb või tõuseb vastavalt 1 ° iga 100 kohta m. See väärtus ei muutu enne, kui õhk tõuseb tõustes küllastusseisundisse, s.t. kondensatsiooni tase veeaur. Sellest tasemest kõrgemal hakkab kondenseerumise tõttu eralduma latentne aurustumissoojus, mida kasutatakse õhu soojendamiseks. See lisasoojus vähendab õhkjahutuse mahtu selle tõustes. Küllastunud õhu edasine tõus toimub juba vastavalt niiske adiabaatilise seadusele ja selle temperatuur ei lange 1 ° 100 kohta. m, aga vähem. Kuna õhu niiskusesisaldus sõltub selle temperatuurist, siis mida kõrgem on õhutemperatuur, seda rohkem eraldub kondenseerumisel soojust ja mida madalam temperatuur, seda vähem soojust. Seetõttu on niiske adiabaatiline gradient soojas õhus väiksem kui külmas õhus. Näiteks tõusva küllastunud õhu temperatuuril +20° maapinna lähedal on niiske adiabaatiline gradient madalamas troposfääris 0,33-0,43° 100 m kohta ja temperatuuril miinus 20° on selle väärtused vahemikus 0,78° kuni 0,87° 100 kohta m.
Märg adiabaatiline gradient oleneb ka õhurõhust: mida madalam on õhurõhk, seda väiksem on märg adiabaatiline gradient samal algtemperatuuril. Selle põhjuseks on asjaolu, et madalal rõhul on ka õhu tihedus väiksem, seetõttu kasutatakse eralduvat kondensatsioonisoojust väiksema õhumassi soojendamiseks.
Tabelis 15 on näidatud märja adiabaatilise gradiendi keskmised väärtused erinevatel temperatuuridel ja väärtustel
rõhk 1000, 750 ja 500 mb, mis vastab ligikaudu maapinnale ja kõrgustele 2,5-5,5 km.
Soojal aastaajal on vertikaalne temperatuurigradient keskmiselt 0,6-0,7° 100 kohta mülestõus.
Teades temperatuuri maapinnal, on võimalik arvutada temperatuuri ligikaudsed väärtused erinevatel kõrgustel. Kui näiteks õhutemperatuur maapinnal on 28°, siis eeldusel, et vertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,7° 100 kohta m või 7° kilomeetri kohta, saame selle 4. kõrgusel km temperatuur on 0°. Temperatuurigradient talvel keskmistel laiuskraadidel maismaa kohal ületab harva 0,4-0,5 ° 100 kohta m: Sageli on juhtumeid, kui eraldi õhukihtides temperatuur kõrgusega peaaegu ei muutu, st toimub isotermia.
Vertikaalse õhutemperatuuri gradiendi suuruse järgi saab hinnata atmosfääri tasakaalu olemust - stabiilne või ebastabiilne.
Kell stabiilne tasakaal atmosfääri õhumassid ei kipu vertikaalselt liikuma. Sel juhul, kui teatud kogus õhku nihutatakse ülespoole, naaseb see algsesse asendisse.
Stabiilne tasakaal tekib siis, kui küllastumata õhu vertikaalne temperatuurigradient on väiksem kui kuiva adiabaatiline gradient ja küllastunud õhu vertikaalne temperatuurigradient on väiksem kui märja adiabaatiline gradient. Kui sellisel tingimusel tõstetakse välismõju tõttu väike kogus küllastumata õhku teatud kõrgusele, siis niipea, kui tegevus peatub väline jõud, naaseb see õhuhulk oma eelmisele asendile. See juhtub seetõttu, et suurenenud õhuhulk, mis kulutas paisumisele sisemise energia, jahutati 1 ° võrra iga 100 kohta. m(kuiva adiabaatilise seaduse järgi). Kuid kuna välisõhu vertikaalne temperatuurigradient oli väiksem kui kuiv adiabaatiline, siis selgus, et antud kõrgusel tõstetud õhuhulga temperatuur oli madalam kui välisõhul. Kuna see tihedus on suurem kui ümbritsev õhk, peab see vajuma, kuni saavutab algse oleku. Näitame seda näitega.
Oletame, et õhutemperatuur maapinna lähedal on 20° ja vertikaalne temperatuurigradient vaadeldavas kihis on 0,7° 100 kohta. m. Selle gradiendi väärtusega õhutemperatuur kõrgusel 2 km võrdub 6°-ga (joonis 19, a). Välise jõu mõjul maapinnalt sellele kõrgusele tõstetud küllastumata või kuiva õhu maht, mis jahtub kuiva adiabaatilise seaduse järgi, st 1 ° võrra 100 m kohta, jahtub 20 ° võrra ja võtab temperatuuri. võrdne 0 °-ga. See õhuhulk on ümbritsevast õhust 6° külmem ja seetõttu ka raskem oma suurema tiheduse tõttu. Nii et ta alustab
laskuda, püüdes jõuda algtasemele, st maapinnale.
Sarnane tulemus saadakse ka tõusva küllastunud õhu puhul, kui ümbritseva keskkonna temperatuuri vertikaalne gradient on väiksem kui niiske adiabaatiline. Seetõttu ei toimu homogeenses õhumassis stabiilse atmosfääriseisundi korral rünk- ja rünkpilvede kiiret teket.
Atmosfääri kõige stabiilsemat seisundit täheldatakse vertikaalse temperatuurigradiendi väikeste väärtuste korral ja eriti inversioonide ajal, kuna sel juhul asub soojem ja kergem õhk madalama külma ja seega ka raske õhu kohal.
Kell atmosfääri ebastabiilne tasakaal maapinnalt tõstetud õhu maht ei naase oma algsesse asendisse, vaid säilitab oma ülespoole liikumise tasemeni, mille juures tõusva ja ümbritseva õhu temperatuurid võrdsustuvad. Atmosfääri ebastabiilset seisundit iseloomustavad suured vertikaalsed temperatuurigradiendid, mis on põhjustatud alumiste õhukihtide kuumenemisest. Samal ajal soojenesid õhumassid allpool, kergematena tormavad ülespoole.
Oletame näiteks, et küllastumata õhk alumistes kihtides kuni 2 kõrguseni km kihistunud ebastabiilne, st selle temperatuur
väheneb kõrgusega 1,2° iga 100 kohta m, ja üle selle on õhul, olles küllastunud, stabiilne kihistumine, st selle temperatuur langeb juba 0,6 ° iga 100 kohta m kerkib (joon. 19, b). Sellisesse keskkonda sattudes hakkab kuiva küllastumata õhu maht kuiva adiabaatilise seaduse kohaselt tõusma, st see jahtub 1 ° 100 kohta. m. Siis, kui selle temperatuur maapinna lähedal on 20°, siis 1 kõrgusel km see muutub 10°, samas kui ümbritseva õhu temperatuur on 8°. Olles 2° soojem ja seetõttu kergem, tõuseb see helitugevus kõrgemale. Kõrgusel 2 km see on juba 4° soojem kui keskkond, kuna selle temperatuur jõuab 0°-ni ja ümbritseva õhu temperatuur on -4°. Olles taas kergem, jätkab vaadeldav õhuhulk tõusu 3 kõrgusele km, kus selle temperatuur muutub võrdseks ümbritseva õhu temperatuuriga (-10 °). Pärast seda peatub eraldatud õhuhulga vaba tõus.
Atmosfääri seisundi määramiseks kasutatakse aeroloogilised kaardid. Need on ristkülikukujuliste koordinaattelgedega diagrammid, millele on joonistatud õhu oleku karakteristikud.
Pered on joonistatud ülemise õhu diagrammidel kuiv ja märjad adiabaadid, st kõverad, mis kujutavad graafiliselt õhu oleku muutumist kuivade adiabaatiliste ja märgade adiabaatiliste protsesside käigus.
Joonis 20 näitab sellist diagrammi. Siin on isobaarid näidatud vertikaalselt, isotermid (võrdse õhurõhu jooned) horisontaalselt, kaldjooned on kuivad adiabaadid, kaldjooned on niisked adiabaadid, punktiirjooned on spetsiifiline niiskus.Ülaltoodud diagrammil on kujutatud õhutemperatuuri muutuste kõveraid kahe punkti kõrgusega sama vaatlusperioodi kohta - 3. mail 1965 kell 15.00. Vasakul - temperatuurikõver Leningradis lastud raadiosondi andmetel, paremal - Taškendis. Temperatuuri muutuse kõrguse vasakpoolse kõvera kujust järeldub, et Leningradi õhk on stabiilne. Sel juhul kuni isobaarilise pinnani 500 mb vertikaalne temperatuurigradient on keskmiselt 0,55° 100 kohta m. Kahes väikeses kihis (pindadel 900 ja 700 mb) isoterm registreeriti. See näitab, et Leningradi kohal kõrgustel 1,5-4,5 km asub atmosfääri front, eraldades külma õhumassi alumises pooleteise kilomeetri kaugusel termiline õhk asub ülal. Kondensatsioonitaseme kõrgus, mis on määratud temperatuurikõvera asukoha järgi märja adiabaadi suhtes, on umbes 1 km(900 mb).
Taškendis oli õhul ebastabiilne kihistumine. Kuni kõrguseni 4 km vertikaalne temperatuurigradient oli lähedane adiabaatilisele, st iga 100 kohta m tõus, temperatuur langes 1 ° võrra ja kõrgem, kuni 12 km- adiabaatilisem. Õhu kuivuse tõttu pilvede teket ei toimunud.
Leningradi kohal toimus üleminek stratosfäärile 9. kõrgusel km(300 mb), ja Taškendi kohal on see palju kõrgem - umbes 12 km(200 mb).
Stabiilse atmosfääriseisundi ja piisava õhuniiskuse korral võivad tekkida kihtpilved ja udud ning ebastabiilse oleku ja kõrge õhuniiskusesisaldusega termiline konvektsioon, mis viib rünk- ja rünkpilvede tekkeni. Ebastabiilsusseisundit seostatakse hoovihma, äikese, rahe, väikeste keeristormide, tuiskhoogude jms tekkega.
Lennuki nn "jubin" ehk lennuki visked lennu ajal on samuti põhjustatud atmosfääri ebastabiilsest seisundist.
Suvel on atmosfääri ebastabiilsus tavaline pärastlõunal, mil maapinnalähedased õhukihid kuumenevad. Seetõttu tugev sadu, tuisk jms ohtlikud nähtused ilma on sagedamini pärastlõunal, kui purunemise ebastabiilsuse tõttu tekivad tugevad vertikaalsed hoovused - tõusev ja laskuvõhu liikumine. Sel põhjusel päeval lendavad lennukid kõrgusel 2-5 km maapinnast kõrgemal alluvad nad rohkem "jutumisele" kui öise lennu ajal, mil pinnapealse õhukihi jahtumise tõttu selle stabiilsus suureneb.
Samuti väheneb õhuniiskus koos kõrgusega. Peaaegu pool kogu niiskusest on koondunud atmosfääri esimesele pooleteise kilomeetrile ja esimesed viis kilomeetrit sisaldavad peaaegu 9/10 kogu veeaurust.
Et illustreerida temperatuuri muutuse iga päev täheldatud olemust kõrgusega troposfääris ja madalamas stratosfääris Maa erinevates piirkondades, on joonisel 21 kolm kihistuskõverat kõrguseni 22-25 km. Need kõverad koostati kell 15.00 raadiosondide vaatluste põhjal: kaks jaanuaris - Olekminsk (Jakuutia) ja Leningrad ning kolmas juulis - Takhta-Bazar ( kesk-Aasia). Esimest kõverat (Olekminsk) iseloomustab pinna inversioon, mida iseloomustab temperatuuri tõus -48°-lt maapinnal kuni -25°-ni umbes 1° kõrgusel. km. Sel perioodil oli tropopaus Olekminski kohal 9. kõrgusel km(temperatuur -62°). Stratosfääris täheldati temperatuuri tõusu kõrgusega, mille väärtus on tasemel 22 km lähenes -50°. Teine kõver, mis kujutab temperatuuri muutust kõrgusega Leningradis, näitab väikese pinna inversiooni olemasolu, seejärel isotermi suures kihis ja temperatuuri langust stratosfääris. 25. tasemel km temperatuur on -75°. Kolmas kõver (Takhta-Bazar) on väga erinev põhjapunktist - Olekminskist. Maapinna temperatuur on üle 30°. Tropopaus on 16 km, ja üle 18 km jaoks tavaline lõuna suvi temperatuuri tõus koos kõrgusega.
Eelmine peatükk::: Sisu juurde::: Järgmine peatükk
Maa pinnale langevad päikesekiired soojendavad seda. Õhk soojendatakse alt üles, st maapinnalt.
Soojuse ülekanne alumistest õhukihtidest ülemistesse toimub peamiselt sooja, soojendatud õhu tõusmise ja külma õhu allapoole tõusu tõttu. Seda õhu soojendamise protsessi nimetatakse konvektsioon.
Muudel juhtudel toimub soojusülekanne ülespoole dünaamika tõttu turbulents. Nii nimetatakse kaootilisi pööriseid, mis tekivad õhus selle hõõrdumisel vastu maapinda horisontaalsel liikumisel või erinevate õhukihtide omavahelisel hõõrdumisel.
Konvektsiooni nimetatakse mõnikord termiliseks turbulentsiks. Mõnikord kombineeritakse konvektsiooni ja turbulentsi üldnimetus - vahetada.
Atmosfääri alumiste kihtide jahutamine toimub erinevalt kuumutamisest. Maa pind kaotab pidevalt soojust ümbritsevasse atmosfääri, eraldades silmaga mittenähtavaid soojuskiiri. Eriti tugevaks muutub jahtumine pärast päikeseloojangut (öösel). Soojusjuhtivuse tõttu jahtuvad järk-järgult ka maapinnaga külgnevad õhumassid, kandes selle jahutuse üle katvatele õhukihtidele; samal ajal jahutatakse kõige intensiivsemalt kõige alumisi kihte.
Sõltuvalt päikeseküttest muutub alumiste õhukihtide temperatuur aasta ja päeva jooksul, saavutades maksimumi umbes 13-14 tunnil. igapäevane kursusõhutemperatuur sisse erinevad päevadüks ja sama koht on vastuolus; selle väärtus sõltub peamiselt ilmastikust. Seega on alumiste õhukihtide temperatuurimuutused seotud maa (alus)pinna temperatuuri muutustega.
Õhutemperatuuri muutused tekivad ka selle vertikaalsest liikumisest.
Teatavasti õhk paisudes jahtub ja kokkusurumisel soojeneb. Atmosfääris õhu liikumise ajal ülespoole, langedes rohkematesse piirkondadesse madal rõhk, paisub ja jahtub ning vastupidi, allapoole liikumisel õhk kokkusurudes soojeneb. Õhutemperatuuri muutused selle vertikaalsete liikumiste ajal määravad suuresti pilvede tekke ja hävimise.
Õhutemperatuur langeb tavaliselt kõrgusega. Muuda keskmine temperatuur kõrgusega Euroopa kohal suvel ja talvel on toodud tabelis "Keskmised õhutemperatuurid Euroopa kohal". 
Temperatuuri langust kõrgusega iseloomustab vertikaalne temperatuuri gradient. See on temperatuuri muutus iga 100 m kõrguse kohta. Tehniliste ja aeronavigatsiooniliste arvutuste puhul eeldatakse, et vertikaalne temperatuurigradient on 0,6. Tuleb meeles pidada, et see väärtus ei ole konstantne. Võib juhtuda, et temperatuur ei muutu üheski õhukihis kõrgusega.
Selliseid kihte nimetatakse isotermi kihid.
Üsna sageli täheldatakse atmosfääris nähtust, kui teatud kihis temperatuur kõrgusega isegi tõuseb. Neid atmosfääri kihte nimetatakse inversioonikihid. Inversioonid tekivad erinevatel põhjustel. Üks neist on aluspinna jahutamine kiirgusega öösel või talveaeg selge taeva all. Mõnikord jahtuvad tuulevaikse või nõrga tuule korral ka pindmised õhukihid ja muutuvad pealiskihtidest külmemaks. Selle tulemusena on õhk kõrgusel soojem kui põhjas. Selliseid inversioone nimetatakse kiirgus. Tugevaid kiirguse inversioone täheldatakse tavaliselt lumikatte kohal ja eriti mägipiirkondades ning ka tuulevaikuse ajal. Inversioonikihid ulatuvad mitmekümne või saja meetri kõrgusele.
Inversioonid tekivad ka sooja õhu liikumise (advektsiooni) tõttu külmale aluspinnale. Need on nn advektiivsed inversioonid. Nende inversioonide kõrgus on mitusada meetrit.
Lisaks nendele inversioonidele täheldatakse frontaalseid inversioone ja kokkusurumisinversioone. Frontaalsed inversioonid tekivad siis, kui soojad õhumassid voolavad külmematele õhumassidele. Kompressiooni inversioonid tekivad õhu laskumisel atmosfääri ülakihtidest. Samas on laskuv õhk mõnikord nii kuumenenud, et selle all olevad kihid muutuvad külmemaks.
Temperatuuri inversioone täheldatakse troposfääri erinevatel kõrgustel, kõige sagedamini umbes 1 km kõrgusel. Inversioonikihi paksus võib varieeruda mitmekümnest kuni mitmesaja meetrini. Temperatuuride erinevus inversiooni ajal võib ulatuda 15-20°-ni.
Mängivad inversioonikihid suur roll ilmaga. Kuna inversioonikihi õhk on soojem kui aluskiht, ei saa alumiste kihtide õhk üles tõusta. Järelikult aeglustavad inversioonikihid vertikaalset liikumist all olevas õhukihis. Inversioonikihi all lennates täheldatakse tavaliselt reemi ("muhklikkust"). Inversioonikihist kõrgemal kulgeb lennuki lend tavaliselt normaalselt. Inversioonikihtide all arenevad nn lainelised pilved.
Õhutemperatuur mõjutab pilooditehnikat ja materjali tööd. Maapinna lähedal temperatuuril alla -20 ° õli külmub, nii et see tuleb täita kuumutatud olekus. Lennu ajal kl madalad temperatuurid mootori jahutussüsteemis olev vesi jahutatakse intensiivselt. Kõrgel temperatuuril (üle + 30 °) võib mootor üle kuumeneda. Õhutemperatuur mõjutab ka lennuki meeskonna töövõimet. Madalatel temperatuuridel, mis ulatuvad stratosfääris kuni -56 ° -ni, on meeskonna jaoks vaja spetsiaalset vormiriietust.
Õhutemperatuur on väga suur tähtsus ilmateate jaoks.
Õhutemperatuuri mõõtmine lennukis lennu ajal toimub lennuki külge kinnitatud elektriliste termomeetrite abil. Õhutemperatuuri mõõtmisel tuleb arvestada, et tänapäevaste lennukite suurte kiiruste tõttu annavad termomeetrid vigu. Lennuki suured kiirused põhjustavad termomeetri enda temperatuuri tõusu, mille põhjuseks on selle reservuaari hõõrdumine õhu vastu ja õhu kokkusurumisest tingitud kuumenemine. Hõõrdeküte suureneb õhusõiduki lennukiiruse suurenedes ja seda väljendatakse järgmiste suurustega:
Kiirus km/h …………. 100 200 Z00 400 500 600
Hõõrdeküte ……. 0°.34 1°.37 3°.1 5°.5 8°.6 12°,b
Kompressioonist tingitud kuumutamist väljendatakse järgmiste suurustega:
Kiirus km/h …………. 100 200 300 400 500 600
Kuumutamine kompressiooniga ……. 0°.39 1°.55 3°.5 5°.2 9°.7 14°.0
Pilvedes lennates on lennukile paigaldatud termomeetri näitude moonutused ülaltoodud väärtustest 30% väiksemad, kuna osa hõõrdumisel ja kokkusurumisel tekkivast soojusest kulub õhus kondenseerunud vee aurustamisele. õhk tilkade kujul.
Õhutemperatuur. Mõõtühikud, temperatuuri muutus kõrgusega. Inversioon, isotermia, inversioonide liigid, adiabaatiline protsess.
Õhutemperatuur on väärtus, mis iseloomustab selle termilist olekut. Seda väljendatakse kas Celsiuse kraadides (ºС Celsiuse skaalal või Kelvinites (K) absoluutskaalal. Üleminek kelvinites temperatuuridelt Celsiuse kraadides) toimub valemiga
t = T-273°
Atmosfääri alumist kihti (troposfääri) iseloomustab temperatuuri langus kõrgusega 0,65ºС 100 m kohta.
Seda temperatuurimuutust kõrgusega 100 m kohta nimetatakse vertikaalseks temperatuurigradiendiks. Teades temperatuuri maapinna lähedal ja kasutades vertikaalse gradiendi väärtust, on võimalik arvutada ligikaudne temperatuur igal kõrgusel (näiteks temperatuuril +20ºС maapinna lähedal 5000m kõrgusel olema võrdne:
20º- (0,65 * 50) \u003d - 12...5.
Vertikaalne gradient γ ei ole konstantne ja sõltub tüübist õhumass, kellaaeg ja aastaaeg, aluspinna olemus ja muud põhjused. Kui temperatuur langeb kõrgusega, loetakse γ positiivseks, kui temperatuur kõrgusega ei muutu, siis γ = 0 kihid nn. isotermiline. Atmosfääri kihid, kus temperatuur tõuseb koos kõrgusega (γ< 0), называются inversioon. Sõltuvalt vertikaalse temperatuurigradiendi suurusest võib atmosfääri seisund olla stabiilne, ebastabiilne või ükskõikne kuiva (mitte küllastunud) või küllastunud õhu suhtes.
Õhutemperatuuri langus selle tõustes adiabaatiliselt st ilma õhuosakeste soojusvahetuseta keskkonnaga. Kui õhuosake tõuseb, siis selle maht paisub, samal ajal kui osakese siseenergia väheneb.
Kui osake laskub alla, tõmbub see kokku ja tema siseenergia suureneb. Sellest järeldub, et õhuhulga ülespoole liikumisel selle temperatuur langeb ja allapoole liikumisel tõuseb. Need protsessid mängivad olulist rolli pilvede tekkes ja arengus.
Horisontaalne gradient on kraadides väljendatud temperatuur 100 km kaugusel. Külmalt soojale VM-le ja soojalt külmale üleminekul võib see ületada 10º 100 km kohta.
Inversioonide tüübid.
Inversioonid on viivikihid, mis summutavad õhu vertikaalset liikumist, nende alla on kogunenud veeauru või muid nähtavust halvendavaid tahkeid osakesi, udu ja erinevaid vorme pilved. Inversioonide kihid on aeglustavad kihid ka horisontaalse õhu liikumise jaoks. Paljudel juhtudel on need kihid tuuletõkkepinnad. Inversioone troposfääris võib täheldada maapinna lähedal ja suurtel kõrgustel. Tropopaus on võimas inversioonikiht.
Sõltuvalt esinemise põhjustest eristatakse järgmist tüüpi inversioone:
1. Kiirgus – pinnase õhukihi jahutamise tulemus, tavaliselt öösel.
2. Advektiivne – kui soe õhk liigub külmale aluspinnale.
3. Kokkusurumine või langetamine – moodustatud sisse kesksed osad liikumatud antitsüklonid.
Troposfäär
Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel. Atmosfääri alumine, põhikiht sisaldab üle 80% kogumassist atmosfääriõhk ja umbes 90% kogu atmosfääri veeaurust. Troposfääris on turbulents ja konvektsioon kõrgelt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb koos kõrgusega ja keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 m
tropopaus
Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.
Stratosfäär
Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis –56,5-lt 0,8 °C-ni (ülemine stratosfääri kiht ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.
Stratopaus
Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).
Mesosfäär
Mesosfäär algab 50 km kõrguselt ja ulatub 80-90 km kõrgusele. Temperatuur langeb koos kõrgusega keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3) ° / 100 m. energiaprotsess on kiirgussoojusülekanne. Komplekssed fotokeemilised protsessid, milles osalevad vabad radikaalid, vibratsiooniga ergastatud molekulid jne, põhjustavad atmosfääri luminestsentsi.
Mesopaus
Üleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on miinimum (umbes -90 °C).
Karmani liin
Kõrgus merepinnast, mida tinglikult peetakse Maa atmosfääri ja kosmose vaheliseks piiriks. Karmana liin asub 100 km kõrgusel merepinnast.
Maa atmosfääri piir
Termosfäär
Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu konstantsena kuni suurtel kõrgustel. Ultraviolettkiirguse ja röntgenikiirguse mõjul päikesekiirgus ja kosmiline kiirgus, õhk ioniseerub (“ aurorad”) - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülempiiri määrab suuresti Päikese praegune aktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.
Termopaus
Atmosfääri piirkond termosfääri kohal. Selles piirkonnas imendumine päikesekiirgus ebaoluliselt ja temperatuur tegelikult kõrgusega ei muutu.
Eksosfäär (hajuv sfäär)
Atmosfäärikihid kuni 120 km kõrguseni
Eksosfäär - hajumistsoon, termosfääri välimine osa, mis asub 700 km kõrgusel. Gaas eksosfääris on väga haruldane ja seetõttu lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi (hajumine).
Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguselt nendest molekulmassid, väheneb raskemate gaaside kontsentratsioon Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. Kuid kineetiline energiaüksikud osakesed 200–250 km kõrgusel vastavad temperatuurile ~150 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasitiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.
Umbes 2000-3500 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult nn lähikosmose vaakumisse, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.
Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse neutrosfääri ja ionosfääri. Praegu arvatakse, et atmosfäär ulatub 2000-3000 km kõrgusele.
Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eristatakse homosfääri ja heterosfääri. Heterosfäär on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Siit tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks ja see asub umbes 120 km kõrgusel.
Avalik tund
loodusloos 5
Õhutemperatuuri muutus kõrgusest
Arenenud
õpetaja Shuvalova O.T.
Tunni eesmärk:
Kujundada teadmisi õhutemperatuuri mõõtmisest kõrgusega, tutvustada pilvede tekkeprotsessi, sademete liike.
Tundide ajal
Õpiku omamine töövihik, päevik, pastakad.
2. Õpilaste teadmiste kontrollimine
Uurime teemat: õhk
Enne kui hakkame uut materjali uurima, meenutagem käsitletud materjali, mida me õhust teame?
Frontaalne uuring
Õhu koostis
Kust need gaasid õhust, lämmastikust, hapnikust, süsinikdioksiid, lisandid.
Õhuomadus: võtab ruumi, kokkusurutavus, elastsus.
Õhu kaal?
Atmosfäärirõhk, selle muutumine kõrgusega.
Õhkküte.
3. Uue materjali õppimine
Me teame, et kuumutatud õhk tõuseb. Ja mis juhtub kuumutatud õhuga edasi, kas me teame?
Kas arvate, et õhutemperatuur langeb koos kõrgusega?
Tunni teema: õhutemperatuuri muutus kõrgusega.
Tunni eesmärk: saada teada, kuidas õhutemperatuur muutub kõrgusega ja millised on nende muutuste tagajärjed.
Katkend rootsi kirjaniku raamatust "Nilsi imeline teekond metshanedega" ühesilmsest trollist, kes otsustas "Ehitan maja päikesele lähemale – las see soojendab mind." Ja troll asus tööle. Ta kogus kõikjalt kive ja kuhjas need üksteise otsa. Peagi tõusis nende kivide mägi peaaegu pilvedeni.
Nüüd, sellest piisab! - ütles troll. Nüüd ehitan endale selle mäe otsa maja. Ma elan otse päikese kõrval. Ma ei külmu päikese kõrval! Ja troll läks mäest üles. Mis see on? Mida kõrgemale see läheb, seda külmemaks läheb. Jõudis tippu.
"Noh - arvab ta - siit päikeseni on kiviviske!". Ja väga külmaga ei kuku hammas hamba peale. See trall oli kangekaelne: kui see talle juba pähe vajub, ei saa miski teda välja lüüa. Otsustasin ehitada mäele maja ja ehitasin selle. Päike tundub lähedal olevat, aga külm tungib siiski kontideni. Nii et see loll troll tardus ära.
Selgitage, miks kangekaelne troll külmus.
Järeldus: mida maapinnale lähemal on õhk, seda soojem see on ja kõrgusega muutub see külmemaks.
1500m kõrgusele ronides tõuseb õhutemperatuur 8 kraadi võrra. Seetõttu on väljaspool lennukit 1000m kõrgusel õhutemperatuur 25 kraadi ja maapinnal näitab termomeeter samal ajal 27 kraadi.
Mis siin lahti on?
Alumised õhukihid soojenevad, paisuvad, vähendavad nende tihedust ja ülespoole tõustes kannavad soojust atmosfääri ülemistesse kihtidesse. See tähendab, et maapinnalt tulev soojus on halvasti säilinud. Seetõttu ei lähe üle parda soojemaks, vaid külmemaks, mistõttu jonnakas troll tardus.
Kaardi demonstratsioon: mäed on madalad ja kõrged.
Milliseid erinevusi näete?
Miks on kõrgete mägede tipud lumega kaetud, aga mägede jalamil lund pole? Liustike ja igavese lume ilmumine mägede tippudele on seotud õhutemperatuuri muutumisega kõrgusega, kliima muutub karmimaks ja vastavalt köögiviljamaailm. Kõige tipus, kõrgete mäetippude lähedal on külma, lume ja jää kuningriik. Mäetipud ja troopikas on kaetud igavese lumega. Igavese lume piire mägedes nimetatakse lumepiiriks.
Tabeli demonstratsioon: mäed.
Vaadake kaarti erinevate mägede kujutisega. Kas lumepiiri kõrgus on igal pool sama? Millega see seotud on? Lumepiiri kõrgus on erinev. AT põhjapoolsed piirkonnad see on madalam ja lõunas kõrgem. Seda joont ei tõmmata mäele. Kuidas me saame defineerida mõistet "lumepiir".
Lumepiir on joon, millest kõrgemal lumi ei sula isegi suvel. Lumepiirist allpool on vöönd, mida iseloomustab hõre taimestik, seejärel toimub taimestiku koostises regulaarne muutus mäejalamile lähenedes.
Mida me iga päev taevas näeme?
Miks tekivad taevas pilved?
Kuumutatud õhk viib ülespoole tõustes silmaga mittenähtava veeauru kõrgemasse atmosfäärikihti. Kui õhk maapinnast eemaldub, siis õhutemperatuur langeb, selles olev veeaur jahtub ja tekivad pisikesed veepiisad. Nende kogunemine viib pilve moodustumiseni.
PILVE TÜÜBID:
Cirrus
kihiline
Cumulus
Pilvetüüpidega kaardi demonstreerimine.
Rünkpilved on kõige kõrgemad ja õhemad. Nad ujuvad väga kõrgel maapinnast, kus on alati külm. Need on ilusad ja külmad pilved. paistab neist läbi sinine taevas. Nad näevad välja nagu vapustavate lindude pikad suled. Seetõttu nimetatakse neid tsirrusteks.
Kihtpilved on tahked, kahvatuhallid. Nad katavad taeva monotoonse halli looriga. Sellised pilved toovad halba ilma: lund, mitu päeva tibutavat vihma.
Vihmarünkpilved – suured ja tumedad, tormavad üksteise järel nagu võidujooksus. Mõnikord viib tuul need nii madalale, et tundub, et pilved puudutavad katuseid.
Kõige ilusamad on haruldased rünkpilved. Need meenutavad pimestavalt valgete tippudega mägesid. Ja neid on huvitav vaadata. Üle taeva jooksevad rõõmsad rünkpilved, mis pidevalt vahetuvad. Nad näevad välja nagu loomad või inimesed või nagu mingid vapustavad olendid.
Kaardi demonstreerimine erinevat tüüpi pilved.
Millised pilved on piltidel kujutatud?
Teatud atmosfääriõhu tingimustes langeb pilvedest sademeid.
Milliseid sademeid sa tead?
Vihm, lumi, rahe, kaste ja muud.
Pilved moodustavad väikseimad veepiisad, mis üksteisega sulanduvad, suurenevad järk-järgult, muutuvad raskeks ja langevad maapinnale. Suvi sajab, talvel lumi.
Millest lumi on tehtud?
Lumi koosneb jääkristallidest. erinevad kujud- lumehelbed, enamasti kuueharulised tähed, kukuvad pilvedest välja, kui õhutemperatuur on alla null kraadi.
Sageli sajab soojal aastaajal vihmasaju ajal rahet - sademed jäätükkide kujul, enamasti ebakorrapärase kujuga.
Kuidas tekib atmosfääris rahe?
Suurele kõrgusele langevad veepiisad külmuvad, neile kasvavad jääkristallid. Kukkudes põrkuvad nad kokku ülejahutatud vee tilkadega ja suurenevad. Rahe võib tekitada suurt kahju. Ta lööb põllukultuure välja, paljastab metsad, kukutab lehestikku, hävitab linde.
4.Kogu õppetund.
Mida uut õppisid õhuõpetuse tunnis?
1. Õhutemperatuuri langus kõrgusega.
2. Lumepiir.
3. Sademete liigid.
5. Kodutöö.
Õppige märkmeid oma märkmikusse. Pilvede vaatlemine nende visandiga vihikus.
6. Mineviku kinnistamine.
Iseseisev töö tekstiga. Täitke tekstis olevad lüngad, kasutades viitesõnu.
Õhutemperatuuri muutus kõrgusega
1. harjutus. Määrake, milline on õhumassi temperatuur, mis ei ole veeauruga küllastunud ja tõuseb adiabaatiliselt 500, 1000, 1500 m kõrgusel, kui selle temperatuur maapinnal oli 15º.
Temperatuur muutub 1 ° võrra, kui õhumass tõuseb iga 100 m järel. Seda väärtust nimetatakse kuiv adiabaatiline temperatuurigradient. Kui veeauruga küllastunud õhk tõuseb, väheneb selle jahtumise kiirus mõnevõrra, kuna sel juhul veeaur kondenseerub, mille käigus eraldub varjatud aurustumissoojus (600 cal 1 g kondensvee kohta), mida kasutatakse soojendamiseks. see tõusev õhk. Adiabaatilist protsessi, mis toimub tõusvas küllastunud õhus, nimetatakse märg adiabaatiline. Temperatuuri languse (tõusu) suurust iga 100 m kohta tõusvas niiskes küllastunud õhumassis nimetatakse nn. niiske adiabaatiline temperatuurigradient r sisse , ja temperatuuri muutuse graafik kõrgusega sellises protsessis nimetatakse märg adiabaat. Erinevalt kuivast adiabaatilisest gradiendist r a on märg adiabaatiline gradient r v muutuv väärtus, mis sõltub temperatuurist ja rõhust ning jääb vahemikku 0,3° kuni 0,9° 100 m kõrguse kohta (keskmiselt 0,6° 100 m kohta). ). Mida rohkem niiskust kondenseerub õhu tõustes, seda väiksem on märja adiabaatilise gradiendi väärtus; niiskuse hulga vähenemisega läheneb selle väärtus kuiva adiabaatilisele gradiendile.
Vertikaalne temperatuurigradient 500 meetri kõrgusel peaks olema = 12 є. Vertikaalne temperatuurigradient 1000 meetri kõrgusel peaks olema = 9 є. Vertikaalne temperatuurigradient 1500 meetri kõrgusel peaks olema = 6 є. Kuid niipea, kui õhk hakkab tõusma, muutub see ümbritsevast külmemaks ja temperatuuride erinevus suureneb kõrgusega.
Külm õhk aga, olles raskem, kipub laskuma, s.t. võta algne positsioon. Kuna õhk on küllastumata, peaks temperatuur selle tõustes langema 1 ° C 100 m kohta.
Seetõttu on õhumassi temperatuur 500 meetri kõrgusel = 10°C. Seetõttu on õhumassi temperatuur 1000 meetri kõrgusel = 5°C. Seetõttu on õhumassi temperatuur 1500 meetri kõrgusel = 0 °C.
Kondensatsiooni- ja sublimatsioonitasemete kõrguse määramine
1. harjutus. Määrata adiabaatiliselt tõusva, veeauruga küllastamata õhu kondensatsiooni- ja sublimatsioonitaseme kõrgus, kui selle temperatuur (T) ja veeauru rõhk (e) on teada; T = 18º, e = 13,6 hPa.
Veeauruga küllastamata tõusva õhu temperatuur muutub 1º iga 100 meetri järel. Esiteks - vastavalt maksimaalse aururõhu sõltuvuse kõverale õhutemperatuurist on vaja leida kastepunkt (φ). Seejärel määrake õhutemperatuuri ja kastepunkti vahe (T - f). Korrutades selle väärtuse 100 m-ga, leidke kondensatsioonitaseme väärtus. Sublimatsiooni taseme määramiseks peate leidma temperatuuri erinevuse kastepunktist sublimatsioonitemperatuurini ja korrutama selle erinevuse 200 m-ga.
Kondensatsioonitase - tase, milleni on vaja tõusta, et adiabaatilise tõusu ajal õhus sisalduv veeaur jõuaks küllastusseisundisse (ehk 100% suhtelise niiskuseni). Kõrguse, mille juures veeaur tõusvas õhus küllastub, saab leida valemiga: , kus T on õhutemperatuur; f - kastepunkt.
f = 2,064 (tabeli järgi)
18 є - 2,064 \u003d 15,936 є x 122 \u003d 1994m veeauru küllastumise kõrgus.
Sublimatsioon toimub temperatuuril -10º.
2,064 – (-10) = 12,064 x 200 = 2413 m sublimatsioonitase.
Ülesanne 2 (B).Õhk, mille temperatuur on 12ºC ja suhteline õhuniiskus 80%, liigub üle 1500 m kõrguste mägede Millise kõrgusega algab pilvede teke? Millised on temperatuurid ja suhteline niiskusõhku harja ülaosas ja harja taga?
Kui on teada suhteline õhuniiskus r, siis kondensatsioonitaseme kõrguse saab määrata Ippolitovi valemiga: h=22 (100-r) h = 22 (100-80) = 440m kihtpilvede tekke algus .
Pilvede tekkeprotsess algab sellest, et mingi mass piisavalt niisket õhku tõuseb üles. Tõustes õhk laieneb. Seda paisumist võib pidada adiabaatiliseks, kuna õhk tõuseb kiiresti ja selle piisavalt suure mahu korral ei ole soojusvahetusel vaadeldava õhu ja keskkonna vahel lihtsalt aega tõusu ajal toimuda.
Kui gaas paisub adiabaatiliselt, siis selle temperatuur langeb. Nii et üles tõustes märg õhk jahtub maha. Kui jahutusõhu temperatuur langeb kastepunktini, muutub võimalikuks õhus sisalduva auru kondenseerumisprotsess. Kui atmosfääris on piisavalt kondensatsioonituumasid, algab see protsess. Kui atmosfääris on vähe kondensatsioonituumasid, ei alga kondenseerumine mitte kastepunktiga võrdsel temperatuuril, vaid madalamal temperatuuril.
440 m kõrgusele tõusev niiske õhk jahtub ja veeaur hakkab kondenseeruma. 440 m kõrgusel on tekkiva pilve alumine piir. Altpoolt jätkuvalt voolav õhk läbib selle piiri ja auru kondenseerumisprotsess toimub kindlaksmääratud piiri kohal - pilv hakkab kõrgusel arenema. Pilve vertikaalne areng peatub, kui õhk peatub; see moodustab pilve ülemise piiri.
Temperatuur harja ülaosas on +3 ºС ja suhteline õhuniiskus 100%.
kohaliku aja kuiv adiabaatiline gradient
Praktiline materjal 6. klassi geograafiatunniks - UMK: O.A. Klimanov, V.V. Klimanov, E.V. Kim. Kaalumiseks pakutakse teemakohaseid ülesandeid "Õhutemperatuur".
Geograafiliste probleemide lahendamine aitab kaasa geograafiakursuse aktiivsele assimilatsioonile, kujundab üldhariduslikke ja erigeograafilisi oskusi.
Eesmärgid:
Oskuste arendamine erinevatel kõrgustel õhutemperatuuri arvutamiseks, kõrguse arvutamiseks;
Analüüsi-, järelduste tegemise oskuse arendamine.
Kuidas temperatuur muutub kõrgusega?
Kui kõrgus muutub 1000 meetri (1 km) võrra, muutub õhutemperatuur 6 ° C (kõrguse tõusuga õhutemperatuur langeb ja langusega tõuseb).
Geograafilised ülesanded:
1. Mäe tipus on temperatuur -5 kraadi, mäe kõrgus on 4500 m. Määrake temperatuur mäe jalamil?
Lahendus:
Iga tõusva kilomeetri kohta langeb õhutemperatuur 6 kraadi võrra ehk kui mäe kõrgus on 4500 või 4,5 km, siis selgub, et:
1) 4,5 x 6 = 27 kraadi. See tähendab, et temperatuur on langenud 27 kraadi ja kui tipus on 5 kraadi, siis mäe jalamil on:
2) - 5 + 27 = 22 kraadi mäe jalamil
Vastus: 22 kraadi mäe jalamil
2. Määrake õhutemperatuur mäe tipus 3 km, kui mäe jalamil oli + 12 kraadi.
Lahendus:
Kui 1 km pärast langeb temperatuur 6 kraadi võrra, siis
Vastus:- 6 kraadi mäe otsas
3. Millisele kõrgusele lennuk tõusis, kui temperatuur väljaspool seda on -30 °C ja Maa pinnal + 12 °C?
Lahendus:
2) 42: 6 = 7 km
Vastus: lennuk tõusis 7 km kõrgusele
4. Milline on õhutemperatuur Pamiiri tipus, kui juulis jalamil on +36°C? Pamiiri kõrgus on 6 km.
Lahendus:
Vastus: 0 kraadi mäe otsas
5. Määrake õhutemperatuur üle lennuki parda, kui õhutemperatuur maapinnal on 31 kraadi ja lennukõrgus on 5 km?
Lahendus:
Vastus: välistemperatuur 1 kraadi
Laadimine...
