Практичне заняття 2 Промениста енергія

Зміст: Теплообмін у приземному шарі. Координати Сонця. Освітлюваність. Визначення часу сходу і заходу Сонця та тривалості дня. Пряма сонячна радіація. Ослаблення сонячної радіації в атмосфері. Сумарна радіація. Відбиття сонячної радіації.

За результатами практичного заняття студент повинен знати:

-процеси теплообміну у приземному шарі;

- аспекти екологічного значення освітлюваності;

- фактори загального ослаблення прямої сонячної радіації в атмосфері;

- визначення потоку променистої енергії Сонця та сумарної радіації

- поняття «альбедо» та його визначення.

Повинен вміти:

- розраховувати тривалість найкоротшого і найдовшого днів, максимальний потік сонячної радіації, висоту Сонця на різних широтах;

- визначати час сходу і заходу Сонця та тривалості дня.

Теоретичні відомості

Теплообмін у приземному шарі. Взаємодіючи з атмосферою і земною поверхнею, сонячна радіація трансформується, перетворюючись в інші види енергії. головною з яких є теплова енергія. Цим перетворенням визначається температурний режим підстильної поверхні і атмосфери, тепловий і водний баланс суші, морів і т. д. Кількість радіації, яка доходить до поверхні Землі, залежить від кута падіння сонячних променів і прозорості атмосфери, хмарності, від дня чи ночі. Значна частина сонячної енергії, що надходить на верхню межу атмосфери, відбивається в космічний простір поверхнею хмар і. такті чином, не є ефективною в тепловому балансі земної поверхні. В середньому для Північної півкулі за рік відбита радіація становить 33 %. Деяка частина радіації (приблизно 9 %) розсіюється як самими молекулами повітря, так і домішками, наявними в ньому , наприклад пилом. Ця радіація не зникає як така, а лише змінює свій початковий напрям. Але, оскільки частина розсіяної радіації повертається у світовий простір, вона також виключається з теплообміну земної поверхні Відбиття від хмар разом з дифузним розсіюванням у світовий простір становить, таким чином, 42 %. Третя група втрат радіації пов'язана з її поглинанням водяною парою, озоном і вуглекислим газом. Променева енергія витрачається при цьому на підвищення температури поглинаючих її газів і. таким чином, виключається з радіаційного балансу. Водяна пара поглинає приблизно 20 % інфрачервоної частини спектра, озон - більшу частину ультрафіолетового проміння. Решта променів досягає поверхні Землі або у формі прямої, або ж розсіяної радіації. Розсіяна радіація зумовлена, з одного боку, молекулами атмосферних газів (це й надає небу блакитного кольору), з другого - твердими частинками, що надає небу білуватого або сіруватого відтінку, особливо над великими містами. Пряма і розсіяна радіація разом являють собою сумарну радіацію, яка і є основною частиною теплового балансу Землі і атмосфери.

Сонячну радіацію супроводжує випромінювання Землі, більш ефективне в довгохвильовій частині спектра. Порівняно зі значною кількістю енергії, яку приносить короткохвильова. Радіаційний баланс земної поверхні в літній полудень характеризується значними позитивними величинами. Частина тепла, що надійшла на земну поверхню, шляхом молекулярної теплопровідності передається в більш глибокі шари грунту. Більша частина витрачається на нагрівання приземного шару повітря і, таким чином, опосередковано на нагрівання атмосфери. На радіацію в холодне півріччя істотно впливає альбедо підстильної поверхні, що змінюється залежно від сталості снігового покриву. Якшо сніговий покрив лежить цілий місяць, сумарна радіація зростає на 27 % (порівняно з умовами безсніжної зими при однаковій хмарності). Вночі, коли сонячна радіація відсутня, тепловий баланс знаходиться під переважаючим впливом довгохвильового випромішовання Землі

Короткохвильовий радіаційний обмін вночі повністю відсутній. Земне випромінювання, яке визначається законом Стефана-Больцмана εσТ⁴, більшою частиною компенсується зустрічним випромінюванням атмосфери. Ефективне випромінювання разом із втратами тепла за рахунок випаровування зрювлюють нічне охолодження Особливо сильний радіальний потік земного довгохвильового випромінювання спостерігається погодної безхмарної ночі. Зниження температури поверхні грунту послаблюється за рахунок тепла більш глибоких її шарів, які нагрілися вдень, а також внаслідок процесу теплопровідності, конвекції і радіаційної псевдотеплопровідності в шарі повітря, що прилягає до поверхні землі.

Координати Сонця. Положення Сонця на небесному зводі визначається висотою h або зенітною відстанню z = 90⁰ - h та азимутом А, який відраховують від точки півдня за годинниковою стрілкою.

Висота та азимут Сонця розраховуються за формулами:

(2.1)

(2.2)

де φ - широта місця;

δ - схилення Сонця (таблиця Б.1 додатка Б);

- годинний кут Сонця.

Будучи вираженим в одиницях часу, годинний кут Сонця становить

собою дійсний сонячний час, який відраховується від полудня. Оскільки:

(2.3)

Висота Сонця в дійсний полудень ( = 2 год.) може бути розрахована за формулою:

h_ПД = 90˚- φ + δ (2.4)

За формулою (2.1) розраховується висота Сонця її на заданій широті φ в будь-який день та момент часу або навпаки, за заданою висотою h визначається значення на даній широті в даний день.

Для полегшення розрахунків за формулою (1.1) складені таблиці добутків sinφ sinδ та cosφ cosδ (табл. Б.2, Б.3 додаток Б) .

Освітлюваність. Екологічне значення освітлюваності характеризується трьома аспектами: тривалістю, інтенсивністю і характером (тобто довжиною хвилі світлового потоку). Інтенсивність і характер освітлюваності піддані сильній мінливості під впливом місцевих факторів і відбиваються, в основному, на мезо- і мікрокліматі. Зупинимося лише на тривалості дії світла. Відомо, що вісь Землі нахилена до площини екліптики під кутом 66⁰33' Цей нахил зумовлює неоднаковість тривалості дня і ночі. Якщо взяти, для прикладу, 50⁰ північної широти, яка знаходиться недалеко від Львова, то тривалість дня тут розподіляється таким чином: січень – 9,5 години, лютий - 10,5, березень - 11,9, квітень - 13,2, травень - 14,3, червень - 18,8 години, а ночі відповідно – 14,7, 13,7, 12,4, 11,1, 9,9, 8,8 години. У періоди рівнодення. 21 березня і 23 вересня, день і ніч на всій Землі мають однакову тривалість.

Важливу роль тут відіграє падіння сонячною проміння, поглинання якого атмосферою тим більше, чим менший кут

Визначення часу сходу і заходу Сонця та тривалості дня. В точках сходу і заходу Сонця h = 0 (висота центра Сонця). Тоді годинний кут і азимут Сонця виражається формулами:

cos (2.5)

cosA (2.6)

які дають можливість визначати час і азимут сходу і заходу Сонця, а також тривалість дня.

Пряма сонячна радіація. Потоком прямої сонячної радіації S в актинометрії називають кількість променистої енергії, що припадає в одиницю часу на одиницю поверхні, розташованої перпендикулярно до падаючого променя. У системі одиниць СІ, де одиницею енергії є Джоуль, одиницею довжини метр, а одиницею часу - секунда, потік радіації виражається в Дж/м² ∙с або у Вт/м², в практичних одиницях - в кал/см²∙хв., співвідношення між якими

1 кал/см²∙ хв = 697,8 Вт/м².

Потік променистої енергії Сонця, що надходить на одиницю горизонтальної поверхні, виражається формулою:

(2.7)

де h - висота Сонця.

Вираз для потоку прямої сонячної радіації на поверхню будь-якої експозиції, тобто будь-якої орієнтації і будь-якого нахилу, має вигляд

S₁ = S [sinh cosβ + cosh sinβ cos(A-a)], (2.8)

де β - кут нахилу даної поверхні до горизонту;

а - азимут поверхні, що опромінюється, тобто кут між площиною меридіана і вертикальною площиною, що проходить через нормаль до даної поверхні;

А - азимут Сонця.

Ослаблення сонячної радіації в атмосфері. Загальне ослаблення прямої сонячної радіації в атмосфері виражається формулою Буге–Ламберта:

S = S_o p^m (2.9)

де S - потік прямої сонячної радіації, що досягає землі, Вт/м²:

S_о - потік прямої сонячної радіації на верхній межі атмосфери Вт/м²:

р - коефіцієнт прозорості атмосфери;

m - маса атмосфери.

Значення потоку прямої сонячної радіації S_о на верхній межі атмосфери для будь-якого дня, тобто для будь-якої відстані між Сонцем і Землею, наведені в таблиці Б.5 (додаток Б).

Логарифмуючи формулу (1.9), одержують вираз для обчислення коефіцієнта прозорості атмосфери:

lgp = (2.10)

Для абсолютно чистої і сухої (ідеальної) атмосфери коефіцієнт прозорості визначається за формулою

q = 0,907^0.018 (2.11)

Коефіцієнт прозорості р має різні значення для електромагнітних хвиль різної довжини, залежить від вмісту в атмосфері водяної пари і аерозолів і, крім того, величини маси атмосфери m.

Більш чуттєвою і майже не залежною від маси атмосфери характеристикою прозорості є коефіцієнт ослаблення с, що входить у формулу Кастрова;

(2.12)

Масу атмосфери можна обчислити за наближеною формулою:

(2.13)

У таблиці Б.6 (додаток Б) наведені значення m при різних висотах Сонця. Помутніння атмосфери характеризується фактором мутності Т, що обчислюється за формулою

(2.14)

Фактор мутності дає можливість порівнювати помутніння атмосфери в різні дні та за різних кліматичних умов.

Фактор мутності ще виражають, як рівняння Т = 1 + W + d, де W та d - величини, що характеризують ослаблення радіації водяною парою і пилом, або “волога” (W) і "суха" (d ) складові фактора мутності.

Сумарна радіація. Сумарна радіація визначається, як сума прямої радіації, яка надходить на горизонтальну поверхню, і розсіяної:

(2.15)

Відбиття сонячної радіації. Відношення потоку короткохвильової радіації R_к, відбитого даною поверхнею, до сумарної радіації Q, що падає на цю поверхню, називається альбедо даної поверхні. Звичайно величину альбедо виражають у відсотках:

(2.16)

У таблиці Б.7 (додаток Б) подані значення альбедо різних природних поверхонь. Альбедо водяної поверхні залежить від кута падіння сонячних променів і, отже, від висоти Сонця. Залежність альбедо водяної поверхні від висоти Сонця подана в таблиці Б.8 додатка Б.

Величина (1-А) являє собою коефіцієнт поглинання даної поверхні, що показує, яка частина падаючої на цю поверхню короткохвильової радіації поглинається нею.

Задачі для самостійного розв'язання

2.1 Знайти найбільшу висоту Сонця в дні літнього і зимового сонцестоянь на широтах 64 і 30⁰.

2.2 Знайти полуденні висоти Сонця в дні літнього і зимового сонцестоянь на широтах 56⁰16' і 41⁰43'.

2.3 На якій висоті знаходиться Сонце в полудень 12 травня на широтах 45 і 55⁰?

2.4 При будівництві оранжереї скляне покриття встановили з таким розрахунком, щоб в середині квітня в полудень сонячні промені падали на нього під прямим кутом. Під яким кутом до горизонту встановлено покриття оранжереї, якщо широта місця 55⁰?

2.5 На широті 48⁰ потрібно виміряти сонячну радіацію при висотах Сонця 15. 25. 45 і 50⁰. Розрахувати терміни спостережень для 31 липня за середнім сонячним часом.

2.6 Яка тривалість дня на широтах 52 і 82⁰ 1 вересня і 1 липня?

2.7 Знайти тривалість дня на широтах 40 і 50⁰ 15 січня і 15 липня.

2.8 Знайти тривалість найкоротшого і найдовшого днів на широтах 56 і 76⁰.

2.9 Місцевість обмежена будівлями, які складають закритість горизонту, що дорівнює 7⁰. Скільки часу Сонце освітлює цю площадку 25 жовтня і 25 квітня, якщо широта місця 39⁰15'?

2.10 Знайти тривалість найкоротшого і найдовшого днів на широтах 55,45 і 40⁰.

2.11 Як зорієнтована вертикальна стіна, на яку 1 травня в момент сходу сонячний промінь на широті 50⁰ падає перпендикулярно?

2.12 Місцевість з одного боку обмежена лісом, із другого - чагарниками Ліс складає закритість горизонту 15⁰ зі східної сторони, а чагарник - 3⁰ із західної. Коли починається і коли закінчується освітлення місцевості сонячними променями 1 червня і 1 січня на широті 50⁰?

2.13 Знайти можливу тривалість сонячного сяйва на місцевості, вказаній у попередній задачі, в ті ж дні. Наскільки пізніше сходу Сонця починається освітлення місцевості?

2.14 Як можна розмістити поверхню на широті 45⁰, щоб у полудень сонячні промені падали на неї перпендикулярно?

2.15 Скляне покриття оранжереї, побудованої на широті 35⁰, спускається двома скатами на схід і захід під кутом 30⁰ до горизонту. О котрій годині 15 квітня сонячні промені падають на стелю перпендикулярно?

2.16 Знайти можливу тривалість сонячного сяйва в найдовший і найкоротший дні на широтах 29, 59 і 79⁰.

2.17 Знайти час сходу і заходу Сонця і його висоту в середині кожної години літнього і зимового сонцестоянь на широті 42 і 82⁰. Побудувати графік добового ходу висоти Сонця.

2.18 Знайти полуденні висоти Сонця на 15-те число кожною місяця і побудувати графік їх річного ходу для 45 і 60 і 80⁰.

2.19 Знайти найбільшу висоту Сонця в дні літнього і зимового сонцестоянь в Черкасах. Києві. Сімферополі і Львові.

2.20 Яка тривалість дня в Житомирі, Донецьку. Керчі 1 січня. 1 березня, 1 червня, 1 вересня?

Приклади виконання типових задач

2.1 Обчислити теоретичну добову суму тепла на перпендикулярну поверхню 6 березня на широті 60⁰.

Розв'язання. За табл. Б.1 визначаємо схилення Сонця 6 березня δ = -5,8⁰. З таблиці Б.5 знаходимо значення потоку сонячної радіації 6 березня: S_o = 1408 Вт/м².

Обчислюємо тривалість дня:

або = 5 год 19 хв.

Тривалість дня 2 =10 год 38 хв. = 38280 с.

Теоретична сума тепла за добу на перпендикулярну до променів поверхню становитиме:

Q = 1408 ∙ 38280 = 5,4 кДж/м².

2.2 Потік сонячної радіації становить 784 Вт/м², розсіяної - 441 Вт/м². Скільки тепла поглинає поверхня піску? Спостереження проводилися при висоті Сонця h = 40⁰.

Розв'язання. Потік на горизонтальну поверхню:

Вт/м².

Сумарна радіація:

Q = S '+ D = 504 + 441 = 945 Вт/м²,

У табл. Б.7 для піску знаходимо А = 35 %. Коефіцієнт поглинання 1 - А = 65 %.

Поглинена радіація:

В_k = Q∙(1-A) = 945∙0,65 = 614 Вт/м².

Контрольні запитання

1 Промениста енергія Сонця.

2 Інтенсивність сонячної радіації. Сонячна стала.

3 Ослаблення сонячної радіації в атмосфері. Фактор мутності.

4 Пряма сонячна радіація. Інтенсивність прямої сонячної радіації.

5 Добовий та річний хід інтенсивності прямої сонячної радіації.

6 Розсіяна радіація. Інтенсивність розсіяної радіації.

6 Сумарна радіація. Відбиття сонячної радіації. Альбедо.

7 Довгохвильове випромінювання Землі та атмосфери.

8 Радіаційний баланс діючої поверхні.

9 Радіаційний баланс системи земля – атмосфера.

Рекомендована література: [1] с.5-24; [2], с.160-267; [4] с.50-65; [5] с.23-44; [6] с. 76-103; [15-31];

Практичне заняття 3. Температура повітря

Зміст: Температура як екологічний фактор. Розподіл температури повітря по вертикалі. Сухоадіабатичні процеси в атмосфері. Рівень конвекції. Потенціальна температура. Умови вертикальної стійкості атмосфери для сухого або ненасиченого вологого повітря.

За результатами практичного заняття студент повинен знати:

• значення температури повітря як екологічний фактора;

• розподіл температури повітря по вертикалі;

• умови стійкості сухого повітря;

• сухоадіабатичні процеси в атмосфері.

Повинен вміти: використовувати знання з фізики атмосфери для визначення стратифікації атмосфери за характером зміни температури з висотою і надавати характеристику стану атмосфери.

Теоретичні відомості

Температура як екологічний фактор. Сонячна енергія не лише забезпечує рослини світлом, але й створює такі температурні умови, які необхідні для їх життєдіяльності. Як світловий, так і температурний режими змінюються на Землі протягом року, доби. Вони залежать від широти місцевості, висоти над рівнем моря, а також місцевих факторів, характеру вітрів, близькості теплих чи холодних течій, льодовиків, кольору грунтів тощо. Причому нагрівання Землі відбувається тим швидше, чим прозоріша атмосфера в момент освітлення і чим вище стоїть Сонце над горизонтом. Характер зміни температури повітря з висотою дає змогу визначити стратифікацію атмосфери і, відповідно, умови розсіювання шкідливих домішок. З висотою температура повітря в тропосфері звичайно знижується в середньому на 6 ⁰С на кожний кілометр, але в окремих випадках вертикальні градієнти температури відхиляються від середніх. Для характеристики стану атмосфери важливе значення мають шари високої стійкості, тобто шари з дуже малими, а особливо ізотермічними і інверсійними градієнтами температури. Вони є перешкодою для розвитку в атмосфері вертикальних рухів і тому одержали назву затримуючих шарів. Крім того, ізотермії й інверсії супроводжуються звичайно деякими особливостями в ході інших фізичних характеристик стану атмосфери. Так, у шарах інверсій часто спостерігається розрив вітру – різка зміна швидкості і напрямку; інверсії позначаються на розподілі водяної пари і зміні відносної вологості. На нижній границі інверсії, як на поверхні розділу між середовищами різної щільності і різних швидкостей руху, виникають хвильові рухи. Ці хвильові рухи, в свою чергу, мають значення для умов погоди і стану атмосфери поблизу них. Між інверсійними й ізотермічними шарами, а також шарами близькими до ізотермічного (γ ≈ 0,1-0,2 /100 м), немає принципової відмінності стосовно умов утворення і їхнього термодинамічного значення. Інверсії часто переходять у ізотермії і, навпаки, із шарів з малими вертикальними градієнтами температури розвішаються інверсії або ізотермії і т. ін. Виникнення одних або інших шарів пов'язано з інтенсивністю деяких процесів, що відбуваються в атмосфері, і наявних температурних контрастів.

Розподіл температури повітря по вертикалі. Значення температури повіїря на різних висотах, отриманих за допомогою радіозондів, дають змогу обчислити вертикальний температурний градієнт, а також визначити наявність шару інверсії або ізотермії, які є затримуючими щодо розсіювання забруднюючих речовин в атмосфері.

Вертикальний температурний градієнт у розраховується за формулою:

γ = - (3.1)

де Δt = t₂-t₁, - різниця температур повітря між верхнім z_2: і нижнім z₁ рівнями, ⁰С;

Δ z = z₂ - z₁, - різниця висот, м.

Сухоадіабатичні процеси в атмосфері. Вирішальну роль у поширенні тепла в атмосфері відіграє вертикальний обмін - висхідні і низхідні рухи повітря. Для виникнення в атмосфері вертикальних рухів, звичайно, є багато причин. Наприклад, деяка частина повітря нагрівається від підстильної поверхні, стає легшою за оточуюче її повітря, піднімається вверх і передає тепло вищим шарам шляхом молекулярної теплопровідності, турбулентної дифузії і теплового випромінювання. Таким чином, тепло може переноситися на значну висоту. Часто вертикальний рух в атмосфері виявляться настільки швидким, що теплообмін між частішою повітря, що піднімається, і навколишнім повітрям можна знехтувати. Це - адіабатичний процес. Адіабатичний процес, що проходить в сухому або вологоненасиченому повітрі, називається сухоадіабатичним процесом. Потрапляючи у верхні шари атмосфери, нагріте повітря при зменшенні зовнішнього атмосферного тиску розширюється і тим самим виконує роботу, на яку витрачає частину внутрішньої енергії. В результаті цього температура повітря, що піднімається, знижується. І, навпаки, при опусканні його температура підвищується. Зміна температури повітря, що піднімається або опускається, в цьому випадку виражається сухоадіабатичним градієнтом температури γ_а, який дорівнює 0,98⁰ /100 м.

Залежність між змінами температури і тиску при сухоадіабатичних процесах в атмосфері виражається рівнянням Пуассона:

(3.2)

де р і Т - тиск і абсолютна температура маси повітря при діабатичній зміні її стану;

р₀ і Т₀ - початкові значення тиску і температури.

Якщо відома початкова температура сухої чи ненасиченої вологою маси повітря, що піднімається, то можна обчислити її температуру на будь-якій висоті z за формулою використовуючи сухо адіабатичним градієнтом температури γ_а:

(3.3)

де z - висота, м;

Т₀ - початкова температура повітря, що піднімається, К.

Т_z - температура повітря на висоті z, К;

γ_а - сухоадіабатичний градієнт, дорівнює 1⁰/100 м.

Рівень конвекції. Розподіл температури з висотою в приземному шарі має велике значення для розвитку термічної конвекції. Висота, на якій висхідні рухи повітря призупиняються, називається рівнем конвекції. Цей рівень залежить від початкової різниці температур повітряної маси, що піднімається, і навколишнього середовища і від вертикального градієнта температур.

Рівень конвекції при відсутності конденсації визначається за формулою:

(3.4)

де z - рівень конвекції, м;

t - температура частинки на вихідному рівні ⁰С;

t' - температура навколишнього повітря на тому ж рівні, ⁰С;

γ_а - сухоадіабатичний градієнт температури. 1⁰/100 м;

γ - вертикальний градієнт температури, 1⁰/100 м.

Рівень конвекції можна визначити графічно. Для цього на одному графіку будують криву стратифікації і суху адіабату. Висота точки перетину зазначених ліній відповідає висоті рівня конвекції.

Потенціальна температура. При адіабатичних переміщеннях повітряної маси її температура буде змінюватися залежно від того тиску, під який вона потрапляє. Для того, щоб мати можливість порівнювати термічний стан повітряних мас. що знаходяться під різним тиском, користуються поняттям потенціальної температури.

Потенціальною температурою називається температура, що прийме сухе повітря, якщо його адіабатично привести до стандартного тиску 1000 гПа. Значення Θ можна одержати з формули Пуассона за умов Т = та р = 1000 гПа:

(3.5)

або

(3.6)

Використовуючи це рівняння, легко знайти потенціальну температуру для будь-яких значень фактичних р і Т.

Значення потенціальної температури можна розрахувати і за формулою:

(3.7)

де z - висота даної маси повітря над рівнем, де спостерігається тиск 1000 гПа.

При адіабатичних вертикальних переміщеннях сухого повітря його потенціальна температура не змінюється, в той час як абсолютна температура Т, або підвищується (при опусканні), або знижується (при підйомі). Тому є більш стійкою термічною характеристикою повітряних мас, ніж Т. Вертикальну стійкість атмосфери можна визначити за значенням вертикального температурного градієнта або за зміною з висотою потенціальної температури. Якщо вертикальний температурний градієнт більший за сухо адіабатичний, то стан атмосфери сухонестійкий, якщо менший – сухостійкий, коли вертикальний температурний градієнт дорівнює сухоадіабатичному, стан атмосфери байдужий. Стійкість атмосфери можна виразити й через потенціальну температуру. Зменшення потенціальної температури з висотою свідчить про сухонестійкий стан атмосфери, збільшення - про сухостійкий, якщо же потенціальна температура з висотою не змінюється, то стан атмосфери байдужий. Звичайно потенціальна температура зростає з висотою. Стратифікацію атмосфери можна визначити графічно за розташуванням кривої стратифікації щодо сухої адіабати (рис. 3.1).

Якщо крива стратифікації розташована праворуч від сухої адіабати, то стан атмосфери сухостій кий. якщо ліворуч - сухо нестійкий. Якщо крива стратифікації збігається із сухою адіабатою, то стан атмосфери байдужий.

Рисунок 3.1 - Умова стійкості сухого повітря

Задачі для самостійного розв'язання

3.1 Побудувати криву стратифікації й обчислити значення вертикального температурного градієнта в кожному шарі за даними табл. 3.2. Визначити висоту тропопаузи, шари інверсії та ізотермії. Охарактеризувати вертикальну стійкість атмосфери.

3.2 Побудувати криву стратифікації за результатами радіозондування 15 грудня у Харкові (табл. 3.3). Обчислити вертикальний температурний градієнт у кожному шарі. Визначити наявність і висоту шарів інверсії та ізотермії і висоту тропопаузи. Охарактеризувати вертикальну стійкість атмосфери.

Таблиця 3.2 - Результати радіозондування атмосфери

Висота, м	Температура, 0С	Висота, м	Температура, 0С
150	-9.2	7 511	-45,7
603	-11,0	8 722	-53,9
1 852	-7,7	9 668	-59,0
3 043	-12,7	10 730	-62,2
3 850	-19,3	12 010	-60,0
4 774	-25,9	13 121	-60,0
5 690	-30,0	15 171	-59,0
5 367	-36,0	18 064	-59,0

Таблиця 3.3 - Результати радіозондування атмосфери

Висота, м	Температура, 0С	Висота, м	Температура, 0С
150	-22,3	6 135	-38,0
474	-18,0	7 287	-45,0
1 679	-18,0	8 465	-51,3
2 840	-20,0	9 405	-51,3
3 673	-24,0	10 535	-50,0
4 597	-28,0	11 838	-50,0

3.3 Побудувати криві розподілу середньої температури по висоті для травня, червня і вересня на ст. "Мирний". Середні температури на різних висотах подані в табл. 3.4.

Таблиця 3.4 - Середні температури на різних висотах

Висо-та, км	Температура, 0С			Висота, км	Температура, 0С
	травень	червень	вере-сень		травень	червень	вере-сень
0	-17,0	-18,4	-15,0	8	-54,5	-57.5	-56,4
1	-17,0	-19,5	-17,0	9	-57,2	-61,4	-60,2
2	-20,5	-22,2	-20,5	9	-58,5	-64,2	-63,0
3	-25,0	-26,3	-25,5	10	-59,5	-66,7	-65,0
4	-30,5	-32,0	-31,5	11	-59,2	-67,3	-64,0
5	-36,3	-37,7	-38,0	12	-59,2	-67,8	-63,0
6	-43,2	-44,6	-44,0	1З	-59,0	-68,4	-62,0
7	-49,2	-51,2	-50,0	14	-59,0	-67,0	-

3.4 За даними табл. 3.5 побудувати криві стратифікації для 10 березня, 20 квітня і 15 травня. Визначити шари інверсії та ізотермії. Охарактеризувати стан атмосфери.

Таблиця 3.5

Висота, км	Температура, 0С
	10,03	20,04	10,05
0	0,8	9,8	16,1
1	-3,0	4,0	6,6
2	-8,9	0,6	-2,7
3	-15,4	-3,8	-6,5
4	-20,4	-9,5	-11,4
5	-25,3	-15,8	-16,5
6	-31,0	-28,3	-22,6
7	-38,0	-30,5	-18,8
8	-45,0	-39,0	-28,8
9	-52,4	-46,2	-34,4
10	-55,0	-52,9	-41,0
11	-54,6	-58,0	-46,0
12	-52,9	-53,8	-50,4
13	-50,7	-53,8	-46,8
14	-49,5	-52,0	-52,0
15	-51,1	-51,1	-51,1
16	-51,6

3.5 За наведеними у табл. 3.6 результатами обробки радіозонда побудувати криву стратифікації. Обчислити вертикальні температурні градієнти через кожен кілометр висоти. Визначити стан атмосфери та затримуючі шари.

Таблиця 3.6 - Результати обробки радіозонда

Висота, км	Температура, 0С	Висота, км	Температура, 0С
0,03	18,2	9,0	-44,4
0,5	14,2	10,0	-53,2
1,0	8,6	11,0	-54,8
2,0	2,0	12,0	-51,8
3,0	-1,8	13,0	-49,8
4,0	-7,5	14,0	-49,8
5,0	-14,9	15,0	-49,3
6,0	-21,2	16,0	-48,4
7,0	-28,6	16,4	-48,1
8,0	-36,7	16,6	-48,0

3.6 На високогірній (h = 3656 м) метеорологічній станції Казбек, відзначалася температура повітря 265,5 К. Якою виявилася б температура цього повітря, якби воно адіабатично опустилося до рівня моря?

3.7 Ненасичене водяною парою повітря, що мало біля поверхні землі температуру 12,8 ⁰С. сухоадіабатично піднімається до висоти 500 м. Обчислити і визначити графічно, наскільки його температура відрізняється від температури навколишнього повітря при вертикальному температурному градієнті 1,2⁰ /100 м.

3.8 Ненасичене водяною парою повітря, що однімається по схилу гірського хребта, у підніжжя гори мало температуру -3,4 ⁰С. Обчислити і визначити графічно, наскільки буде відрізнятися температура цього повітря від навколишнього на висоті 400 м. якщо до висоти 200 м відзначався шар приземної інверсії з вертикальним температурним градієнтом -0,5⁰/100 м, а вище - ізотермія.

3.9 На вершині гірського перевалу температура ненасиченого водяною парою повітря дорівнює 268,0 К при атмосферному тиску 920 гПа. Яка буде температура цього повітря, якщо воно адіабатично опуститься до рівня моря, де атмосферний тиск становить 990 гПа? Визначити вертикальну стійкість атмосфери.

3.10 Біля підніжжя гірського хребта температура 280,0 К. Наскільки градусів понизиться температура цього повітря, якщо воно сухоадіабатично підніметься до рівня, де атмосферний тиск удвічі менший, ніж біля підніжжя?

3.11 Температура ненасиченої водяною парою маси повітря становить 293,0 К при атмосферному тиску 980 гПа. Як зміниться температура цієї маси, якщо тиск сухоадіабатично понизиться на 1000 Па? Визначити вертикальну стійкість атмосфери.

3.12 Побудувати суху адіабату до висоти 300 м за формулою:

за умови, що біля поверхні землі температура 293,0 К (масштаб: 1 см = 0,1⁰, 1 см = 10 м). Який кут становить суха адіабата з осями координат?

3.13 На рівні моря температура 20,0 ⁰С, тиск 1025 гПа. а на висоті 2 км температура 10,0 ⁰С. Визначити середню зміну потенціальної температури з висотою в двокілометровому шарі атмосфери. Яке в ньому співвідношення між вертикальним градієнтом температури і сухо адіабатичним градієнтом? Охарактеризувати стан атмосфери.

3.14 2 липня у Харкові радіозонд досяг висоти 38,5 км. Біля поверхні землі відзначався атмосферний тиск 996 гПа при температурі 22,0 ⁰С. на максимальній висоті підйому тиск становив 60 гПа при температурі -49,0 ⁰С. Визначити потенціальну температуру біля поверхні землі і на висоті 38,5 км й вертикальну стійкість атмосфери.

Приклади виконання типових задач

3.1 В табл. 3.1 наведені значення температури на різних висотах над Харковом, отримані в результаті обробки даних підйому радіозонда за 15 грудня. Визначити висоту шару інверсії та висоту тропопаузи.

Розв'язання. Обчислюємо різницю між сусідніми висотами z і різницю температур на цих висотах ∆t. При обчисленні слід пам'ятати, що вертикальний температурний градієнт вважається позитивним при зниженні температури з висотою і негативним - при підвищенні. Результати обчислень заносимо до таблиці. За значеннями вертикального температурного градієнта знаходимо, що інверсія спостерігалася в шарі 685-1967 м. Тропопауза відзначалася на висоті 11500 м.

Таблиця 3.1 - Значення температури на різних висотах над Харковом

Висота, м	Темпе-ратура, °С	∆z, м	∆t, 0С	Вертикаль-ний темпера-турний градієнт, 0С/100 м
150	-7,2	535	-3,8	+0,71
685	-11,0	1282	+4,0	-0,31
1967	-7,0	1275	-7,0	+0,61
3 242	-14,0	776	-5,0	+0,65
4 118	-19,0	845	-5,0	+0,59
5 063	-24,0	950	-6,0	+0,63
6 013	-30,0	677	-5,6	+0,82
6 690	-35,6	2205	-10,8	+0,89
7 895	-46,4	1341	-7,8	+0,58
9236	-54,2	1070	-4,8	+0,45
10306	-59,0	1240	-0,5	+0,40
11546	-59,5	1547	+0,7	-0,45
13093	-58,8

3.2 Біля поверхні землі температура дорівнює 27,0 ⁰С при атмосферному тиску 1020 гПа. На деякій висоті температура становить 10,0 ⁰С, а атмосферний тиск 950 гПа. Яка термічна стратифікація атмосфери?

Розв'язання. Потенціальна температура біля поверхні землі:

= 298,3 К.

Потенціальна температура на рівні, де р = 950 гПа:

= 287,2 К.

Оскільки , стратифікація атмосфери нестійка.

Контрольні запитання

1 Процеси нагрівання та охолодження атмосферного повітря (механізм нагрівання й охолодження атмосферного повітря).

2 Одиниці виміру температури.

3 Яка роль земної поверхні в нагріванні та охолодженні повітря?

4 Добовий хід температури повітря. Які фактори визначають величину добової амплітуди?

5 Річний хід температури повітря. Опишіть чотири типи річного ходу температури повітря.

6 Охарактеризуйте географічний розподіл температури в приземному шарі повітря.

7 Що таке вертикальний температурний градієнт. Як визначається його величина і знак?

8 Як впливає рослинний покрив на температуру повітря?

Рекомендована література: [1], с. 25-38; [2] с.267-310; [4] с. 50-65; [5], с. 44-60. [6], с. 76-103; [11], с. 31-47.