В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 "С на каждые 100 м высоты. Одна­ко в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оста­ваться постоянной. Представление о распределении температу­ры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):

ВГТ = (/„ - / B )/(ZB -

где /н - /в - разность температур на нижнем и верхнем уровнях, °С; ZB - ZH- раз­ность высот, м. Обычно ВГТ рассчитывают на 100 м высоты.

В приземном слое атмосферы ВГТ может в 1000 раз превы­шать средний для тропосфер

Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (ле­том больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем но­чью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воз­духа его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым по­севом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей (см. гл. 3).

В результате определенного сочетания этих факторов ВГТ вблизи поверхности в пересчете на 100 м высоты может состав­лять более 100 °С/100 м. В таких случаях и возникает тепловая конвекция.

Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом (рис. 4.4); если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое рас­пределение температуры называют инверсией.

В зависимости от условий образования инверсий в призем­ном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адвек­тивные.

1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ноч­ные (летние) и зимние.

Ночные инверсии устанавливаются при ясной тихой погоде после перехода радиационного баланса через 0 за 1,0...1,5 ч до захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и перед восхо­дом Солнца достигают наибольшей мощности. После восхода Солнца деятельная поверхность и воздух прогреваются, что раз­рушает инверсию. Высота слоя инверсии чаще всего составляет несколько десятков метров, но при определенных условиях (на­пример, в замкнутых долинах, окруженных значительными воз­вышениями) может достигать 200 м и более. Этому способствует сток охлажденного воздуха со склонов в долину. Облачность ос­лабляет инверсию, а ветер скоростью более 2,5...3,0 м/с разру­шает ее. Под пологом густого травостоя, посева, а также леса ле­том инверсии наблюдаются и днем.

Ночные радиационные инверсии весной и осенью, а местами и летом могут вызывать снижение температуры поверхности по­чвы и воздуха до отрицательных значений (заморозки), что вы­зывает повреждение многих культурных растений.

Зимние инверсии возникают в ясную тихую погоду в условиях короткого дня, когда охлаждение деятельной поверхности не­прерывно увеличивается с каждым днем; они могут сохраняться несколько недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью.

Особенно усиливаются радиационные инверсии при резко неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух сте­кает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное пере­мешивание способствует его дальнейшему охлаждению. Радиационные инверсии, связанные с особенностями рельефа мест­ности, принято называть орографическими.

2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (переме­щении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверх­ность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающе­гося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные ин­версии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего темпе­ратуру выше О "С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега.

ПОКАЗАТЕЛИ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА В ДАННОЙ МЕСТНОСТИ И ПОТРЕБНОСТИ РАСТЕНИЙ В ТЕПЛЕ

При оценке температурного режима большой территории или отдельного пункта применяют характеристики температуры за год или за отдельные периоды (вегетационный период, сезон, месяц, декада и сутки). Основные из этих показателей следую­щие.

Средняя суточная температура - среднее арифметическое из температур, измеренных во все сроки наблюдений. На метеоро­логических станциях Российской Федерации температуру возду­ха измеряют восемь раз в сутки. Суммируя результаты этих из­мерений и деля сумму на 8, получают среднюю суточную темпе­ратуру воздуха.

Средняя месячная температура - среднее арифметическое из средних суточных температур за все сутки месяца.

Средняя годовая температура - это среднее арифметическое из средних суточных (или средних месячных) температур за весь год.

Средняя кодовая температура воздуха дает лишь общее пред­ставление о количестве тепла, она не характеризует годовой ход температуры. Так, средняя годовая температура на юге Ирлан­дии и в степях Калмыкии , расположенных на одной широте, близка (9°С). Но в Ирландии средняя температура января составляет 5...8 "С, и всю зиму здесь зеленеют луга, а в степях Калмыкии средняя температура января -5...-8 °С. Летом же в Ирландии прохладно: 14°С, а средняя температура июля в Калмыкии - 23...26 °С.

Поэтому для более полной характеристики годового хода тем­пературы в данном месте используют данные о средней темпе­ратуре самого холодного (январь) и самого теплого (июль) меся­цев.

Однако все осредненные характеристики не дают точного представления о суточном и годовом ходе температуры, т. е. как раз об условиях, особенно важных для сельскохозяйственного производства. Дополнением к средним температурам являются максимальные и минимальные температуры, амплитуда. Напри­мер, зная минимальную температуру в зимние месяцы, можно судить об условиях перезимовки озимых культур и плодово-ягодных насаждений. Данные о максимальной температуре по­казывают зимой частоту оттепелей и их интенсивность, а ле­том - число жарких дней, когда возможно повреждение зерна в период налива и т. д.

В экстремальных температурах выделяют: абсолютный макси­мум (минимум) - самая высокая (низкая) температура за весь пе­риод наблюдений; средний из абсолютных максимумов (миниму­мов) - среднее арифметическое из абсолютных экстремумов; средний максимум (минимум) - среднее арифметическое из всех экстремальных температур, например, за месяц, сезон, год. При этом их можно рассчитать как за многолетний период наблюде­ний, так и за фактический месяц, год и т. д.

Амплитуда суточного и годового хода температуры характери­зует степень континентальное™ климата: чем больше амплиту­да, тем климат континентальнее.

Характеристикой температурного режима в данной местнос­ти за определенный период служат также суммы среднесуточных температур выше или ниже определенного предела. Например, в климатических справочниках и атласах приводят суммы темпе­ратур выше 0, 5, 10 и 15 °С, а также ниже -5 и -10 "С.

Наглядное представление о географическом распределении показателей температурного режима дают карты, на которых проведены изотермы - линии равных значений температуры или сумм температур (рис. 4.7). Карты, например, сумм тем­ператур используют для обоснования размещения посевов (по­садок) различных по требованиям к теплу культурных расте­ний.

Для уточнения термических условий, необходимых расте­ниям, используют также суммы дневных и ночных темпера­тур, так как среднесуточная температура и ее суммы нивели­руют термические различия в суточном ходе температуры воз­духа.

Изучение термического режима раздельно для дня и ночи имеет глубокое физиологическое значение. Известно, что все процессы, происходящие в растительном и животном мире, подвержены природным ритмам, определяемым внешними ус­ловиями, т. е. подчинены закону так называемых «биологичес­ких» часов. Например, по данным (1964), для опти­мальных условий роста тропических растений разница между дневными и ночными температурами должна составлять 3...5°С, для растений умеренного пояса -5...7, а для растений пустынь - 8 °С и более. Изучение дневных и ночных температур приобретает особый смысл для повышения продуктивности сельскохозяйственных растений, которая определяется соотно­шением двух процессов - ассимиляции и дыхания, происходя­щих в качественно разные для растений светлые и темные часы суток.

В средних дневных и ночных температурах и их суммах кос­венно учитывается широтная изменчивость длины дня и ночи, а также изменение континентальности климата и влияние различ­ных форм рельефа на температурный режим.

Суммы среднесуточных температур воздуха, близкие для пары метеостанций, размещенных примерно на одной широте, но значительно различающиеся по долготе, т. е. находящиеся в различных условиях континентальности климата, приведены в таблице 4.1.

В более континентальных восточных районах суммы дневных температур на 200...500 °С больше, а суммы ночных температур на 300°С меньше, чем в западных и особенно морских районах, что объясняет давно известный факт - ускорение раз­вития сельскохозяйственных культур в условиях резко конти­нентального климата.

Потребность растений в тепле выражают суммами активных и эффективных температур. В сельскохозяйственной метеороло­гии активная температура - это среднесуточная температура воздуха (или почвы) выше биологического минимума развития культуры. Эффективная температура - это среднесуточная тем­пература воздуха (или почвы), уменьшенная на значение биоло­гического минимум.

Растения развиваются только в том случае, если среднесуточ­ная температура превышает их биологический минимум, кото­рый составляет, например, для яровой пшеницы 5 °С, для куку­рузы - 10, для хлопчатника - 13 °С (для южных сортов хлопчат­ника - 15 °С). Суммы активных и эффективных температур ус­тановлены как для отдельных межфазных периодов, так и для всего периода вегетации многих сортов и гибридов основных сельскохозяйственных культур (табл. 11.1).

Через суммы активных и эффективных температур выражают и потребность в тепле пойкилотермных (холоднокровных) орга­низмов как за онтогенетический период, так и за ве. сь биологи­ческий цикл.

При расчете сумм среднесуточных температур, характеризую­щих потребность растений и пойкилотермных организмов в тепле, необходимо вводить поправку на балластные температуры, не"ускоряющие рост и развитие, т. е. учитывать и верхний тем­пературный уровень для культур и организмов. Для большинства растений и вредителей умеренной зоны это будет среднесуточ­ная температура, превышающая 20...25 "С.

Изменение температуры воздуха с высотой

Задание 1. Определите, какую температуру будет иметь воздушная масса, не насыщенная водяным паром и поднимающаяся адиабатически на высоте 500, 1000, 1500 м, если у поверхности земли её температура была 15є.

Температура изменяется на 1° при подъеме массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. При подъеме насыщенного водяным паром воздуха скорость его охлаждения несколько уменьшается, так как при этом происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота парообразования (600 кал на 1 г сконденсированной воды), идущая на нагревание этого поднимающегося воздуха. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим. Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м в поднимающейся влажной насыщенной массе воздуха называется влажноадиабатическим градиентом температуры г в , а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название влажной адиабаты. В отличие от сухоадиабатического градиента г а влажноадиабатический градиент г в - величина переменная, зависящая от температуры и давления, и лежит в пределах от 0,3° до 0,9° на 100 м высоты (в среднем 0,6° на 100 м.). Чем больше конденсируется влаги при подъеме воздуха, тем меньше величина влажноадиабатического градиента; с уменьшением количества влаги его величина приближается к сухоадиабатическому градиенту.

Вертикальный градиент температуры на высоте 500 метров должен быть = 12 є. Вертикальный градиент температуры на высоте 1000 метров должен быть = 9 є. Вертикальный градиент температуры на высоте 1500 метров должен быть = 6 є. Но, как только воздух начнет подниматься, он будет становиться холоднее окружающего, причем с высотой разница температур увеличивается.

Но холодный воздух, как более тяжелый, стремится опуститься, т.е. занять первоначальное положение. Поскольку воздух ненасыщенный, то при его подъеме температура должна понижаться на 1°С на 100 м.

Поэтому, температура воздушной массы на высоте 500 метров будет = 10°С. Поэтому, температура воздушной массы на высоте 1000 метров будет = 5°С. Поэтому, температура воздушной массы на высоте 1500 метров будет = 0°С.

Определение высоты уровней конденсации и сублимации

Задание 1. Определите высоту уровня конденсации и сублимации поднимающегося адиабатически воздуха, не насыщенного водяным паром, если известны его температура (Т) и упругость водяного пара (е); Т = 18є, е = 13,6 гПа.

Температура поднимающегося воздуха, не насыщенного водяным паром, изменяется каждые 100 метров на 1є. Вначале - по кривой зависимости максимальной упругости паров от температуры воздуха необходимо найти точку росы (ф). Затем определить разницу между температурой воздуха и точкой росы (Т - ф). Умножив эту величину на 100 м, найдите величину уровня конденсации. Для определения уровня сублимации надо найти разницу температур от точки росы до температуры сублимации и помножить эту разницу на 200 м.

Уровень конденсации - уровень, до которого нужно подняться, чтобы содержащийся в воздухе водяной пар при адиабатическом подъёме достиг состояния насыщения (или 100 % относительной влажности). Высота, на которой водяной пар в поднимающемся воздухе становится насыщенным можно найти по формуле: , где T - температура воздуха; ф - точка росы.

ф = 2,064 (по таблице)

18 є - 2,064 = 15,936 є х 122 = 1994м высота насыщения водяного пара.

Сублимация наступает при температуре - 10є.

2,064 - (-10) = 12,064 х 200 = 2413м уровень сублимации.

Задание 2 (Б). Воздух, имеющий температуру 12єС и относительную влажность 80%, переваливает через горы высотой 1500 м. На какой высоте начнется образование облаков? Каковы температура и относительная влажность воздуха на вершине хребта и за хребтом?

Если известна относительная влажность воздуха r, то высоту уровня конденсации можно определить по формуле Ипполитова: h=22 (100-r) h = 22 (100-80) = 440м начало образования слоистых облаков.

Процесс образования облака начинается с того, что некоторая масса достаточно влажного воздуха поднимается вверх. По мере подъема будет происходить расширение воздуха. Это расширение можно считать адиабатным, так как воздух поднимается быстро, и при достаточно большом его объеме теплообмен между рассматриваемым воздухом и окружающей средой за время подъема попросту не успевает произойти.

При адиабатном расширении газа его температура понижается. Значит, поднимающийся вверх влажный воздух будет охлаждаться. Когда температура охлаждающегося воздуха понизится до точки росы, станет возможным процесс конденсации пара, содержащегося в воздухе. При наличии в атмосфере достаточного количества ядер конденсации этот процесс начинается. Если ядер конденсации в атмосфере мало, конденсация начинается не при температуре, равной точке росы, а при более низких температурах.

Достигнув высоты 440м, поднимающийся влажный воздух охладится, начнется конденсация водяных паров. Высота 440м нижняя граница формирующегося облака. Продолжающий поступать снизу воздух проходит сквозь эту границу, и процесс конденсации паров будет происходить выше указанной границы - облако начнет развиваться в высоту. Вертикальное развитие облака прекратится тогда, когда воздух перестанет подниматься; при этом сформируется верхняя граница облака.

Температура на вершине хребта +3 єС и относительная влажность воздуха 100%.

местное время сухоадиабатический градиент

Все, кто летал на самолете, привыкли к сообщению такого рода: «наш полет проходит на высоте 10 000 м, температура за бортом - 50 °С». Кажется, ничего особенного. Чем дальше от нагретой Солнцем поверхности Земли, тем холоднее. Многие думают, что понижение температуры с высотой идет непрерывно и постепенно температура падает, приближаясь к температуре космоса. Между прочем, так думали ученые вплоть до конца 19 века.

Разберемся подробнее с распределением температуры воздуха над Землей. Атмосферу подразделяют на несколько слоев, которые и отражают в первую очередь характер изменения температуры.

Нижний слой атмосферы называется тропосферой , что означает „сфера поворота". Все перемены погоды и климата являются результатом физических процессов, происходящих именно в этом слое. Верхняя граница этого слоя располагается там, где уменьшение температуры с высотой сменяется ее возрастанием,— примерно на высоте 15—16 км над экватором и 7—8 км над полюсами. Как и сама Земля, атмосфера под влиянием вращения нашей планеты тоже несколько сплющена над полюсами и разбухает над экватором. Однако этот эффект выражен в атмосфере значительно сильнее, чем в твердой оболочке Земли. В направлении от поверхности Земли к верхней границе тропосферы температура воздуха понижается. Над экватором минимальная температура воздуха составляет около —62°С, а над полюсами около —45°С. В умеренных широтах более 75% массы атмосферы находится в тропосфере. В тропиках же в пределах тропосферы находится около 90% массы атмосферы.

В 1899 г. в вертикальном профиле температуры на некоторой высоте был обнаружен ее минимум, а затем температура незначительно повышалась. Начало этого повышения означает переход к следующему слою атмосферы — к стратосфере , что означает „сфера слоя". Термин стратосфера означает и отражает прежнее представление о единственности слоя, лежащего выше тропосферы. Стратосфера простирается до высоты около 50 км над земной поверхностью. Особенностью ее является, в частности, резкое повышение температуры воздуха. Это повышение температуры объясняют реакцией образования озона — одной из главных химических реакций, происходящих в атмосфере.

Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км, но в целом слой озона представляет собой сильно растянутую по высоте оболочку, охватывающую почти всю стратосферу. Взаимодействие кислорода с ультрафиолетовыми лучами — один из благоприятных процессов в земной атмосфере, способствующих поддержанию жизни на Земле. Поглощение озоном этой энергии препятствует излишнему поступлению ее на земную поверхность, где создается именно такой уровень энергии, который пригоден для существования земных форм жизни. Озоносфера поглощает часть лучистой энергии, проходщей через атмосферу. В результате этого в озоносфере устанавливается вертикальный градиент температуры воздуха примерно 0,62°С на 100 м, т. е, температура повышается с высотой вплоть до верхнего предела стратосферы — стратопаузы (50 км), достигая, по некоторым данным, 0 °С.

На высотах от 50 до 80 км располагается слой атмосферы, называемый мезосферой . Слово „мезосфера" означает „промежуточная сфера", здесь температура воздуха продолжает понижаться с высотой. Выше мезосферы, в слое, называемом термосферой , температура снова растет с высотой примерно до 1000°С, а затем очень быстро падает до —96°С. Однако падает не беспредельно, потом температура снова увеличивается.

Термосфера является первым слоем ионосферы . В отличие от упомянутых ранее слоев, ионосфера выделена не по температурному признаку. Ионосфера является областью, имеющей электрическую природу, благодаря которой становятся возможными многие виды радиосвязи. Ионосферу делят на несколько слоев, обозначая их буквами D, Е, F1 и F2 Эти слои имеют и особые названия. Разделение на слои вызвано несколькими причинами, среди которых самая важная—неодинаковое влияние слоев на прохождение радиоволн. Самый нижний слой, D, в основном поглощает радиоволны и тем самым препятствует дальнейшему их распространению. Лучше всего изученный слой Е расположен на высоте примерно 100 км над земной поверхностью. Его называют также слоем Кеннелли — Хевисайда по именам американского и английского ученых, которые одновременно и независимо друг от друга обнаружили его. Слой Е, подобно гигантскому зеркалу, отражает радиоволны. Благодаря этому слою длинные радиоволны проходят более далекие расстояния, чем следовало бы ожидать, если бы они распространялись только прямолинейно, не отражаясь от слоя Е. Аналогичные свойства имеет и слой F. Его называют также слоем Эпплтона. Вместе со слоем Кеннелли—Хевисайда он отражаем радиоволны к наземным радиостанциями Такое отражение может происходить под различными углами. Слой Эпплтона расположен на высоте около 240 км.

Самая внешняя область атмосферы, второй слой ионосферы, часто называется экзосферой . Этот термин указывает на существование окраины космоса вблизи Земли. Определить, где именно кончается атмосфера и начинается космос, трудно, поскольку с высотой плотность атмосферных газов уменьшается постепенно и сама атмосфера плавно превращается почти в вакуум, в котором встречаются лишь отдельные молекулы. Уже на высоте примерно 320 км плотность атмосферы настолько мала, что молекулы, не сталкиваясь друг с другом, могут проходить путь более 1 км. Самая внешняя часть атмосферы служит как бы ее верхней границей, которая располагается на высотах от 480 до 960 км.

Подробнее о процессах а атмосфере можно узнать на сайте «Земной климат»

Задача:

Известно, что на высоте 750 метров над уровнем моря температура составляет +22 о С. Определите температуру воздуха на высоте:

а) 3500 метров над уровнем моря

б) 250 метров над уровнем моря

Решение:

Нам известно, что при изменении высоты на 1000 метров (1 км) температура воздуха изменяется на 6 о С. Причём, при увеличении высоты температура воздуха понижается, а при уменьшении - повышается.

а) 1. Определим разницу высот: 3500 м -750 м = 2750 м = 2,75 км

2. Определим разницу температур воздуха: 2,75 км × 6 о С = 16,5 о С

3. Определим температуру воздуха на высоте 3500 м: 22 о С - 16,5 о С = 5,5 о С

Ответ: на высоте 3500 м температура воздуха составляет 5,5 о С.

б) 1. Определим разницу высот: 750 м -250 м = 500 м = 0,5 км

2. Определим разницу температур воздуха: 0,5 км × 6 о С = 3 о С

3. Определим температуру воздуха на высоте 250 м: 22 о С + 3 о С = 25 о С

Ответ: на высоте 250 м температура воздуха составляет 25 о С.

2. Определение атмосферного давления в зависимости от высоты

Задача:

Известно, что на высоте 2205 метров над уровнем моря атмосферное давление составляет 550 мм ртутного столба. Определите атмосферное давление на высоте:

а) 3255 метров над уровнем моря

б) 0 метров над уровнем моря

Решение:

Нам известно, что при изменении высоты на 10,5 метров атмосферное давление изменяется на 1 мм рт. ст. Причём, при увеличении высоты атмосферное давление понижается, а при уменьшении - повышается.

а) 1. Определим разницу высот: 3255 м - 2205 м = 1050 м

2. Определим разницу атмосферного давления: 1050 м: 10,5 м = 100 мм рт.ст.

3. Определим атмосферное давление на высоте 3255 м: 550 мм рт.ст. - 100 мм рт.ст. = 450 мм рт.ст.

Ответ: на высоте 3255 м атмосферное давление составляет 450 мм ртутного столба..

б) 1. Определим разницу высот: 2205 м - 0 м = 2205 м

2. Определим разницу атмосферного давления: 2205 м: 10,5 м = 210 мм рт. ст.

3. Определим атмосферное давление на высоте 0 м: 550 мм рт.ст. + 210 мм рт. ст. = 760 мм рт. ст.

Ответ: на высоте 0 м атмосферное давление составляет 760 мм ртутного столба.

3. Шкала Бофорта

(шкала скорости ветра)

Как изменяется температура с высотой? В данной статье будет размещена информация, которая будет содержать ответы на этот и подобные вопросы.

Как изменяется температура воздуха на высоте?

При подъеме вверх температура воздуха в тропосфере понижается на 1 км — 6 °С. Поэтому высоко в горах лежит снег

Атмосфера делится на 5 основных слоев: тропосфера, стратосфера, верхние слои атмосферы. Для сельскохозяйственной метеорологии наибольший интерес представляют закономерности изменения температуры в тропосфере, особенно в ее приземном слое.

Что такое вертикальный градиент температуры?

Вертикальный градиент температуры — это изменение температуры воздуха на высоте каждые 100 м. Вертикальный градиент зависит от нескольких факторов, таких как: время года (зимой температура ниже, летом — выше); время суток (ночью холоднее, чем днем) и др. Среднее значение градиента температуры составляет около 0,6 ° С / 100 м.

В приземном слое атмосферы градиент зависит от погоды, времени суток и от характера подстилающей поверхности. Днем ВГТ почти всегда положительный, особенно летом, при ясной погоде он в 10 раз больше, чем во время мрачной. В обед летом температура воздуха у поверхности почвы может быть на 10-15 ° С превышать температуру воздуха на высоте 2-х м. Из-за этого ВГТ в данном двухметровом слое в пересчете на 100 м составляет более 500 ° С / 100 м. Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Уменьшают вертикальный градиент температуры облачность и осадки. При влажной почве резко снижается ВГТ в приземном слое атмосферы. Над обнаженной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над развитым посевом или щелочью. Зимой над снежным покровом ВГТ в приземном слое атмосферы невелик и обычно отрицательный.

С высотой влияние подстилающей поверхности и погоды на ВГТ ослабевает и он уменьшается по сравнению с его значениями в приземном слое воздуха. Выше 500м затухает влияние суточного хода температуры воздуха. На высотах от 1,5 до 5-6км ВГТ находится в пределах 0,5-0,6 ° С / 100м. На высоте 6-9км градиент температуры растет и составляет 0,65-0,75 ° С / 100м. В верхнем слое тропосферы ВГТ снова уменьшается до 0,5-0,2 ° С / 100м.

Данные о вертикальном градиенте температуры в различных слоях атмосферы используют при составлении прогнозов погоды, при метеорологическом обслуживании реактивных самолетов и при выводе спутников на орбиту, а также при определении условий выброса и распространения промышленных отходов в атмосфере. Отрицательный ВГТ в приземном слое воздуха ночью весной и осенью указывает на возможность заморозков.

Итак, надеемся, что в данной статье, Вы нашли не только полезную и познавательную информацию, но и ответ на вопрос «как изменяется температура воздуха с высотой».