Программная лекция 1 из модуля 1

ПРОГРАММНАЯ ЛЕКЦИЯ 1 ИЗ МОДУЛЯ 1

«ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ МЕТЕОРОЛОГИИ. МЕТОДЫ МЕТЕОРОЛОГИИ

И КЛИМАТОЛОГИИ. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ»

 

С момента своего возникновения человечество постоянно подвергалось благоприятным или неблагоприятным влияниям атмосферы. К настоящему времени, несмотря на высокий уровень развития, большую защищенность людей от естественных катаклизмов, такие стихийные бедствия, как засуха, наводнения, смерчи наносят потери хозяйственной деятельности людей. Все это вызывает необходимость исследования метеорологических элементов и прогнозирование погоды. Для этого надо иметь знание об использовании исследовательских приемов метеорологических элементов на наземных метеорологических станциях, аэрологических станциях, с помощью самолетов, космических ракет.

 

◙ Основные положения, которые необходимо знать после изучения данного модуля.

1. знать определение метеорологии и климатологи и главные разделы метеорологии;

2. знать программу наблюдений на метеорологических станциях;

3.знать и уметь использовать метеорологические приборы;

4. знать методы аэрологических наблюдений;

5. знать роль метеорологической службы и Всемирной метеорологической организации.

 

ПРОБЛЕМНАЯ ЛЕКЦИЯ 1 ИЗ МОДУЛЯ 1

«ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ МЕТЕОРОЛОГИИ. МЕТОДЫ МЕТЕОРОЛОГИИ

И КЛИМАТОЛОГИИ. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ»

 

ОПРЕДЕЛЕНИЕ МЕТЕОРОЛОГИИ И КЛИМАТОЛОГИ.

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИБОРЫ

Наблюдение на метеорологических станциях в основном имеют характер измерений и ведутся с помощью специальных измерительных приборов; лишь некоторые метеорологические элементы количественно оцениваются без приборов (степень облачности, дальность видимости и некоторые другие). Качественные оценки, например определение характера облаков и осадков, проводят без приборов.

Для сетевых приборов необходимая однотипность, которая облегчает работу сети и обеспечивает сравнимость наблюдений.

 

 

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКАЯ СЛУЖБА

Во всех странах существуют специальные государственные организации, так называемые метеорологические службы, в состав которых входят сети станций и научные метеорологические учреждения. Задачей метеорологической службы является научное исследование атмосферы и практическое предоставление народному хозяйству информации о погоде и климате и прогнозу погоды.

Несколько больших центральных институтов Гидрометеорологической службы работают в области метеорологии и климатологи. В Росси - это Главная геофизическая обсерватория имени А. И. Воєйкова в Ленинграде, основанная в 1849 г., Гидрометцентр России в Москве (сначала назывался Центральным бюро погоды СССР, а потом, до 1966 г., Центральным институтом прогнозов), основанный в 1930 г., Центральная аэрологическая обсерватория под Москвой, основанная в 1943 г., Институт аэроклиматологии в Москве, основанный в 1943 г.

В Украине Государственная гидрометеорологическая служба начала свою работу в 1921 году, когда по приказу Совета Народных Комиссаров Украинская республика приняла постановление о создании Центральной метеорологической службы (Укрмет). Эта организация провела огромную работу по организации сети метеорологических станций и созданию прогностической службы погоды. Укрмет стал началом Государственной гидрометеорологической службы Украины. В 1953 году был созданный Украинский научно-исследовательский гидрометеорологический институт (УкрНИИГМИ). В этом институте проводилась огромная работа в области климатологии, сельскохозяйственной метеорологии, физики облаков и активных влияний на погоду, теории и методов прогнозирования погоды, теплового и водного баланса Украины, гидрологического режима рек и др. Развитие метеорологии в Украине проходило в тесной связи с развитием украинской географии, поскольку метеорология есть неотъемлемой частью комплекса наук о Земле.

 

Вопрос для самопроверки

1. Дать определение метеорологии и климатологии.

2. Пересчитать основные задачи метеорологи.

3. Как проводят наблюдения на метеорологических станциях?

4. Какие метеорологические приборы используют для определения температуры, давления, влажности воздуха и скорости ветра?

5. Которые являются методы аэрологических исследований?

6. Охарактеризовать метеорологическую службу Украины и Всемирную метеорологическую организацию.

 

 

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ»

В связи с усилением загрязнения атмосферного воздуха возникает ряд глобальных проблем: глобальное потепление климата, кислотные дожди, озоновые дыры. В связи с этим возникает потребность знаний о воздушных течениях, за счет которых проходит распределение газов в атмосфере. Все это требует знаний о составе и строении атмосферы.

 

◙ Основные положения, которые необходимо знать после изучения данного модулю.

1. состав нижних и верхних слоев атмосферы.

2. экологическую роль озона.

3. основные метеорологические элементы и метеорологические явления.

4. характеристику воздушных масс, фронтов, циклонов и антициклонов.

5. вертикальную и горизонтальную неоднородность атмосферы.

 

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ»

Водяной пар

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхностей, с влажной почвы и путем транспирации растений, при этом в разных местах и в разное время он поступает в разных количествах. От земной поверхности он распространяется вверх, а воздушными массами переносится с одних мест Земли в другие. При снижении температуры часть водяного пара конденсируется, переходит в жидкое или твердое состояние. В воздухе возникают водяные капельки и ледяные кристаллики облаков и тумана. Облака могут снова испаряться; в других случаях капельки и кристаллики облаков, укрупняются и могут выпадать на земную поверхность в виде осадков. Вследствие всего этого содержание водяного пара в разных частях атмосферы непрерывно меняется.

С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфере существенным образом сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности. А именно:

· водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь и сам он излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и тем самым нижних слоев воздуха;

· на испарение воды с земной поверхности расходуется большое количество тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло отдается воздуху. Облака, которые возникают в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности;

· осадки, которые выпадают из облаков, являются важнейшим элементом погоды и климата;

· наличие водяного пара в атмосфере имеет важное значение для физиологических процессов.

Процентное содержание водяного пара в воздухе меняется с высотой. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу, а распространяясь вверх, конденсируется и сгущается. На высоте 5 км содержание водяного пара в воздухе в десять раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 8 км - в сто раз меньше. Таким образом, выше 10-15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.

Концентрация водяного пара убывает по высоте по следующему закону:

, (2.1)

где е_z – упругость водяного пара на высоте z, гПа;

е₀ – упругость водяного пара на равные моря (В метеорологии за нулевую оценку принятый уровень моря);

β – эмпирический коэффициент (для нижних слоев атмосферы β = 5000).

 

Озон

Изменение с высотой содержания озона в воздухе особенно интересное. У земной поверхности озон имеется в незначительных количествах. С высотой содержимое его возрастает, причем не только в процентном отношении, но и по абсолютному значению. Максимальное содержание озона наблюдается на высотах 25-30 км; выше он убывает и на высотах около 60 км его практически нет. Процесс образования озона из кислорода происходит в слоях от 60 до 15 км при поглощении кислородом ультрафиолетовой солнечной радиации. Часть двухатомных молекул кислорода распадается на атомы, а атомы присоединяются к молекулам кислорода и образовывают трехатомные молекулы озона. Одновременно происходит обратный процесс превращения озона в кислород. В слои ниже 15 км озон заносится из выше лежащих слоев при перемешивании воздуха. Возрастание содержания озона с высотой практически не сказывается на судьбах азота и кислорода, так как в сравнении с ними озона и в верхних слоях очень имело. Если бы можно было сосредоточить весь атмосферный озон под нормальным давлением, он образовал бы слой около 3 мм толщиной. Но и в таком незначительном количестве озон важен потому, что, сильно поглощая солнечную радиацию, он повышает температуру тех слоев атмосферы, в которых он находится. Ультрафиолетовую радиацию Солнца с длиной волн от 0,15 до 0,29 мкм (один микрон - тысячная частица миллиметра) он поглощает целиком. Эта радиация оказывает физиологически вредное действие, и озон, поглощая ее, предохраняет от нее живые организмы на земной поверхности.

 

Диоксид углерода

Диоксид углерода хорошо поглощает и излучает длинноволновую лучистую энергию. CO₂ играет большое значение в жизни людей, растений. Поступает в атмосферу главным образом при вулканических извержениях, а также в результате гниения и разложение органических веществ, в процессе дыхания, при сжигании топлива и др.

Исследования содержания диоксида углерода (углекислого газа) в атмосфере показали увеличение его содержания за последние десятилетия. Известно, что этот газ пропускает солнечную радиацию и не пропускает назад инфракрасное (тепловое) излучения Земли. Тот самим создается так называемый парниковый эффект.

 

Радиоактивные загрязнения атмосферы создают отходы предприятий атомной промышленности, атмосферные и наземные ядерные и термоядерные взрывы. Радиоактивные вещества переносятся воздушными потоками и сохраняются в атмосфере на протяжении десятилетий. При чем еще не найденные способы искусственного удаления радиоактивных продуктов из атмосферы.

 

 

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ

Результаты взаимодействия некоторых атмосферных процессов, которые характеризуются определенными сочетаниями нескольких метеорологических элементов, называются атмосферными явлениями.

К атмосферным явлениям относятся: гроза, метель, пыльная бурая, туман, смерч, полярное сияние и др.

Все метеорологические явления, за которыми осуществляются наблюдение на метеорологических станциях, разделяются на такие группы:

- гидрометеоры, представляют собой сочетание редких и твердых или тех и других вместе частиц воды, взвешенных в воздухе (облака, туманы), которые выпадают в атмосфере (осадки); которые оседают на предметах возле земной поверхности в атмосфере (роса, иней, гололедица, изморозь); или поднятых ветром с поверхности земли (вьюга);

- литометеоры, представляют собой сочетание твердых (не водных) частичек, которые поднимаются ветром с земной поверхности и переносятся на некоторое расстояние или остаются взвешенными в воздухе (пыльная поземка, пылевые бури и др.);

- электрические явления, к которых належат проявления действия атмосферного электричества, которые мы видим или слышим (молния, гром);

- оптические явления в атмосфере, которые возникают в результате отражения, преломление, рассеяние и дифракции солнечного или месячного света (гало, мираж, радуга и др.);

- неклассифицированные (разные) явления в атмосфере, которые тяжело отнести к какому-нибудь виду, указанного выше (шквал, вихрь, смерч).

 

Тропосфера

Мощность тропосферы в наших широтах достигает 10-12 км. В тропосфере сосредоточена основная часть массы атмосферы, поэтому здесь наиболее ярко проявляются разнообразные явления погоды. В этом слое наблюдается непрерывное снижение температуры с высотой. Оно составляет в среднем 6 ⁰С на каждые 1000 г. Солнечные лучи сильно нагревают земную поверхность и прилегающие нижние слои воздуха.

Тепло, которое идет от земли, поглощается водяным паром, углекислым газом, частицами пыли. Выше воздух более разрежен, водного пара в нем меньшее, а излучаемое снизу тепло уже поглощено нижними слоями – поэтому воздух там холоднее. Отсюда постепенное падение температуры с высотой. Зимой поверхность земли сильно охлаждается. Этому способствует снежный покров, который отражает большую часть солнечных лучей и вместе с тем излучает тепло в более высокие слои атмосферы. Поэтому, воздух возле поверхности земли очень часто холоднее, чем вверху. Температура с высотой немного повышается. Эта так называемая зимняя инверсия (обратный ход температуры). В летнее время земля нагревается солнечными лучами сильно и неравномерно. От наиболее нагретых участков поднимаются воздушные струйки, вихри. На смену воздуху, что поднялся, притекает воздух со стороны менее нагретых участков, в свою очередь, замещаясь воздухом, который опускается сверху. Возникает конвекция, которая вызывает перемешивание атмосферы в вертикальном направлении. Конвекция уничтожает туман и уменьшает запыленность нижнего слоя атмосферы. Таким образом, благодаря вертикальным движениям в тропосфере происходит постоянное перемешивание воздуха, который обеспечивает постоянство его состава на всех высотах.

Тропосфера – это место постоянного формирования облаков, осадков и других явлений природы. Между тропосферой и стратосферой находится тонкий (1 км) переходный пласт, названный тропопаузой.

 

Стратосфера

Стратосфера простирается до высоты 50-55 км. Стратосфера характеризуется ростом температуры с высотой. До высоты 35 км рост температуры происходит очень медленно, выше 35 км температура растет быстро. Рост температуры воздуха с высотой в стратосфере связан с поглощением солнечной радиации озоном. На верхней границе стратосферы температура резко колеблется в зависимости от времени года и широты места. Разрежение воздуха в стратосфере приводит к тому, что небо там почти черного цвета. В стратосфере всегда хорошая погода. Небо безоблачное и лишь на высоте 25-30 км появляются перламутровые облака. В стратосфере также имеет место интенсивная циркуляция воздуха и наблюдаются вертикальные его перемещения.

 

Мезосфера

Над стратосферой находится слой мезосферы, приблизительно до 80 км. Здесь температура с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля. Вследствие быстрого падения температуры с высотой в мезосфере сильно развитая турбулентность. На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75-90 км), наблюдаются серебристые облака. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов. На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньшее, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, находится более чем 99,5 % всей массы атмосферы. На выше расположенные слои приходится незначительное количество воздуха.

 

Термосфера

Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характеризуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосферу, которая простирается от мезосферы к высотам порядка тысячи километров, и экзосферу, которая расположенная над ней. Экзосфера переходит в земную корону.

Температура здесь увеличивается и достигает на высоте 500-600 км + 1600 ⁰С. Газы здесь сильно разрежены, молекулы редко сталкиваются друг с другом.

Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. На высотах 300-750 км его средняя плотность порядка 10^-8-10^-10 г/м³. Но и при такой маленькой плотности 1 см³ воздух на высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда молекул или атомов, а на высоте 600 км - свыше 10 миллионов. Это на несколько порядков больше, чем содержание газов в межпланетном пространстве.

Ионосфера, как говорит самое название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха - содержание ионов здесь во много раз большее, чем в ниже расположенных слоях, несмотря на большую общую разреженность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы оксидов азота и свободные электроны.

В ионосфере выделяется несколько слоев или областей с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100-120 км (пласт Е) и 200-400 км (пласт F). Но и в промежутках между этими пластами степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Сосредоточение электронов в особо большой концентрации называют электронными облаками.

От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в общем в 10-12 раз большее, чем у земной поверхности. Радиоволны подвергаются в ионосфере поглощению, преломлению и отражению. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются электронными облаками в нижней части ионосферы (на высотах 70-80 км). Средние и короткие волны отражаются выше расположенными ионосферными слоями.

Именно вследствие отражения от ионосферы возможная далекая связь на коротких волнах. Многоразовое отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, огибая поверхность Земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространение радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдение над распространением радиоволн и есть средством для такого исследования.

В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба - постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля - ионосферные магнитные буры.

Ионизация в ионосфере проходит под действием ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению заряженных атомов и свободных электронов. Колебание магнитного поля в ионосфере и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности. С изменениями солнечной активности связаны изменения в потоке корпускулярной радиации, которая идет от Солнца в земную атмосферу. А именно корпускулярная радиация имеет основное значение для указанных ионосферных явлений. Температура в ионосфере растет с высотой до очень больших значений. На высотах близко 800 км она достигает 1000°.

Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов двигаются там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, которое находится в ионосфере, например спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собственного излучения в окружающее пространство.

 

Экзосфера

Атмосферные слои выше 800-1000 км выделяются по названию экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движения частиц газов, в особенности легких, здесь очень большие, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью будет 11,2 км/с. Такие в особенности быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, "выскальзывать", рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния. Выскальзыванию поддаются преимущественно атомы водорода.

Недавно предполагалось, что экзосфера, а с ней вообще земная атмосфера, заканчивается на высотах порядка 2000-3000 км. Но наблюдения с помощью ракет и спутников показали, что водород, который выскальзывает из экзосферы, образовывает вокруг Земли так называемую земную корону, которая простирается более чем до 20000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно маленькая.

С помощью спутников и геофизических ракет установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, который начинается на высоте нескольких сотен километров и простирается на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц - протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли, которые двигаются с очень большими скоростями. Радиационный пояс постоянно теряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации.

По составу атмосфера делится на гомосферу и гетеросферу.

Гомосфера простирается от поверхности земли до высоты около 100 км. В этом слое процентное содержание основных газов не изменяется с высотой. Остается постоянным и молекулярный вес воздух.

Гетеросфера располагается выше 100 км. Здесь кислород и азот находятся в атомарном состоянии. Молекулярный вес воздуха с высотой уменьшается.

Имеет ли атмосфера верхнюю границу? Атмосфера не имеет границы, а, постепенно разрежаясь, переходит в межпланетное пространство.

 

ЦИКЛОНЫ И АНТИЦИКЛОНЫ

Циклон или антициклон – это определенная вихревая форма циркуляции атмосферы.

Циклон – это замкнутая изобарическая область с низким давлением в центре и увеличением давления от центра к периферии циклона.

Антициклон – это замкнутая изобарическая область с повышенным давлением в центре и снижением давления от центра к периферии антициклона.

По широтной зоне образования циклоны разделяют на внетропические и тропические, а антициклоны – на внетропические и субтропические.

Циклоны и антициклоны получают название по названию района возникновение или вхождения на территорию региона. Например, сибирский антициклон, среднеземноморский циклон и т. п.

Диаметр циклона составляет около 1000 км. Глубина внетропических циклонов (то есть давление в центре) колеблется от 950 до 1050 мб. Ветер у поверхности Земли в северном полушарии обращает вихрь против часовой стрелки, так как ветер направлен в сторону низкого давления. Температура в молодых циклонах распределенная неравномерно. По мере развития циклона температура выравнивается. В центральной части циклона наблюдается облачность и осадки. Поэтому обычно в циклонах погода плохая. В центральной части циклона происходит перемещение воздушных масс с запада на восток. Скорость перемещения составляет 30-50 км/ч. В северном полушарии движение воздуха осуществляется против часовой стрелки, в южном полушарии – по часовой стрелкой.

Диаметр антициклона около 2000 км. Давление в центре антициклона составляет 1020-1030 мб, иногда может достигать 1070 мб. В антициклоне ветер в северном полушарии вращает вихрь по часовой стрелке. В центральной части антициклона обычно малооблачная погода. В северном полушарии движение воздуха осуществляется по часовой стрелке, в южном полушарии – против часовой стрелки.

Циклоны и антициклоны разделяют на стационарные (которые перемещаются с скоростью меньшее 5 км/ч), малоподвижные (скорость движения 5-10 км/ч) и подвижные (скорость движения свыше 10 км/ч).

Возникновение, развитие и движение циклонов и антициклонов называют циклонической деятельностью. Она является важным звеном общей циркуляции атмосферы. Известно, что в тропической зоне Земли накапливается огромное количество тепловой энергии, а в полярных областях затрата тепла превышает ее поступление от Солнца. По этой причине, вследствие неравномерного поступления солнечной радиации на земную поверхность и ее поглощения над отдельным районами получаются большие градиенты температуры воздуха. Это вызывает образование фронтов.

Циклоны и антициклоны могут быть фронтальными ( получаются на фронтах) и нефронтальными. К нефронтальным циклонам относятся тропические и термические, которые возникают летом над сушей при сильном нагреве воздуха от подстилающей поверхности. Нефронтальные антициклоны чаще образуются зимой над сильно охлажденными континентами.

Внетропические циклоны в большинства случаев являются фронтальными. Внетропические фронтальные антициклоны обычно формируются в холодном воздухе и перемещаются за холодным фронтом в тыл циклонов.

В эволюции внетропических фронтальных циклонов условно выделяют три стадии:

- стадия возникновения. Начальным условием возникновения циклона есть движение воздушных масс по обе стороны фронта в противоположном направлении или в одном направлении, но с разными скоростями. При таком движении воздушных масс на каком-то участке прямолинейного фронта сначала происходит искривление линии фронта в виде волны. Воздушный поток в месте возникновения волны образовывает завихрение: часть холодного воздуха начинает вклиниваться под теплый воздух, а часть теплого воздуха натекает по наклонной поверхности на холодный воздух. При таком движении воздушных масс на стационарном фронте возникает два подвижных участка: холодный и теплый фронты, которые постоянно удлиняются. Появление вихревого движения воздуха сопровождается снижением давления в небольшой области, которая ограничена на синоптической карте одной замкнутой изобарой, кратной 5 гПа;

- стадия молодого циклона. Характеризуется образованием хорошо выраженного теплого сектора циклона, который расположен между холодным и теплым фронтом и системой нескольких замкнутых изобар. Так как скорость холодного фронта больше скорости теплого фронта, то спустя некоторое время проходит сужение теплого сектора, который сопровождается дальнейшим снижением давления в центре циклона;

- стадия максимального развития циклона. Падание давления в его центральной части прекращается, теплый сектор суживается, в тыловой части появляются вторичные холодные фронты. На этой стадии развития облачная система циклона приобретает четко выраженную спиралеобразную формы, при этом происходит смыкание облачных спиралей теплого и холодного фронтов (окклюдирование). Дальнейшее окклюдирование циклона приводит к вытеснению теплого воздуха вверх и исчезновение отдельно существовавших теплого и холодного фронтов. Близ поверхности земли он заполняется холодным воздухом, который в процессе дальнейшей эволюции циклона распространяется вверх. Масса воздуха увеличивается, поэтому возрастает давление в центре циклона;

- стадия заполнения. На этой стадии развития циклона фронты окклюзии размываются, поскольку циклон состоит из почти однородного воздуха, облачные системы деградируют, горизонтальные градиенты температуры и давления значительно уменьшаются, резко падает скорость ветра и в конце концов, циклон исчезает как самостоятельная барическая система возле земли, хотя на высоте он может прослеживаться еще на протяжении некоторого времени.

Существование циклона от начала окклюдирования до его полного исчезновения на синоптической карте происходит за 3-4 суток.

 

 

СТАТИКА АТМОСФЕРЫ»

Распределение температуры, плотности воздуха с высотой влияет на вертикальный подъем отдельных воздушных масс, в том числе выбросов загрязняющих веществ от стационарных и передвижных источников выбросов. Поэтому умение рассчитать эти показатели на некоторой высоте над уровнем земли необходимы для определения условий рассеяния выбросов.

◙ Основные положения, которые необходимо знать после изучения данного модулю.

1. общий характер распределения температуры, давления, плотности воздуха с высотой.

2. уметь рассчитать температуру, давление и плотность воздуха на некоторой высоте над уровнем моря.

3. уметь привести к уровню моря температуру, атмосферное давление.

 

СТАТИКА АТМОСФЕРЫ»

С высотой температура воздуха изменяется в разных слоях и в разных широтах по-разному. В среднему она сначала снижается до высоты 10-15 км, а потом – растет до высоты 50-60 км, потом снова – падает. Чтобы определить температуру на любом уровне Z ввели понятия вертикального градиента температуры.

Вертикальным градиентом температуры воздуха называют ее изменение на каждые 100 г высоты.

где z_в – высота верхнего уровня, м;

z_н – высота нижнего уровня, м.

Данные о вертикальном градиенте температуры в разных пластах атмосферы используются при составлении прогнозов погоды, метеообслуживании полетов реактивных самолетов. Зная вертикальный градиент температуры, легко определить температуру t_z на любом уровне z, если известна температура t₀ на нижнем уровне:

Можно также определить температуру на нижнем уровне, если известная температура на высоте z. Такую задачу решают для приведения температуры к уровню моря. Средний по высоте и времени вертикальный градиент температуры в тропосфере составляет 0,6 °С/100 г.

График зависимости температуры воздуха от высоты, называется кривой стратификации.

 

УРАВНЕНИЕ СОСТОЯНИЯ СУХОГО И ВЛАЖНОГО ВОЗДУХА

 

Плотность воздуха непосредственно не определяется, а вычисляется при помощи уравнения состояния газа. Для одного моля газа:

 

PV = RT (3.1)

P = ρRT (3.2)

ρ = P/RT, (3.3)

 

где R – универсальная газовая постоянная. При нормальных условиях: Р = 101330 н/м², T =273 К, R = 287,05 Дж/(кг·град).

По уравнению (3.3) можно определить плотность сухого воздуха. При н.у. ρ_в = 1,293 кг/м³.

Теперь найдем выражение для плотности влажного воздуха с температурой T, давлением воздуха Р і давлением водного пара е.

Влажный воздух – это смесь сухого воздуха и водяного пара.

 

Р = Р^’ + е,

 

где Р^’ – давление сухого воздуха.

Поэтому, давление сухого воздуха равняется (Р – е).

Для сухого воздуха уравнения состояния запишется в таким образом:

.

Для водяного пара:

.

 

Коэффициент 0,622 – это отношения молярной массы водяного пара к молярной массе сухого воздуха.

Общая плотность влажного воздуха равняется сумме плотности сухого воздуха и водного пара:

.

 

Тогда уравнение состояния влажного воздуха запишется так:

 

.

 

R_в – газовая постоянная для сухого воздуха, равная 287 Дж/(кг·град);

R_п – газовая постоянная для влажного воздуха, равная 460 Дж/(кг·град).

Отношение е/Р мало, поэтому можно записать так:

 

1-0,378·(е/Р) ≈ 1/(1+0,378·е/Р).

Так как

(1-а)(1+а) = 1-ая²,

а 1-ая² ≈ 0,

то (1-ая) = 1/(1+а).

 

Тогда, уравнение состояния для влажного воздуха примет вид:

.

 

Величина называется виртуальной температурой (T_v).

 

.

Тогда,

,

 

то есть плотность влажного воздуха описывается уравнением состояния сухого воздуха, но только с заменой температуры T на виртуальную температуру T_v.

Виртуальная температура влажного воздуха T_v – это такая температура, какую должен был бы иметь сухой воздух, чтобы его плотность равнялась плотности влажного воздуха с температурой T, давлением Р и давлением водяного пара е.

Виртуальная температура всегда немного выше истинной температуры влажного воздуха.

Плотность воздуха в каждом месте непрерывно изменяется во времени. Кроме того, она меняется с высотой, так как с высотой меняется также атмосферное давление и температура воздуха. Давление с высотой всегда уменьшается, а вместе с ним убывает и плотность. Температура с высотой, в основной, снижается, по крайней мере, в нижних слоях (10-15 км) атмосферы. Но падение температуры вызывает повышение плотности. В результате общего влияния изменения давления и температуры плотность с высотой, как правило, снижается, но не так сильно, как давление. В среднем для Европы она равняется у земной поверхности 1,25 кг/м³; на высоте 5 км – 0,74 кг/м³; 10 км – 0,41 кг/м³; 20 км – 0,09 кг/м³.

 

ИЗМЕНЕНИЕ ДАВЛЕНИЯ ВОЗДУХ С ВЫСОТОЙ. БАРОМЕТРИЧЕСКАЯ ФОРМУЛА

По какому закону меняется атмосферное давление с высотой?

Допустим, что известно давление на одном уровне. Какое оно в тот же момент на другом уровне? Возьмем вертикальный столб воздуха с поперечным разрезом, равным единице, и выделим в этом столбе тонкий слой, ограниченный снизу поверхностью на высоте Z, а сверху – поверхностью на высоте (Z+dZ). Толщина слоя dZ.

 

(-P+dP)

 

 

Z+dZ

 

Z

 

 

P

-gρd

 

Рисунок 3.1 – Силы, которые действуют на элементарный объем воздуха

 

На нижнюю поверхность выделенного элементарного объема соседний воздух действует с силой давления, которая направленная снизу вверх. Модуль этой силы на рассмотренной поверхности площадью, равной единице, и будет давлением воздуха Р на этой поверхности. На верхнюю поверхность элементарного объема соседний воздух действует с силой давления, которая направлена сверху вниз. Модуль этой силы P+dP есть давление на верхней границе. Это давление отличается от давления на нижней границе на маленькую величину dр, причем заранее не известно, будет dр положительным или отрицательной, то есть будет давление на верхней границе выше или ниже, чем на нижней границе.

Что касается сил давления, которые действуют на боковые стенки объема, то допустим, что в горизонтальном направлении атмосферное давление не меняется. Это значит, что силы давления, которые действуют со всех сторон на боковые стенки, уравновешиваются: их равнодействующая равняется нулю. Отсюда вытекает, что воздух в горизонтальном направлении не имеет ускорения и не перемещается.

Кроме того, на рассмотренный элементарный объем действует сила тяжести, которая направленная вниз и равняется ускорению свободного падения g, умноженному на массу воздуха во взятом объеме. Поэтому при вертикальном разрезе, равном единице, объем равняется dz, масса воздуха в нем равняется ρdz, где ρ – плотность воздуха, а сила тяжести равняется gρdz.

Сила тяжести gρdz и сила давления Р+dp направлены вниз; возьмем их с отрицательным знаком. Вверх направлена сила давления Р, ее возьмем с знаком “ + “.

В состоянии равновесия:

 

- (Р + dp) + Р – gρdz = 0

или dр = - gρdz (3.4)

 

Отсюда следует, что при движении вверх атмосферное давление падает.

Уравнение (3.4) называется основным уравнением статики атмосферы.

 

= - gp

- gp = 0