Как измеряется температура воздуха с высотой
Как меняется температура с высотой? Сейчас разберемся…
Дело в том, что иногда при увеличении высоты температура не уменьшается, а, наоборот, увеличивается. Это явление называется температурной инверсией. Оно часто происходит ясными безветренными ночами, когда поверхность Земли интенсивно излучает тепло и охлаждается, заодно охлаждая и приземный слой воздуха. Днем инверсия обычно исчезает, однако зимой в умеренных и полярных широтах приземный слой холодного воздуха может не успеть прогреться за короткий световой день, в результате чего инверсия сохраняется в течение нескольких суток.
Инверсию можно наглядно видеть, наблюдая за дымом из трубы. Обычно в безветренную погоду дым поднимается вертикально (так как он, хотя и остывает в процессе подъема, всегда остается теплее, а значит, легче окружающего воздуха, температура которого тоже уменьшается с высотой) и постепенно рассеивается. В случае же инверсии дым, поднимаясь через приземный слой холодного воздуха, охлаждается до такой степени,что становится холоднее, а следовательно, и тяжелее, вышележащего слоя. В результате дым перестает подниматься и начинает распространяться горизонтально. Если же в одном месте много источников дыма и прочих выбросов – например, дело происходит в городе, в котором много заводов и автомобилей, – то все загрязняющие вещества накапливаются в приземном холодном слое, что создает серьезные проблемы с качеством воздуха. Такая ситуация часто складывается, например, в Красноярске, где это явление даже имеет особое название – «черное небо».
Впрочем, основное правило всё же таково: чем выше мы находимся, тем холоднее вокруг. И тут можно решить, что при подъеме в горы климат будет меняться так же, как если бы мы двигались к полюсам (в нашем полушарии – в сторону севера). Однако, если бы мы действительно шли от экватора к полюсу, климат обретал бы всё более выраженную сезонность – чем дальше на север тем больше становится разница между летом и зимой. В горах же, хоть и холодает с высотой, но колебания температур как бы повторяют те, что царят у подножия гор. К примеру, в Экваториальных Андах на высоте 2,5-3 км круглый год стоит температура +13- +15 °С, примерно как в Москве во второй половине мая. Наверное, тебе покажется, что жить без зимы и без лета немного скучновато, но, согласись, что такой климат лучше, чем вечные +26…+28 °С у подножия. (Конечно, для пляжа это идеальная погода, но ведь и в школу тоже ходить придется!) Возможно, именно поэтому столицы Колумбии и Эквадора – стран, в которых расположены Экваториальные Анды, – и находятся в поясе «вечной весны».
А что же на других планетах? Космонавт, решивший заняться там альпинизмом, увидит всё ту же картину – чем выше в горы, тем холоднее. Правда, например на Марсе температура уменьшается в среднем на 2,5 °С на каждый километр высоты, то есть не так сильно, как у нас на Земле. Это объясняется тем, что марсианская атмосфера менее прозрачна, в ней всегда много пыли, поэтому солнечное тепло лучше прогревает газовую оболочку Марса. Однако для штурма высочайшей горы Марса, Олимпа, придется утеплиться: ее высота – 26 км, а значит, на вершине должно быть на 65 °С холоднее, чем внизу.
Становится холоднее при движении вверх и на Венере. Если у поверхности там царит просто адская жара – около +470 °С, то на высоте 50-55 км температура опускается до вполне комфортных +20 °С. Кстати, и атмосферное давление на этой высоте почти равно земному. Может быть, в будущем можно устроить там города, висящие на огромных дирижаблях? Но есть маленькая проблема: атмосфера Венеры почти полностью состоит из углекислого газа, и там бывает дождливо, при этом из туч льется не вода, а… концентрированная серная кислота.
Определение термина и общие сведения
Показателем степени нагревания воздуха является его температура. Характер ее изменения и распределения в слоях атмосферы называется тепловым режимом. Основной фактор, определяющий его параметры, — теплообмен между разными слоями атмосферы и окружающей средой. Верхние слои нагреваются за счет солнечной радиации довольно слабо. Основным источником повышения температуры приповерхностных воздушных слоев служит тепло, получаемое при попадании солнечных лучей в литосферу и гидросферу.
Влияние широты
В разных широтах воздушные массы нагреваются неодинаково. Значение температуры определяется углом падения солнечных лучей на земную поверхность в исследуемой зоне. Чем более отвесно они падают, тем сильней прогревают нижние слои атмосферы. Как температура воздуха зависит от географической широты:
Таким образом, чем выше широта, тем ниже температура. Угол падения солнечных лучей в определенной местности можно найти так: отнять от 90° значение широты, на которой она расположена. Температурный режим зависит от расстояния между точкой измерения и уровнем моря. Поэтому верно утверждение: с высотой температура воздуха изменяется, уменьшаясь на один градус при подъеме на один километр. Эта взаимосвязь определяется двумя причинами:
Земля вращается вокруг Солнца, поэтому в течение разных промежутков времени (сутки, месяц, год) ее поверхность освещается под разными углами. Помимо солнечной радиации, большое влияние на температурные значения оказывает география перемещений воздушных масс. Например, от холодного арктического воздуха температура будет понижаться, а от теплого с Гольфстрима — повышаться.
Подстилающая поверхность
Важным фактором при понимании, от чего зависит температура воздуха, является понятие подстилающей поверхности. Это один из внутренних климатообразующих факторов, включающий в себя соотношение океана и суши на местности, ее рельеф, структуру деятельного слоя климатической зоны. Он влияет на эффективность излучения с поверхности и количество тепла, затраченного на испарение.
Кроме того, вид поверхности играет важную роль в формировании и перемещении воздушных масс. Температура воздуха изменяется неодинаково над водной поверхностью и над сушей.
Способы и единицы измерения
Единица измерения температуры в СИ (общепринятая международная система единиц измерения) — Кельвин. Начало шкалы Кельвина совпадает с абсолютным нулем — точкой прекращения всех термодинамических процессов, которая считается недостижимой. Замерзание воды по этой шкале начинается при +273°К.
Самое широкое распространение получили температурные измерения по шкале Цельсия. Отсчетными точками для нее были взяты температуры таяния льда (0 °C) и кипения воды (100 °C). В США чаще всего пользуются шкалой Фаренгейта. Нормальная температура человеческого тела соответствует по ней 96°F, а «огненным» значением, необходимым для возгорания бумаги, называется известный роман-антиутопия Рэя Бредбери «251 градус по Фаренгейту».
Измеряться температурные данные могут разного типа термометрами. Для бытовых измерений используются жидкостные стеклянные термометры, в которых рабочей жидкостью может быть спирт или ртуть. Для точных метеорологических измерений термометр помещается в специальную будку, расположенную на высоте двух метров над землей. Прибор обязательно должен находиться в тени, иначе он будет измерять температуру солнечных лучей, а не воздуха.
Для непрерывного измерения и регистрации степени нагрева воздушных масс метеорологами используются термографы, основной элемент которого — биметаллический термометр.
Средние значения и амплитуда температур
Одна из характеристик климата географической точки — среднесуточная температура. Ее можно определить как среднее арифметическое от замеров, сделанных 4 раза за сутки:
Среднегодовая температура является средним арифметическим от суммы температур всех месяцев года. Соответственно, среднемесячная определяется по сумме ежедневных данных за месяц, разделенной на число дней в месяце.
Температурные колебания в каком-либо регионе характеризуются амплитудой температуры, т. е. разницей между самым высоким и самым низким значением, зафиксированным за определенный промежуток времени. Обычно говорят о суточной, месячной или годичной амплитуде.
В России самые большие амплитуды имеют суточные температурные колебания, происходящие в ясную погоду весной и летом.
Амплитуда колебаний зависит от многих факторов. Прежде всего — это температурные изменения на подстилающей поверхности, чем шире их диапазон, тем больше амплитуда температуры воздуха. Она зависит и от облачности: в ясную погоду колебания сильнее, чем в пасмурную. Сезонные показатели длительного воздействия также отличаются — зимой они меньше, чем летом. С увеличением широты амплитуда температуры воздушных масс идет на убыль, поскольку убывает высота, на которую поднимается солнце к полудню.
Суточная амплитуда неодинакова на разных формах рельефа земной поверхности. На склонах и вершинах холмов и гор она меньше, чем на равнинных территориях. Это объясняется тем, что у выпуклых рельефных форм площадь соприкосновения воздуха и подстилающей поверхности меньше, чем у плоских. Кроме того, на них воздушные массы быстро сменяются на новые.
В оврагах и лощинах форма рельефа вогнутая. Здесь происходит более сильный нагрев воздуха от поверхности и застаивание его в дневные часы. Ночью большие массы холодного воздуха стекают по стенкам вниз. Поэтому в таких местах наблюдается повышенная амплитуда температуры. Но в очень узких ущельях, где приток солнечной радиации небольшой, этот показатель даже меньше, чем в широких долинах.
На материковой широте 20—30° суточная амплитуда, взятая в среднем за год, составляет около двенадцати градусов Цельсия. На широте 60° — примерно 6 °C, а на широте 70° — всего 3 °C.
Имеет значение и почвенный покров: в местности, где он густой и обширный, суточный разброс температур небольшой, а в сухом климате пустынь, полупустынь и степей может достигать 30 °C. Расположение климатической зоны вблизи морей и океанов уменьшает амплитуду.
Суточный ход на суше
Изменения температуры воздуха происходят вместе с изменением температуры подстилающей поверхности с задержкой примерно 15 минут. В течение суток самые низкие показания у термометра наблюдаются в 4−6 часов утра. Так происходит потому, что воздушные массы, нагретые за дневные часы, в ночные постепенно остывают.
Пик процесса понижения приходится как раз на время перед восходом Солнца. С раннего утра солнечные лучи начинают постепенно нагревать воздух, успевший остыть за ночь. Днем солнце достигает зенита, согревая не только воздушные массы, но и поверхность земли. Самое большое значение термометр показывает в 14−16 часов.
К этому времени атмосфера начинает получать тепло и от солнечной энергии, и от нагретой подстилающей поверхности, а температурный показатель достигает своего максимального значения. Потом начинается постепенное остывание и земли, и воздуха. Правильные наблюдения за суточным ходом температуры желательно проводить при ясной погоде.
Закономерности суточного хода лучше прослеживаются в средних значениях при большом числе наблюдений. В виде графиков они представляют собой плавные кривые, сходные с синусоидами. В самых высоких широтах солнце не заходит или не восходит неделями, там регулярного суточного хода температуры нет.
Особенности теплообмена над водными поверхностями
Суточные амплитуды над поверхностью морей и океанов больше значений на самой поверхности. Их диапазон колебаний небольшой — в пределах десятых долей градуса. В нижних слоях атмосферы над океанами колебания достигают 1−1,5 °C, над внутренними морями — до 5 °C. Это происходит потому, что днем солнечная радиация поглощается водяным паром в самых нижних слоях воздуха, а ночью от них исходит длинноволновое тепловое излучение.
Отличия условий прогревания воды и суши обусловлены тем, что теплоемкость твердой поверхности в два раза меньше, чем у водной. Одинаковое количество тепла нагревает сушу в два раза быстрее воды. При охлаждении наблюдается обратный процесс. Кроме того, тепло над водными поверхностями расходуется на испарение воды и на прогревание водных масс на значительную глубину. При этом происходит перемешивание воды в вертикальном направлении.
Все это причины того, что в океанах накапливается намного больше тепла, чем на материках. Вода удерживает его долгое время и расходует равномерней суши. Можно утверждать, что температура воздуха над океанами повышается и понижается значительно медленней, чем на суше.
Годовые и ежемесячные изменения
Изменение температурных показателей по месяцам называют годовым ходом температуры и характеризуют годовой амплитудой, т. е. разностью между средней температурой самого теплого месяца и самого холодного.
Климат называется морским, если для него характерны небольшие годовые колебания температуры. Большая амплитуда определяет континентальный климат. Таким образом, климатические изменения происходят не только от экватора к полюсам, но и вдоль широт при удалении от берегов океанов вглубь материков.
На годовой ход оказывают влияние широта и континентальное месторасположение географических зон. Увеличение высоты над уровнем моря приводит к уменьшению температурных колебаний за год. Определение средней многолетней амплитуды и времени наступления минимальной и максимальной температуры позволяет выделить четыре типа годового хода:
Тема изменения температуры очень важна для определения метеорологических условий в каждой из географических зон земной поверхности. Температурная климатическая норма — это среднее значение, вычисленное за тридцатилетний период. При отслеживании погоды для наглядности применяются такие статистические величины, как отклонения от нормы или аномалии за сутки, месяц, сезон или год.
Как изменяется температура воздуха с высотой?
Солнечные лучи не могут нагреть воздух. Они нагревают земную поверхность. В свою очередь земля «делится» теплом с приближенным к ней слоем воздуха. Именно земная поверхность греет воздух. Логично, что чем выше двигаться вверх от земли, тем холоднее стает температура воздуха. Существует такая закономерность, что при поднятии вверх на 100 метров, температура понижается на 0,6 °C (1 км — 6 °C). Наиболее прогретый нижний слой атмосферы — это тропосфера, только в ней наблюдается плюсовая температура воздуха.
Температура воздуха, безусловно, важный элемент комфортабельности человека. Мне, например, угодить в этом плане очень сложно, зимой я жалуюсь на холод, летом изнываю от жары. Однако этот показатель не статичен, ведь чем выше точка от поверхности Земли, тем там холоднее, но с чем связано подобное положение вещей? Начну с того, что температура — это одно из состояний нашей атмосферы, которая состоит из смеси самых разнообразных газов. Чтобы понять принцип «высотного похолодания», совсем не обязательно углубляться в изучение термодинамических процессов.
Почему изменяется температура воздуха с набором высоты
Еще со времен школьных уроков мне известно, что на вершинах гор и скалистых образований наблюдается снег даже в том случае, если у их подножья достаточно тепло. Это и является главным доказательством того, что на больших высотах может быть очень холодно. Однако не все так категорично и однозначно, дело в том, что при восхождении вверх воздух то остывает, то снова нагревается. Равномерное снижение наблюдается лишь до определенного момента, затем атмосфера в буквальном смысле лихорадит, проходя через следующие этапы:
Температурные колебания в разных слоях
Самое удивительное, что в стратосфере она снижается практически до нуля, поскольку поддается нагреву от ультрафиолетового излучения. В мезосфере тенденция снова идет на снижение, а переход в термосферу сулит рекордный минимум — -225 по Цельсию. Далее происходит снова нагревание воздуха, однако из-за значительной потери в плотности, на этих уровнях атмосферы температура ощущается совсем иначе. По крайней мере, полетам орбитальных искусственных спутников ничто не угрожает.
Температура воздуха на высотах
В первых разделах мы познакомились в общих чертах со структурой атмосферы по вертикали и с изменениями температуры с высотой.
Здесь рассмотрим некоторые интересные особенности режима температуры в тропосфере и в вышележащих сферах.
В теплое время года, когда прилегающий к поверхности земли слой воздуха достаточно нагрет, характерно понижение температуры с высотой. При сильном прогреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° на каждые 100 м поднятия.
Зимой, при сильном охлаждении поверхности земли и приземного слоя воздуха, вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, т. е. возникает инверсия температуры. Наиболее сильные и мощные инверсии наблюдаются в Сибири, особенно в Якутии зимой, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая излучению и последующему охлаждению приземного слоя воздуха. Очень часто инверсия температуры здесь распространяется до высоты 2—3 км, а разность между температурой воздуха у поверхности земли и верхней границы инверсии нередко составляет 20—25°. Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, Канаде и других районах. От величины изменения температуры с высотой (вертикального градиента температуры) в большой степени зависят условия погоды и виды движений воздуха по вертикальному направлению.
Устойчивая и неустойчивая атмосфера. Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. Температура воздуха изменяется с высотой и в зависимости от атмосферного давления. Когда это происходит без обмена тепла с окружающей средой, то такой процесс называется адиабатическим. Поднимающийся воздух производит работу за счет внутренней энергии, которая расходуется на преодоление внешнего сопротивления. Поэтому при поднятии воздух охлаждается, а при опускании нагревается.
Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам. Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент — это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия и опускания его на 1°, а влажноадиабатический градиент — это понижение температуры влажного насыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия меньше чем на 1°.
При подъеме или опускании сухого, или ненасыщенного, воздуха температура его изменяется по сухоадиабатическому закону, т. е. соответственно падает или растет на 1° каждые 100 м. Эта величина не изменяется до тех пор, пока воздух при поднятии не достигает состояния насыщения, т. е. уровня конденсации водяного пара. Выше этого уровня вследствие конденсации начинает выделяться скрытая теплота парообразования, которая идет на нагревание воздуха. Это дополнительное тепло уменьшает величину охлаждения воздуха при подъеме. Дальнейшее поднятие насыщенного воздуха происходит уже по влажноадиабатическому закону, и температура его понижается не на 1° на 100 м, а меньше. Так как влагосодержание воздуха зависит от его температуры, то, чем выше температура воздуха, тем больше тепла выделяется при конденсации, а чем ниже температура, тем тепла меньше. Поэтому влажноадиабатический градиент в теплом воздухе меньше, чем в холодном. Например, при температуре у поверхности земли поднимающегося насыщенного воздуха +20° влажноадиабатический градиент в нижней тропосфере составляет 0,33—0,43° на 100 м, а при температуре минус 20° значения его колеблются от 0,78° до 0,87° на 100 м.
Влажноадиабатический градиент зависит и от давления воздуха: чем меньше давление воздуха, тем меньше при одной и той же начальной температуре влажноадиабатический градиент. Это происходит оттого, что при малом давлении плотность воздуха также меньше, следовательно, освободившаяся теплота конденсации идет на нагревание меньшей массы воздуха.
В таблице 15 приведены осредненные величины влажноадиабатического градиента при различной температуре и значениях
давления 1000, 750 и 500 мб, что приблизительно соответствует поверхности земли и высотам 2,5—5,5 км.
В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6—0,7° на 100 м поднятия. Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности земли температура воздуха равна 28°, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° на 100 м или 7° на каждый километр, получим, что на высоте 4 км температура равна 0°. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4—0,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.
По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы — устойчивое или неустойчивое.
При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он возвратится в первоначальное положение.
Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического градиента, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха воздействием извне поднять на некоторую высоту, то как только прекратится действие внешней силы, этот объем воздуха возвратится в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив внутреннюю энергию на свое расширение, при подъеме охлаждался на 1° на каждые 100 м (по сухоадиабатическому закону). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха был меньше сухоадиабатического, то оказалось, что поднятый объем воздуха на данной высоте имел более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния. Покажем это на примере.
Предположим, что у поверхности земли температура воздуха равна 20°, а вертикальный градиент температуры в рассматриваемом слое равен 0,7° на 100 м. При этой величине градиента температура воздуха на высоте 2 км будет равна 6° (рис. 19, а). Под воздействием внешней силы поднятый с поверхности земли на эту высоту объем ненасыщенного или сухого воздуха, охлаждаясь по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1° на 100 м, охладится на 20° и примет температуру, равную 0°. Этот объем воздуха окажется на 6° холоднее окружающего воздуха, а значит, и тяжелее вследствие большей плотности. Поэтому он начнет
опускаться, стремясь достичь первоначального уровня, т. е. поверхности земли.
Аналогичный результат получится и в случае подъема насыщенного воздуха, если вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабатического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.
Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, так как в этом случае над нижним холодным, а следовательно и тяжелым, воздухом располагается более теплый и легкий воздух.
При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с поверхности земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.
Предположим, например, что ненасыщенный воздух в нижних слоях до высоты 2 км стратифицирован неустойчиво, т. е. его температура
с высотой уменьшается на 1,2° на каждые 100 м, а выше воздух, став насыщенным, имеет устойчивую стратификацию, т. е. его температура понижается уже на 0,6° на каждые 100 м поднятия (рис. 19, б). Попав в такую среду, объем сухого ненасыщенного воздуха станет подниматься по сухоадиабатическому закону, т. е. охлаждаться на 1° на 100 м. Тогда, если его температура у поверхности земли 20°, то на высоте 1 км она станет равной 10°, в то время как температура окружающей среды 8°. Будучи теплее на 2°, а следовательно и легче, этот объем устремится выше. На высоте 2 км он будет теплее окружающей среды уже на 4°, так как его температура достигнет 0°, а температура окружающего воздуха равна —4°. Будучи снова легче, рассматриваемый объем воздуха продолжит свой подъем до высоты 3 км, где его температура станет равной температуре окружающей среды (—10°). После этого свободное поднятие выделенного объема воздуха прекратится.
Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха. На аэрологических диаграммах нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т. е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатическом и влажноадиабатическом процессах.
На рисунке 20 представлена такая диаграмма. Здесь по вертикали изображены изобары, по горизонтали — изотермы (линии одинакового давления воздуха), наклонные сплошные линии — сухие адиабаты, наклонные прерывистые — влажные адиабаты, пунктирные — линии удельной влажности. На приведенной диаграмме нанесены кривые изменения температуры воздуха с высотой в двух пунктах в один и тот же срок наблюдения — 15 часов 3 мая 1965 г. Слева — кривая температуры по данным радиозонда, выпущенного в Ленинграде, справа — в Ташкенте. Из формы левой кривой изменения температуры с высотой следует, что в Ленинграде воздух устойчив. При этом до изобарической поверхности 500 мб вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,55° на 100 м. В двух небольших слоях (на поверхностях 900 и 700 мб) зарегистрирована изотермия. Это указывает, что над Ленинградом на высотах 1,5—4,5 км находится атмосферный фронт, разделяющий холодные массы воздуха в нижних полутора километрах от теплового воздуха, расположенного выше. Высота уровня конденсации, определяемая положением температурной кривой по отношению к влажной адиабате, находится около 1 км (900 мб).
В Ташкенте воздух имел неустойчивую стратификацию. До высоты 4 км вертикальный градиент температуры был близок к адиабатическому, т. е. на каждые 100 м поднятия температура уменьшалась на 1°, а выше, до 12 км — больше адиабатического. Вследствие сухости воздуха облакообразования не происходило.
Над Ленинградом переход в стратосферу происходил на высоте 9 км (300 мб), а над Ташкентом значительно выше — около 12 км (200 мб).
При устойчивом состоянии атмосферы и достаточной влажности могут образоваться слоистые облака и туманы, а при неустойчивом состоянии и большом влагосодержании атмосферы возникает термическая конвекция, приводящая к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. С состоянием неустойчивости связано образование ливней, гроз, града, малых вихрей, шквала и т. п. Так называемая «болтанка» самолета, т. е. броски самолета при полете, также вызывается неустойчивым состоянием атмосферы.
Летом обычна неустойчивость атмосферы после полудня, когда нагреваются близкие к земной поверхности слои воздуха. Поэтому ливневые дожди, шквалы и подобные опасные явления погоды чаще наблюдаются после полудня, когда вследствие разбивающейся неустойчивости возникают сильные вертикальные токи — восходящие и нисходящие движения воздуха. По этой причине самолеты, летающие днем на высоте 2—5 км над поверхностью земли, больше подвергаются «болтанке», чем при ночном полете, когда вследствие охлаждения приземного слоя воздуха устойчивость его увеличивается.
Влажность воздуха с высотой также уменьшаете. Почти половина всей влажности сосредоточена в первых полутора километрах атмосферы, а в первых пяти километрах содержится почти 9 /10 всего водяного пара.
Для иллюстрации ежедневно наблюдаемого характера изменения температуры с высотой в тропосфере и нижней стратосфере в различных районах Земли на рисунке 21 приведены три кривые стратификации до высоты 22—25 км. Эти кривые построены по наблюдениям радиозондов в 3 часа дня: две в январе — Олекминск (Якутия) и Ленинград, а третья в июле — Тахта-Базар (Средняя Азия). Для первой кривой (Олекминск) характерно наличие приземной инверсии, характеризующейся повышением температуры от —48° у поверхности земли до —25° на высоте около 1 км. В этот срок тропопауза над Олекминском находилась на высоте 9 км (температура —62°). В стратосфере наблюдалось повышение температуры с высотой, значение которой на уровне 22 км приближалось к —50°. Вторая кривая, представляющая изменение температуры с высотой в Ленинграде, указывает на наличие небольшой приземной инверсии, затем изотермии в большом слое и понижение температуры в стратосфере. На уровне 25 км температура равна —75°. Третья кривая (Тахта-Базар) сильно отличается от северного пункта — Олекминска. Температура у поверхности земли выше 30°. Тропопауза находится на высоте 16 км, а выше 18 км происходит обычное для южного лета повышение температуры с высотой.
Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.