Учебник по метеорологии 2

17 сентября 202417 сен 2024

108 мин

Глава вторая ВОЗДУХ И АТМОСФЕРА

Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом. В воздухе во взвешенном состоянии находятся жидкие и твердые частички. Общая масса частиц незначительна в сравнении со всей массой атмосферы. Как всякий газ, воздух характеризуется давлением, температурой, плотностью, составом.

.1 АТМОСФЕРНОЕ ДАВЛЕНИЕ

1.1. Из курса общей физики известно, что всякий газ произ- водит давление на ограничивающие его стенки. Давление пред- ставляет собой результирующую силу ударов молекул об эти стенки, сила направлена нормально (перпендикулярно к стенке). Числовое значение (модуль) этой силы F, отнесенной к площади S, и называют давлением. Следовательно, давление есть сила, приходя- щаяся на единицу площади, направленная перпендикулярно к ней:

=p F/S.

Поскольку давление газа обусловлено движениями его молекул, т.е. той «бомбардировкой», которой они подвергают стенки, то оно зависит от скорости движений молекул. Известно, что при возрастании температуры и сохранении неизменным объема газа скорости молекулярных движений увеличиваются и, следовательно, растет давление.

Представим себе покоящуюся атмосферу и мысленно выде- лим в ней какой-то объем воздуха. Воздух внутри этого объема испытывает давление окружающего воздуха на воображаемые стенки, ограничивающие данный объем. Воздух изнутри объема оказывает такое же давление на воображаемые стенки и на окру- жающий воздух. Выделенный объем может быть сколь угодно ма- лым и в пределе сводится к точке. Таким образом, в каждой точке атмосферы имеется определенное атмосферное давление, или давле- ние воздуха. В этом рассуждении ориентация стенок выделенного воображаемого объема не играла никакого значения: как бы мы 38

ни ориентировали стенки воображаемого объема, все равно в по- коящемся воздухе давление на эти стенки извне и изнутри объема будет одинаковым. Иными словами, в покоящемся воздухе давле- ние не зависит от направления нормали и, следовательно, является скалярной величиной.

1.2. Основным прибором для измерения атмосферного давле- ния служит ртутный барометр. В приборе атмосферное давление уравновешивается давлением столба ртути; давление столба ртути создается весом столба ртути, приходящимся на площадь основа- ния столба, т.е. на единицу площади, следовательно, атмосферное давление - это вес столба воздуха, приходящийся на единицу плошади, т.е. на 1 м?, по изменениям высоты ртутного столба можно судить об изменениях атмосферного давления.

Другие приборы измерения атмосферного давления (анерои- ды, барографы, метеорографы, радиозонды и др.) основаны на определении деформаций упругой пустой внутри металлической коробки, которые происходят при изменениях внешнего давле- ния на нее. Приборы этого типа нужно тарировать (градуировать) по показаниям ртутного барометра.

1.3. Воздух в закрытом (не герметически) помещении свобод- но выравнивает свое давление с наружным воздухом через окна, щели и поры в стенах. Разница между атмосферным давлением в помещении под открытым небом и на том же уровне обычно со- вершенно незначительная. Поэтому на метеорологических стан- циях нет нужды помещать барометры под открытым небом - их

устанавливают внутри помещения.

1.4. В СИ (Международная система единиц) давление изме- ряется в паскалях (Па). Один паскаль - это давление с и л о й в 1 ньютон (Н), приходящееся на площадь 1 м? 1( Па = 1 Н• м 2). В метеорологии до недавнего времени использовалась единица давления, называвшаяся миллибаром (мбар), которая представля- ет давление силой в103 дин, приходящееся на 1 см?; 1 мбар = = 100 Па = 1 гПа; 1 гПа = 102 Па.

Следовательно, один миллибар равен 10 паскалям, или 1гекто- паскалю. Эта единица давления и принята сейчас в метеорологии. 1.5. На практике широко используется внесистемная единица давления - 1 мм рт. ст., но она не должна употребляться в науч- ной и учебной литературе. Найдем переход от 1 мм рт. ст. к гек- топаскалю. Давление в 1 мм рт. ст. — это вес столба ртути высо- той в 1мм, приходящийся на 1м? на уровне моря ишироте 45°. Плотность ртути 13,596 • 103 кг •м-3, ускорение свободного паде- ния 9,80665 м/с?:

1мрт.ст./1м?=(0,001м'/м})•13,596•103кг•м3•9,80665м• 7= = 133,33 кг • м/м7 • с2 = 133,33 Н/м2= 133,33 Па = 1,3333 гПа.

С л е д о в а т е л ь н о , 1 г П а = 0 , 7 5 мм р т . с т . , 1 г П а = 3 / 4 м м р т . с т . , т.е. 1 мм рт. ст. = 4/3 гПа. Нормальное давление - 760 мм рт. ст. на широте 45 . 760 мм рт. ст. = 760 • 1,3333 гПа = 1013,3 гПа = = 101 330 Па.Среднее атмосферное давление на уровне моря близ- ко к1013,3 гПа.

Определим, какая высота ртутного столба будет соответство- вать 1000 га: 1000 гПа = 1000•0,75 мм рт. ст. = 750 мм рт. ст.

2. ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА

21.. Воздух, как ивсякое тело, всегда имеет температуру, от- личную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется с изменением времени. Кроме того, вразных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха меняется в широких пределах: наиболее высокое значение температуры, измеренное до сих пор, в тропических пустынях - немного ниже 60°С, а са- мое низкое значение температуры воздуха, наблюдавшееся на со- ветской станции «Восток» в Антарктиде, около -90°С. Таким об- разом, размах значений температуры у земной поверхности на земном шаре равен 150°С.

2.2. Температура воздуха, а также почвы и воды в метеороло- гии в большинстве стран измеряется в единицах СИ, т.е. в граду- сах Международной температурной шкалы, или шкалы Цельсия (С). Ноль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лед, а 100°С - на температуру кипения воды (и то и другое при нормальном давлении - 1013 гПа).

Наряду со шкалой Цельсия широко распространена, особен- но в теоретических работах, абсолютная шкала температур, или шкала Кельвина. Ноль этой шкалы соответствует полному пре- кращению теплового хаотического движения молекул, т.е. самой низкой температуре. По шкале Цельсия это будет -273,15°С (на практике за абсолютный ноль нередко принимают -273°С). Еди- ница абсолютной шкалы, называемая Кельвином (К), равна единице шкалы Цельсия: 1 К = 1°С. По абсолютной шкале температура мо- жет быть только положительной, т.е. выше абсолютного нуля.

В формулах температура по абсолютной шкале обычно обозна- чается Т, а температура по Цельсию - .t Переход от температуры по Цельсию к температуре по абсолютной шкале осуществляется по формуле

1=1+ 273,15.

2.3. В США, Англии и некоторых странах бывшей Британской империи до сих пор используется температурная шкала Фарен-

гейта. За ноль в этой шкале принята температура смеси снега и на- шатыря, а за 100°F - нормальная температура человеческого тела. По шкале Фаренгейта 0°С соответствует +32°F, а 100°C - +212°F. Таким образом, 100°С = 180°F, отсюда 1°C = (9/5)°F, 1°F = (5/9)°С. Переход от шкалы Фаренгейта к шкале Цельсия и наоборот осу- шествляется по формулам

t°C = (5/9) (t°F - 32), パ F = (9 / 5 ) ° C + 3 2 .

Отсюда можно определить, что 0°F соответствует примерно - 17,8°C.

3. СОСТАВ СУХОГО ВОЗДУХА У ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, влажный. Это значит, что в его состав вместе с другими газами входит водяной пар, т.е. газообразная фаза воды Н,О. Вотличие от других составных частей воздуха содержание водяного пара в воздухе меняется в значительных пределах: у земной поверхности оно колеблется между сотыми долями процента и несколькими процентами. Это объясняется тем, что при существующих в ат- мосфере температурах и давлениях водяной пар может перехо- дить в жидкое (вода) и твердое (лед) состояния и наоборот, мо- жет поступать в атмосферу заново вследствие испарения с земной поверхности. Поэтому обычно в метеорологии сначала рассмат- ривают отдельно сухой воздух и водяной пар, а затем влажный воздух. Кроме водяного пара существенно меняется в воздухе также содержание углекислого газа и озона.

Воздух без водяного пара называют сухим. У земной поверх- ности сухой воздух содержит 78% по объему (76% по массе) азота и21% по объему (23% по массе) кислорода, т.е. сухой воздух на 99% состоит из двухтомных молекул азота N, и кислорода Ог. Оставшийся 1% почти целиком приходится на аргон Аг. Всего 0,03% приходится на диоксид углерода (углекислый газ) СО. Со- держание многочисленных других газов, входящих в состав при- земного воздуха, составляет тысячные, миллионные и миллиард- ные доли процента. Это неон Ne, гелий Не, метан СН, криптон Кг, водород Нг, закись азота N,0, ксенон Хе, озон Оз, диоксид азота NO, диоксид серы SO,, аммиак NH, угарный газ СО, йод 12, радон Rn и др. Все перечисленные выше составляющие сухого воздуха всегда сохраняют газообразное состояние при наблюдаю- щихся в атмосфере температурах и давлении не только у земной

поверхности, но и в высоких слоях. 41

Состав

По объему По массе

Состав сухого воздуха уземной поверхности, %

Ne, He, CH,, Кг, Н2, N,O, Ar

CO,

78,08 75,2

20,95 23,15

0,93 0,03 0,01 1,28 0,046 0,004

Процентный состав сухого воздуха у земной поверхности очень постоянен. Однако в настоящее время в атмосферу посту- пает большое количество газов, которых не было в е составе раньше, например некоторые хлорфторуглеводороды, в том числе фреоны. Особенно важное значение имеет изменение содержания диоксида углерода и озона. Сжигание огромных количеств ис- копаемого органического топлива привело к систематическому увеличению концентрации СОг. Так, по данным наблюдений глобальное содержание С О увеличилось на 30% о т 280 ppmv

в конце XVIII в. до 358 ррту в 1994 г. Кроме такого общего фоно- вого возрастания диоксида углерода наблюдаются и локальные увеличения объемного содержания СО, в промышленных цент- рах, в воздухе закрытых плохо вентилируемых помещений, в го- родах со скоплениями автотранспорта, где его содержание может достигать 0,1-0,2%. В связи сэтим, конечно, уменьшается, но весьма незначительно, процентное содержание азота и кислоро- да. Совершенно незначительно изменяется также процентное со- держание азота и кислорода под влиянием местных и временных изменений содержания в воздухе аммиака, йода, радона и других газов, попадающих в атмосферу с поверхности почвы и воды.

4. ВОДЯНОЙ ПАР В ВОЗДУХЕ

4.1. Во влажном воздухе у земной поверхности содержание водяного пара составляет в среднем от 0,2% в полярных широтах до 2,5% у экватора, а в отдельных случаях колеблется почти от нуля до 4%. В связи с этим и процентное соотношение других га- зов во влажном воздухе переменное. Чем больше в воздухе водя- ного пара, тем меньшая часть объема воздуха приходится на по- стоянные газы при тех же давлении и температуре.

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испа- рения с водных поверхностей и влажной почвы, а также в резуль- тате транспирации растениями. При этом в разных местах и в разное время он поступает в атмосферу в различных количествах. От земной поверхности водяной пар распространяется вверх,

а воздушными течениями переносится из одних мест Земли в другие.

Количество водяного пара в данном объеме атмосферы не может возрастать бесконечно. Для каждого значения температуры существует предельно возможное количество водяного пара. Когда такое количество достигнуто, водяной пар называют насыщающим (или насыщенным), а воздух, содержащий его, - насыщенным. Тогда говорят, что в рассматриваемом объеме возникает состояние на- сыщения.

Состояние насыщения обычно достигается при понижении температуры воздуха. Если состояние насыщения достигнуто, а температура продолжает понижаться, часть водяного пара стано- вится избыточной и конденсируется, т.е. переходит в жидкое или твердое состояние. В воздухе возникают водяные капли или ледя- ные кристаллы облаков и туманов. В одних случаях облака снова испаряются, в других - капли и кристаллы облаков, укрупняясь, могут выпасть на земную поверхность в виде осадков. Горизон- тальный и вертикальный перенос водяного пара, испарение и конденсация, а также выпадение осадков приводят к тому, что содержание водяного пара в каждом объеме атмосферы непрерыв- но меняется.

4.2. С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообраз- ного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфе- ре существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности. Водяной пар сильно поглощает длинновол-

новую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверх- ность. В свою очередь он сам излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьша- ет ночное охлаждение земной поверхности, также нижних слоев воздуха. На испарение воды с земной поверхности затрачивается большое количество тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере и часто в местах, весьма удаленных от района испаре- ния, это тепло отдается воздуху. Облака, возникающие в резуль- тате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на е пути к земной поверхности. Осадки, выпадающие из обла- ков, являются важнейшим элементом погоды и климата.

5. ДАВЛЕНИЕ ВОДЯНОГО ПАРА И ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ВЛАЖНОСТЬ

Содержание водяного пара в воздухе называют влажностью воздуха. Мерой влажности являются парциальное давление водяного пара (обычно давление водяного пара) и относительная влажность.

5.1. Водяной пар, как всякий газ, создает определенное дав- ление. Давление водяного пара е пропорционально его плотности (массе в единице объема) и его абсолютной температуре. Давле- ние водяного пара выражается в тех же единицах, что и давление воздуха, т.е. в гектопаскалях 1( гПа = 1 мб). Давление водяного пара в состоянии насыщения Е называют давлением насыщенного водяного

пара. Это максимальное давление водяного пара, возможное при данной температуре. Оно определяется эмпирической формулой Мангуса

E = Ep • 1 0 0 1 / ( b + 1 ) ,

где Е, = 6,107 гПа - давление насыщенного пара при температу- pe t =0°C.

Давление насыщенного водяного пара над чистой водой и надо льдом отличаются. Для давления насыщенного водяного пара над чистой водой коэффициенты в формуле Магнуса следую- щие: а = 7,6326, b =241,9; для давления насыщенного водяного пара надо льдом а = 9,5, b = 265,5.

5.2. Очень часто воздух содержит водяного пара меньше, чем нужно для его насыщения при данной температуре. Степень бли- зости воздуха к состоянию насыщения характеризуют относи-

тельной влажностью. Относительной влажностью называют от- ношение фактического парциального давления е водяного пара, содержащегося в воздухе, к давлению насыщенного водяного пара Е при температуре этого воздуха, выраженное в процентах, т.е.

f = (e/E) • 100%.

Например, при температуре 20°С давление насыщенного пара Е=23,4 гПа. Если фактическое давление водяного пара в воздухе e=11,7 гПа, то относительная влажность воздуха f=(11,7 :23,4) × × 100 = 50%.

5.3. Давление водяного пара у земной поверхности на земном шаре меняется от сотых долей гектопаскаля (при очень низких температурах зимой в Антарктиде и Якутии) до 35 гПа и более (у экватора). Чем воздух теплее, тем больше водяного пара может он содержать в состоянии насыщения и тем больше может быть в нем давление водяного пара. Относительная влажность воздуха, очевидно, может принимать все значения: от нуля в случае сухого воздуха (е=0) до 100 % при состоянии насыщения (е = E).

6. ИЗМЕНЕНИЕ СОСТАВА ВОЗДУХА С ВЫСОТОЙ

6.1. В начале XIX в. Дальтон сформулировал закон, глася- щий: в покоящейся смеси газов каждый газ распределяется в пространстве независимо от присутствия других газов. В приме-

нении к атмосфере (если бы она действительно была покоящейся) это означало бы, что каждый газ, составляющий воздух, должен образовывать свою собственную атмосферу, азначит, доля легких газов должна была бы возрастать с высотой. В этом и заключает- ся идея гравитационного разделения газов. Однако многочислен- ные и тщательные исследования с помощью летающих баллонов, ракет, а затем искусственных спутников показали, что процент- ное содержание составных частей сухого воздуха в нижних 100 км с высотой практически не изменяется. Это означает, что в ниж- них 10 км воздух, находящийся в постоянном движении, так хо- рошо перемешивается по вертикали, что атмосферные газы не расслаиваются по плотности, как это было бы в условиях непод- вижной атмосферы. Этот слой атмосферы, толщиной 100 км, по- лучил название гомосферы. Выше 100 км начинается расслоение газов по плотности, и оно постепенно увеличивается с высотой. Однако процесс разделения газов осложняется диссоциацией мо- лекул на атомы под влиянием коротковолнового (ультрафиолето- вого) солнечного излучения. В слое от 100 до 200 км преобладаю- щим газом атмосферы остается молекулярный азот N2. Что каса- ется молекулярного кислорода, то процесс его превращения в атомарный начинается уже на высоте 20 км, на высоте 100 км оно достигает максимума, а на высоте 200 км число атомов кис- лорода сравнивается с числом молекул азота. Гравитационное разделение в чистом виде происходит только с благородными га- зами — аргоном и гелием.

В нижних слоях аргона содержится в 1700 раз больше, чем гелия, выше 200 км аргона уже нет, а содержание гелия на высоте 1000 км только в три раза меньше, чем уповерхности Земли. Выше 1000 км атмосфера состоит главным образом из гелия и во- дорода в атомарном состоянии. На этих высотах начинает приоб- ретать большое значение процесс ускользания легких газов из земной атмосферы в мировое пространство. Выше 1500 км в годы минимума солнечной активности атмосфера состоит из водорода, а в годы максимума активности - преимущественно из гелия.

Таким образом, вся внешняя часть атмосферы (выше 100 км) ха- рактеризуется непрерывным изменением состава как по слоям, так и во времени. Поэтому эта часть атмосферы носит название гетеросферы.

6.2. В отличие от составляющих сухого воздуха процентное содержание водяного пара в воздухе изменяется с высотой, начи- ная с самых нижних слоев. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу от земной поверхности. Распространяясь вверх, он конденсируется. Поэтому давление и плотность водяного пара 45

убывают с высотой быстрее, чем давление и плотность остальных газов воздуха. Общая плотность воздуха становится вдвое мень- ше, чем у земной поверхности, на высоте 5 - 6 км, а плотность водяного пара убывает вдвое в среднем уже на высоте 1 , 5 - 2 км. На высоте 5—6 км давление водяного пара и, следовательно, его содержание в воздухе в 10 раз меньше, чем уземной поверхности, а на высоте 10-12 км - в сто раз меньше. Таким образом, выше 10-15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.

7. УРАВНЕНИЕ СОСТОЯНИЯ СУХОГО ВОЗДУХА

Основными величинами, характеризующими физическое состоя- ние газа, являются его давление, температура и плотность. Эти величины не независимы одна от другой. Газы сжимаемы, поэто- му их плотность меняется в широких пределах в зависимости от давления и температуры. Связь между давлением, температурой и плотностью для идеальных газов устанавливается уравнением со- стояния газов, известным из физики. Для единицы массы газа его можно записать

pv = RT,

(2.1)

где р - давление; у - удельный объем, т.е. объем единицы массы газа; Т — температура по абсолютной шкале; R - удельная газовая постоянная, зависящая от природы газа. Учитывая, что плотность р = 1/v, уравнение (2.1) для единицы объема можно записать как

р = p/RT, или р = RpT.

(2.2)

При температурах и давлениях, встречающихся в атмосфере, основные газы, составляющие воздух, ведут себя как идеальные. Поэтому уравнение состояния газов с достаточным приближением

применимо к сухому воздуху, и к водяному пару, и к влажному воздуху. В каждом случае будет свое значение удельной газовой постоянной R. Уравнение состояния можно записать по-другому - применительно к 1 молю газа. Возьмем сухой воздух и будем обо- значать удельную газовую постоянную сухого воздуха Rd, а моле- кулярную массу . . Тогда уравнение состояния для 1моля сухого воздуха будет

(2.3)

где (мд" - объем 1 моля). При нормальном давлении (Ро = = 101324,3 Па) и нуле градусов (Т, = 273 К) по закону Авогадро объем 1 моля любого газа одинаков и равен

(мд0), = 22,413 м}/(кг •моль). 46

Отсюда очевидно, что м R, = Ro =Ро(м,1)о/То -универсальная газовая постоянная, одинаковая для всех газов. Следовательно, R= Ком, иуравнение состояния для сухого воздуха можно запи- сать

pv =

,Т или

р=

Ro Hd

-pT.

(2.4)

Численное значение универсальной газовой постоянной можно подсчитать:

Ro = (101324,3 Па • 22,413 м')/273(К •кг •моль) =

= 8,314 •103джоуль/(кг •моль •K) = 8,314 •103м2/(с2 •К).

Принимая удельную газовую постоянную смеси газов равной средневзвешенной величине удельных газовых постоянных состав- ляющих смеси газов, можно показать, что удельная газовая посто- янная сухого воздуха R, = 287,05 джоуль/(кг • K) = 287,05 м₴/(с2 •К). Тогда молекулярная масса сухого воздуха

M, = Ro/R = 8,314 • 103/287,05 = 28,96.

8. ПЛОТНОСТЬ ВОЗДУХА

8.1. Плотность - это масса в единице объема. В метеорологии

плотность воздуха не измеряется, она вычисляется с помощью уравнения состояния газов по измеренным значениям давления р и температуры .Т Зная R, =287,05м3/(с2 -К), плотность сухого воздуха вычислить легко:

Pa= p/R,T.

(2.5)

8.2. Найдем теперь плотность влажного воздуха с температу- рой 1, давлением р и давлением водяного пара е. Очевидно, что плотность влажного воздуха будет равна плотности сухого воздуха плюс плотность водяного пара, т.е.

=P Pat Pw.

(2.6)

Если общее давление влажного воздуха р, а парциальное дав- ление водяного пара е, то давление сухого воздуха будет (р - е). Следовательно, плотность сухого воздуха по уравнению состоя- ния газов будет

Плотность водяного пара

Pw=e/R,T. 47

(2.7) (2.8)

Удобно выразить R, через R, пользуясь тем, что R =MR=MWR Следовательно, R, = RaHa/M, = 1,608 R, = R,/0,622, так как wM = = 2 + 16 = 18, и тогда плотность водяного пара

wP =0,622e/R,T. Таким образом, плотность влажного воздуха

(2.9)

(2.10)

или

p= = + 0,622e RaT P) RIT,

RaT

1-( 0,378;)

Это и есть выражение для вычисления плотности влажного воздуха. Важно помнить, что R, - удельная газовая постоянная сухого воздуха.

8.3. Отношение е/р - малая величина. Действительно, наи- высшее значение е в тропиках не превышает 40 гПа. Следова- тельно, е/р = 40/1000 = 0,04. Поэтому можно написать

1- 0,378으

1+ 03,78 €

Тогда уравнение состояния для плотности влажного воздуха примет вид

р=-

RTa 1( +03,78 €)

(2.11)

Назовем величину Т(1 +0,378 %) = „Т виртуальной темпера- турой. Тогда можно написать

p=. P RaTy

(2.12)

т.е. плотность влажного воздуха описывается уравнением состоя- ния сухого воздуха, но только с заменой истинной температуры на виртуальную. Виртуальная температура влажного воздуха - это температура, которую должен был бы иметь сухой воздух, чтобы его плотность равнялась плотности данного влажного возду- ха с температурой Т, давлением р и давлением пара е. Виртуальная температура всегда несколько выше истинной температуры.

' Существует приближенная формула 1- а = 1/(1 + а), вытекающая из факта, что (1 - а) 1( +а) = 1- а-= 1 при малом значении а.

8.4. Из сравнения формул р = 1( - 0,378 e/р)/R,T и р/R,T видно, что при одинаковых р и Т влажный воздух несколько ме- нее плотен, чем сухой воздух. Это объясняется тем,что плотность водяного пара меньше плотности сухого воздуха. Действительно, если взять некоторый объем сухого воздуха и заменить часть мо- лекул азота или кислорода более легкими молекулами водяного

пара в том же количестве и с теми же скоростями движения, 10 температура и давление от этого не изменятся. Но плотность полу- ченного влажного воздуха будет несколько меньше, чем плотность сухого воздуха. В этом смысл уравнения (2.10). Разница неболь- шая. Плотность сухого воздуха при (= 0°С и давлении 1000 гПа равна 1,276 кг/м':

Ра = 10 000 Па/(287,05 •273) = 1,276 кг/м'.

Если воздух влажный и насыщенный, т.е. давление водяного пара 6,1 гПа (больше оно при температуре 0°С быть не может), то плотность его при давлении 1000 гПа будет

1 0 0 0 0 0 _ (1

610

-0,378-

p = 287,05• 273( 100000) =1,273 кг/м3,

т.е. только на 0,003 кг/м' меньше, чем сухого воздуха. При более высоких температурах и, следовательно, при большем влагосодер- жании разность увеличивается, но все же остается небольшой.

8.5. Плотность воздуха в каждом месте непрерывно изменяет- ся во времени так же, как давление и температура. Плотность воздуха меняется также с высотой, потому что с высотой меняют- ся атмосферное давление и температура. Давление с высотой все- гда понижается, а вместе с ним уменьшается и плотность. Темпе- ратура с высотой, как правило, понижается по крайней мере в нижних 10-15 км атмосферы. Но падение температуры ведет к увеличению плотности. В результате совместного влияния по- нижения давления и температуры плотность с высотой в общем понижается, но не так сильно, как давление. В среднем для Евро- пы она равна у земной поверхности 1,25 кг/м', на высоте 5 км - 0,74, 10 км - 0,41, 20 км - 0,09 кг/м'.

На высоте около 300 км плотность воздуха равна 10-1 кг/м', т.е. в 10 млрд раз меньше, чем у земной поверхности. На высоте 50 км плотность воздуха составляет уже 10-12 кг/м', на высоте 750 км - 10-13 кт/м' или еще меньше. Эти значения плотности ничтожны по сравнению с приземными. Но до высоты около 20 тыс. км плотность воздуха все-таки остается значительно боль- шей, чем плотность вещества в межпланетном пространстве.

8.6. Вообразим, что плотность воздуха р не изменяется с вы- сотой, а остается такой же, как у земной поверхности, на всех уровнях и равна 13, кг/м'. Примем температуру += 0°С, Т= 273 К. В этом случае легко найти высоту столба атмосферы h, который создавалбы такое же давление, как и реально наблюдаемое =( 1013 гПа), т.е. такое же, какое создает столбик ртути высотой 760 мм рт. ст. Очевидно, что давление должно равняться весу этого столба, т.е.

101324 н/м2 = h 1,3 (кг/м3) •9,80665 (м/с3).

Следовательно, h= (101324 Н•м3 •с₴/(1,3 кг •м2 -9,80665 м) = = 7948 м =8000 м. Эта высота (8000 м) называется высотой одно- родной атмосферы. В действительности плотность воздуха с высотой убывает, поэтому истинная высота атмосферы равняется многим тысячам километров.

9. СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Атмосфера весьма четко расслаивается на концентрические сферы, отличающиеся друг от друга по своим характеристикам. Мы уже познакомились с делением атмосферы по составу воздуха на гомосферу и гетеросферу. Сейчас рассмотрим строение атмосфе- ры, зависящее от распределения температуры по высоте (рис. 2.1). 9.1. Тропосфера. Нижний слой атмосферы, в котором темпе- ратура в среднем убывает с высотой, называется тропосферой. В тропиках этот слой простирается от земной поверхности до высо- ты 15-17 км, в умеренных широтах обоих полушарий - до вы- соты 10-12 км и над полюсами - до 8-9 км. Слово «в среднем» имеет существенное значение, поскольку убывание температуры с высотой в тропосфере характерно именно для средних условий: среднемесячных, среднесезонных и т.д. В каждый данный момент времени убывание температуры во всем слое может прерываться отдельными слоями, где температура может оставаться постоян- ной (изотермия) или даже расти с высотой (инверсия).

В тропосфере среднегодовая температура в экваториальных широтах убывает с высотой от +26°С у земной поверхности до -80°С на вершине тропосферы, в умеренных широтах от +3 до -54 - -58°С (50° с.ш.) и над Северным полюсом от -23 до - 60°С зимой и -48°С летом. В среднем величина падения температуры с высотой равна 0,60°С/100 м, хотя эта величина варьирует в ши- роких пределах. В тропосфере сосредоточено 4/5 всей массы ат- мосферного воздуха, в ней содержится почти весь водяной пар атмосферы и возникают почти все облака. В тропосфере часто

опосфера

sg Стратосфера мезосфера термосфера

KM 1000 3

300

100 80

9==57 40

а,

勾

ニニニニニニニん

axn 4000

f=200 250 300 K

P .Q6-10r aCnouE h

Рис. 2.1.

Строение атмосферы: а - распределение температуры (а, — в тропиках, ax.п

- в холодной полярной зоне); b, и b, - распределение озона в тропической и полярной зонах; с — тропопауза тропическая; d - тропопауза полярная; е - струйное течение субтропическое; f - струйное течение полярное; д — стратопа- уза; h — мезопауза; і — турбопауза; j — уровень диссипации - ускользания ато- мов Н и Не; к - слой стратосферного аэрозоля; 4, /, /з, 4д, Is - тропосферные облака: перистые, высококучевые, кучевые, кучево-дождевые, фронтальные; э — экзосфера

развиваются сильная неустойчивость, сильные вертикальные движе- ния и перемешивание. Она испытывает непосредственное влияние подстилающей поверхности: различное нагревание суши и моря, заснеженных и свободных от снега пространств, теплые и холод- ные морские течения создают температурные различия и в возду- хе. В результате взаимодействия с подстилающей поверхностью в тропосфере возникают течения теплого и холодного воздуха. Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день, колеблясь около средних величин, указанных выше. Давление воздуха на верхней границе тропосферы в 3-10 раз меньше, чем у земной поверхности. Самый нижний тонкий слой тропосферы (50-100 м), непосред- ственно примыкающий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности он в наибольшей степени испытывает ее влияние. В этом слое особенно

-=j

V oL !

433x8

резко выражены изменения температуры в течение суток: темпе- ратура особенно сильно падает с высотой днем и часто растет с высотой ночью. Здесь также наиболее сильно растет с высотой скорость ветра.

Слой от земной поверхности до высот 1000-1500 м называют планетарным пограничным слоем или слоем трения. В этом заметно задерживающее влияние трения о земную поверхность на ветер. Скорость ветра ослаблена по сравнению с вышележащими слоя- ми иослаблена тем больше, чем ближе к земной поверхности. Верхняя граница тропосферы, т.е. тонкий переходный слой толщиной 1-2 км, где падение температуры с высотой сменяется е постоянством (изотермией), называется тропопаузой.

9.2. Стратосфера. Выше тропопаузы и до высоты 50-55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем, что температура в ней в среднем растет с высотой. В нижних слоях стратосферы (от тро- попаузы и до 25 км) температура постоянна или весьма медленно

растет с высотой (зимой в полярных широтах она даже может слабо падать), но начиная с 34-36 км, происходит довольно быст- рое возрастание температуры с высотой, которое продолжается до 50 км, где расположена верхняя граница стратосферы, называе- мая стратопаузой. Здесь стратосфера почти такая же теплая, как воздух уповерхности Земли, всреднем 270 К. Возрастание тем- пературы с высотой приводит к большой устойчивости страто-

сферы: здесь нет неупорядоченных (конвективных) вертикальных движений и активного перемешивания, свойственного тропосфе- ре. Однако очень небольшие по величине вертикальные движе- ния типа медленного оседания или подъема иногда охватывают слои стратосферы, занимающие огромные пространства.

Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на вы- сотах 22-24 км в высоких широтах иногда наблюдаются очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не вид- ны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Облака состоят из переохлажденных капель. Состав воздуха стратосферы отличается от тропосферного только примесью озона. С озоном связан рост температуры в стратосфере, поскольку именно озон поглощает солнечную радиа- цию. С этой точки зрения стратосфера может быть названа озо- носферой.

9.3. Мезосфера. Над стратосферой лежит слой мезосферы, кото- рый простирается от стратопаузы до высоты примерно 80-82 км. В мезосфере температура снова понижается с высотой, иногда до -110°С в ее верхней части. Вследствие быстрого падения темпе- ратуры с высотой в мезосфере сильно развита турбулентность.

В верхней части мезосферы образуются так называемые серебри- стые облака, по-видимому, состоящие из кристаллов, форма кото- рых свидетельствует о существовании в мезосфере волн и вихрей. Верхней границей мезосферы является переходный слой - мезо- пауза, лежащая на высоте около 82 км. На мезопаузе давление воздуха примерно в 1000 раз меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере, вместе взятых, до высоты 80 км заключается больше, чем 99,5% всей массы атмосферы. На вышележащие слоиприходится всего 0,5% от массы атмосферы. Это составляет 2,578 • 1013 т.

9.4. Термосфера. Верхняя часть атмосферы, которая простира- ется над мезосферой, называется термосферой. В термосфере тем- пература очень резко возрастает с высотой. В годы активного солнца она превышает 1500°С на высоте 200-250 км. На больших высотах дальнейший рост температуры с высотой уже не наблюдается. Лишь в областях ярких полярных сияний температура ненадолго повы- шается до 3000°С.

Высокие температуры термосферы означают, что молекулы и атомы атмосферных газов движутся в этом слое с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в термосфере так мала, что теплосодержание газов ничтожно. Поэтому любое тело, находя-

щееся здесь (например, летящий спутник), не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и отдачи его собственного излучения в окружающее пространство.

Как мы видели, до высоты 100 км воздух атмосферы хорошо перемешан и его состав везде одинаков. Поэтому гомосферу иногда называют также турбосферой. Выше 100 км состав возду- ха заметно меняется: появляется атомарный кислород, исчезают диоксид углерода и аргон, воздух сильно ионизирован, поэтому эта часть термосферы от мезопаузы до высоты 800—1000 км назы- вается ионосферой. Содержание ионов здесь во много раз больше, чем в нижних слоях, несмотря на сильную общую разреженность воздуха.

9.5. Экзосфера. Атмосферные слои выше 800-1000 км выде- ляются под названием экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движения частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать землю по эллиптическим орбитам. При этом отдельные частицы могут приобретать скорости, равные второй космической скорости (для незаряженных частиц около 1 000 м/с). Такие особенно быстрые частицы покидают атмосферу

и улетают в мировое пространство, двигаясь по параболическим траекториям. Поэтому экзосферу называют также сферой ускольза- ния газов. Как мы уже знаем, ускользанию подвергаются преиму-

щественно атомы водорода и гелия, которые являются господствую- щими газами в наиболее высоких слоях атмосферы.

9.6. Магнитосфера. Ранее предполагалось, что экзосфера и с нею вся земная атмосфера кончаются на высотах порядка 2000- 3000 км. Наблюдения с помощью ракет и спутников показали, что водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли такназываемую земную корону, простирающуюся более чем на 20 000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр приходится в среднем около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентра- ция частиц (преимущественно протонов и электронов) по край- ней мере в десять раз меньше. Поскольку на движение заряжен- ных частиц здесь оказывает влияние магнитное поле Земли, эта область называется также магнитосферой.

9.7. Радиационный пояс. С помощью спутников и геофизиче- ских ракет установлено существование в верхней части атмосфе- ры и околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, начинающегося на высоте нескольких сотен километров и простирающегося на десятки тысяч километров от земной поверх- ности. Пояс состоит из электрически заряженных частиц - про- тонов и электронов, движущихся с очень большими скоростями (порядка 400 км/с) и захваченными магнитным полем Земли. Их энергия порядка сотен тысяч электрон-вольт. Радиационный пояс постоянно теряет частицы из земной атмосферы и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации (солнечный ветер).

10. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОЗОНА В АТМОСФЕРЕ

Озон Оз - это трехатомный кислород. Он образуется в слоях от 15 до 70 км и поглощает ультрафиолетовую солнечную радиа- цию с длинами волн от 0,15 до 0,29 мкм (один микрометр - миллионная доля метра). Поглощая квант ультрафиолетовой ра- диации, часть двухатомных молекул кислорода разлагается на атомы, некоторые атомы присоединяются к сохранившимся моле- кулам кислорода и образуют трехатомные молекулы озона. Одно- временно происходит и обратный процесс - превращение озона

в кислород.

Вчистой атмосфере уземной поверхности озон содержится в ничтожных количествах. С высотой содержание его возрастает, причем не только в процентном отношении, но и по абсолютным 54

значениям. Максимальное содержание озона в полярных облас- тях наблюдается на высотах 15-20 км, в умеренных широтах - 20-25 и в тропических и субтропических широтах - на высотах 25-30 км; выше содержание озона убывает и на высоте 70 км сходит на нет. Возрастание содержания озона с высотой практи- чески не сказывается на доле азота и кислорода, так как в срав- нении с ними озона и в верхних слоях очень мало. Если бы мож- но было сосредоточить весь атмосферный озон под нормальным давлением, он образовал бы слой около 3 мм толщиной. Это так называемая приведенная толщина озона, которая служит мерой общего его содержания. Но и в таком ничтожном количестве озон имеет большое значение по двум причинам. Во-первых, сильно поглощая солнечную радиацию, энергия которой состав- ляет 3,0% всей солнечной энергии, озон повышает температуру воздуха на высотах 30-55 км, поэтому воздух в стратосфере на этих высотах очень теплый. В связи с этим стратосферу иногда называют озоносферой. Во-вторых, целиком поглощая коротко- волновую радиацию Солнца с длинами волн 0,15-0,29 мкм, озон защищает живые организмы на Земле от вредного и даже губи- тельного действия ультрафиолетовой радиации. По современным воззрениям, сама жизнь могла появиться на суше только после того, как содержание кислорода достигло 1% от современного и на некоторой высоте в атмосфере смог образоваться слой озона.

В последнее время вопрос об изменении в атмосфере количе- ства озона приобрел особую остроту в связи с выбросом в атмосфе- ру различных химических веществ антропогенного происхожде- ния, в особенности фреонов. Появились опасения, что выброс в стратосферу оксидов азота с выхлопными газами стратосферной авиации и проникновение в стратосферу фреонов могут привести к разрушению слоя озона. Разрушение слоя может иметь пагуб- ные биологические последствия. Кроме того, стало ясно, что озон образуется не только в стратосфере, но при некоторых фотохими- ческих реакциях при загрязнении воздуха и в тропосфере. Эти реакции увеличивают концентрации озона в тропосфере, поэтому за последнее десятилетие отмечен рост озона в нижних слоях. В связи с этим приобрели большую актуальность расширение сети наблюдений за озоном и изучение многолетних изменений во временном ходе содержания озона. Оценка тенденции времен- ного изменения содержания озона необходима для того, чтобы ответить на вопрос, ликвидируется ли защитное действие озонного слоя от физиологически вредного действия на живые организмы ультрафиолетовой радиации Солнца.

11. ЖИДКИЕ И ТВЕРДЫЕ ПРИМЕСИ В АТМОСФЕРНОМ ВОЗДУХЕ

11.1. Кроме перечисленных выше атмосферных газов в воздух могут проникать: а) другие газы, особенно соединения, возникаю- щие при лесных пожарах,извержении вулканов, сгорании топли- ва и в результате другой человеческой деятельности (оксиды серы, углерода, фосфора, углеводороды выхлопных газов и др.); б) жидкие и в) твердые частички, взвешенные в атмосферном воздухе.

Водяные капли и ледяные кристаллы, возникающие в атмосфе- ре при конденсации водяного пара, образуют облака и туманы. Твердые и жидкие частицы самого разнообразного состава и раз- личного происхождения называются аэрозолями. Аэрозоли, взве- шенные в атмосфере, имеют как естественное, так и антропогенное происхождение. К твердым аэрозолям естественного происхожде-

ния относятся.

- вулканическая пыль и тонкий пепел, выбрасываемый во время извержений; мелкие частицы вулканического происхожде- ния имеют радиус менее 1мкм;

- частицы дыма, образующиеся при лесных и торфяных по- жарах;

- частицы пыли почвенного (кремнезем, оксиды алюминия и железа, соли кальция диаметром от 0,7 до 20 мкм) и органиче- ского происхождения, поднятые ветром с земли;

- космическая пыль, попадающая в атмосферу из межпла- нетного пространства, а также возникающая при сгорании метеоров в атмосфере (радиусом менее 0,01 мкм); поступление таких частиц мало иоценивается величиной 2•104—2 •105 т/год.

К жидким аэрозолям естественного происхождения относятся капельки морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды во время волнения.

Кроме того, в атмосферу выбрасываются пыльца и споры рас- тений (20-60 мкм), а также бактерии (1-15 мкм).

К аэрозолям антропогенного происхождения относятся час- тицы дыма, сажи, золы, попадающие в атмосферу при сжигании топлива и работе промышленных предприятий, а также частицы почвы, поднятые ветром при распахивании земель.

Наряду с прямым выбросом значительная масса аэрозолей

является продуктом превращения из газовых примесей, попадаю- щих тем или иным образом в атмосферу.

Основными составляющими газового загрязнения атмосферы являются: сернистый газ SO2, оксид углерода СО, диоксид угле- 56

рода СОг, нитраты NO, сероводород Н,5, углеводороды выхлоп- ных газов автомобилей, аммиак NH3, радиоактивные отходы атомных станций.

Вследствие соединения ряда газов, в особенности SO, и ок- сидов азота с кислородом, водянымпаром и др., под влиянием фотохимических и других реакций образуются вещества, которые переходят в твердое или жидкое состояние. По существующим оценкам, поступление в атмосферу твердых аэрозолей естественно- го происхождения составляет (1280880) млн т/год и антропоген- ного происхождения - (50$40) млн т/год. В то же время превра- щение аэрозолей из загрязняющих атмосферу газов естественного происхождения равно (730≤400) млн т/год и антропогенного про- исхождения - (25085) млн т/год. Всумме от всех источников в атмосферу выбрасывается аэрозолей 2,3 млрд т/год с возможным разбросом ≤1,4 млрд т/год. Следовательно, значительная часть аэрозолей возникает врезультате превращений ватмосфере, при- чем в результате человеческой деятельности количество аэрозолей, возникающих из газовых выбросов, в несколько раз превышает их прямой выброс.

Небольшую часть из перечисленных примесей составляют крупные частицы радиусом более 5 мкм, например пыль. Почти 95% частиц имеют радиусы менее 5 мкм, поэтому они могут дли- тельное время удерживаться в атмосфере во взвешенном состоя- нии. Удаляются аэрозоли из атмосферы главным образом при вы- падении осадков, прилипая и присоединяясь к каплям воды и снежинкам. Особую опасность сейчас приобрел процесс: газовый выброс →аэрозоль →вымываниеосадками. Например, от сгора- ния угля и нефти в атмосферу выбрасывается (17040) млн т SO2 в год. Попадая в атмосферу, эти и другие газы в результате раз- личных реакций вместе с присутствующими в атмосфере молеку- лами водяного пара образуют частицы кислот: серной H,SO4, со- ляной НСІ, фтористо-водородной Н , азотной HNO, и др. Эти кислоты затем вымываются из атмосферы осадками, образуя так называемые кислотные дожди, оказывающие губительное действие на жизнь в озерах и морях, на леса и т.п.

11.2. Все примеси, или аэрозоли, в наибольшем количестве содержатся в нижних слоях атмосферы, так как основной их ис- точник - земная поверхность. Особенно загрязнен ими воздух

ся десятки тысяч аэрозольных частиц, а за год на каждый квад- ратный километр выпадают из атмосферы сотни тонн аэрозолей. В сельских местностях количество частиц аэрозолей в приземном

воздухе исчисляется тысячами в кубическом сантиметре, а над океанами - только сотнями.

В тропосфере с высотой в среднем число взвешенных частиц быстро убывает: на высотах 5—10 км их всего десятки на куби- ческий сантиметр. Однако в стратосфере существует второй мак- симум аэрозолей. Стратосферные аэрозоли более однородны по составу и распределены более равномерно по Земле. Они образу- ются в самой стратосфере в результате окисления некоторых га- зов, содержащих серу, и формируют так называемый слой Юнге толщиной около 10 км с нижней границей примерно на уровне тропической тропопаузы и на 2 - 4 км выше уровня полярной тропопаузы. Максимум концентрации аэрозолей находится меж- ду 18-25 км в тропиках и опускается до 14-20 км к полюсам, причем внутри слоя концентрация мало изменяется с высотой и по широте: для больших частиц с эффективным радиусом 0,1- 1,0 мкм она составляет в среднем 1-10 в 1 см3. Свыше 90% всей массы аэрозолей приходится на субмикронные частицы. Главным образом это капли серной кислоты H,SO4 (75%).

Масса стратосферных аэрозолей примерно в 30-70 раз мень- ше средней глобальной массы тропосферных аэрозолей. Однако благодаря большей устойчивости слоя Юнге стратосферные аэро- золи заметно ослабляют проходящую через них радиацию Солн- Ца,рассеивая е иувеличивая этим альбедо Асистемы «земля- атмосфера».

Количество бактерий в атмосфере колеблется от нескольких единиц на кубический метр воздуха в центральных частях океа- нов до тысячи и десятков тысяч в таком же объеме воздуха в больших городах.

От количества и рода аэрозольных примесей зависят явления поглощения и рассеяния электромагнитной радиации в атмосфере, т.е. ее большая или меньшая прозрачность для радиации. В этой

связи аэрозоли могут влиять на состояние климата.

Наличие взвешенных частиц обусловливает в атмосфере также ряд оптических явлений, свойственных коллоидным растворам. Наиболее крупные аэрозольные частицы, обладающие гигро- скопическими свойствами, играют в атмосфере роль ядер конденса- ции, т.е. центров, к которым присоединяются молекулы водяного пара, образуя водяные капли.

11.3. Аэрозольные примеси легко переносятся воздушными течениями на большие расстояния. Песчаная пыль, попадающая в воздух над пустынями Африки и Передней Азии, неоднократно выпадала в больших количествах на территории Южной и Средней

Европы. Пыль, поднятая над Сахарой, достигает Центральной Америки. Дым лесных пожаров в Канаде переносился сильными воздушными течениями на высотах 8-13 км через Атлантику к берегам Европы. Дым и пепел больших вулканических изверже- ний неоднократно распространялись в стратосфере на огромные расстояния, окутывая весь земной шар. В частности, после извер- жения вулканов Кракатау в 1883 г., Эль-Чичон в марте-апреле 1982 г. помутнение воздуха и аномально красная окраска зорь на- блюдалась в течение многих месяцев. Радиоактивные продукты, попадающие в атмосферу при термоядерных взрывах или другим путем, распространяются в высоких слоях атмосферы над огром- ными пространствами земного шара.

12. ДЫМКА, ОБЛАКА, ТУМАНЫ

В отличие от пылинок водяные капли и ледяные кристаллы возникают в самой атмосфере при конденсации водяного пара. Очень разреженные мелкие капли и ледяные кристаллы вызыва- ют некоторое помутнение воздуха, придают ему синеватый или сероватый цвет. Это так называемая дымка. Более плотные скоп-

ления капель и (или) кристаллов образуют облака и туманы. Капли облаков обычно очень мелкие, радиусом от единиц до десятков микрометров (т.е. от тысячных до сотых долей милли- метра). В каждом кубическом сантиметре воздуха облака над су- шей содержится от нескольких сотен до тысяч капель размером от 3-4 до 20-30 мкм. Это значит, что на 1м' облачного воздуха приходится от долей грамма до нескольких граммов жидкой воды. Кристаллы льда в облаках также в большинстве очень мелкие. Поэтому облака могут длительно удерживаться в воздухе во взве-

шенном состояний вследствие его сопротивления и восходящих движений. Облака могут рассеиваться вследствие испарения капель и кристаллов. Но в них может происходить обратный процесс - укрупнение облачных элементов, которые, достигнув определен- ных размеров, начинают выпадать из облаков в виде осадков - капель дождя, кристаллов снега и др.

В пределах нижних 10-15 км облака наблюдаются на разных высотах, причем с высотой водность облаков, т.е. содержание в них жидкой воды на единицу объема, в среднем убывает. Облакоподобные скопления капель и (или) кристаллов, на- чинающиеся от самой земной поверхности, называют туманом. Следовательно, туман - это образовавшиеся у земной поверхности облака.

13. ИОНЫ В АТМОСФЕРЕ

13.1. Часть молекул атмосферных газов и частиц атмосферного аэрозоля - капель, пылинок, кристаллов - несет электрические заряды. Заряженные частички называются ионами. Молекулы воздуха заряжаются вследствие потери электрона или присоеди- нения свободного электрона. К заряженной молекуле присоеди-

няются другие молекулы, в которых происходит путем индукции разделение зарядов. В результате возникает электрически заря- женный комплекс молекул, называемый легким ионом. Заряжен- ные молекулы могут присоединяться к ядрам конденсации или

другим аэрозольным частицам, взвешенным в воздухе, вследствие чего возникают более крупные - тяжелые ионы с массами в ты- сячи раз большими, чем у легких ионов.

Уземной поверхности над сушей в 1см воздуха содержится несколько сотен легких ионов и от нескольких сотен до десятков тысяч тяжелых.

Капли и кристаллы облаков и осадков, возникая на ионах как на ядрах конденсации и присоединяя в дальнейшем электри-

ческие заряды разными путями, также могут стать электрически заряженными. В большинстве случаев они и являются таковыми. Величина зарядов капель и кристаллов гораздо больше, чем ионов: они могут достигать многих миллионов элементарных зарядов (заряда электрона). Так же как и незаряженные частицы, ионы в атмосфере постоянно перемещаются. Именно благодаря этому атмосфера обладает электропроводностью.

13.2. С высотой количество ионов увеличивается. Особенно быстрый рост заряженных частиц начинается примерно выше 70 км, где начинается ионосфера. В ионосфере присутствуют в основном заряженные атомы кислорода, гелия и водорода и сво- бодные электроны. На высотах 100-400 км их содержание дости- гает величины порядка 1015—106 на 1см. На фоне очень высокой ионизации в ионосфере выделяется несколько слоев с максималь- ной ионизацией - это так называемый слой D, слой Е и слой .F Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них по- стоянно меняются, поскольку они зависят от корпускулярной, рентгеновской и ультрафиолетовой радиации Солнца, вторгаю-

щихся метеоров, интенсивности которых непрерывно меняются. Можно, однако, указать интервалы высот этих слоев и электрон- ной концентрации в них:

Слой D- 60-90 км, N= (102-10*) см- 3днем.

Слой Е- 105-160 км, N=105 см 3днем.

Слой F - выше 180 км, N= 106 см-3 днем и примерно на порядок меньше ночью; высота максимума в области F сильно меняется и составляет около 300 км. Наряду с непрерывной ионизацией верхней атмосферы происходит также рекомбинация свободных электронов и ионов так, что в каждый момент времени имеется тенденция к установлению равновесия между образова- нием и исчезновением электронно-ионных пар.

13.3. От степени ионизации зависит электропроводность ат- мосферы, и несмотря на то, что суммарная концентрация электро- нов в ионосфере достигает лишь 1% концентрации нейтрального газа, электропроводность воздуха в ионосфере в общем в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. По современным воззрениям, ионосфера - слабоионизированная плазма. Радиоволны разной

длины испытывают в ионосфере поглощение, преломление и отра- жение. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются уже слоями с небольшой концентра- цией ионов в нижней части ионосферы (на высотах 70-80 км). Средние и короткие волны отражаются вышележащими ионо- сферными слоями.

Именно вследствие отражения от ионосферы возможна дальняя связь на коротких волнах. Многократное отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообраз- но распространяться на большие расстояния, огибая поверхность земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространения радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионо- сферы. Наблюдения над распространением радиоволн являются одним из средств такого исследования. В настоящее время во многих странах созданы оперативные службы наблюдения и про- гноза условий радиосвязи на волнах различной длины.

В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба - постоянная люминесценция атмо- сферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля - ионосферные магнитные бури. На очень больших высотах движе- ние заряженных частиц определяется земным магнитным полем (геомагнитным полем). Эта область называется магнитосферой. Внешняя граница геомагнитного поля, расположенная на расстоя- нии порядка 10 земных радиусов (≤60000 км), называется магни- топаузой. Колебания магнитного поля в ионосфере и магнитосфе- ре и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности, влияющих на интенсивность потока корпускулярной радиации, которая идет от Солнца в земную атмосферу.

14. ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ АТМОСФЕРЫ

14.1. Итак, в атмосфере всегда существуют подвижные электри- ческие заряды, связанные с ионами, а также с каплями и кристал- лами облаков и осадков. Заряды эти могут быть обоих знаков, но преобладают положительные, поэтому суммарный заряд атмосфе- ры - положительный, который растет с высотой. Сама земная поверхность также обладает электрическим зарядом в сумме от- рицательным (порядка - 6•105 кулонов).

Следовательно, атмосфера обладает электрическим полем, в каждой точке которого есть то или иное значение потенциала. Это

значит, чтоэлектрический заряд, помещенный в любой точке ат- мосферы, будет испытывать силу, действующую на него в на- правлении, нормальном к поверхности равного потенциала, про- ходящей через эту точку. Эту силу на единицу положительного электрического заряда называют напряженностью атмосферно- электрического поля. Она направлена в отсутствие облаков сверху вниз и измеряется изменением потенциала поля на единицу расстоя- ния, т.е. в вольтах на метр (В/м).

В приземном слое атмосферы напряженность поля при ясной погоде в среднем для всего земного шара равна около 100 В/м. В промышленных районах с сильно загрязненным воздухом она значительно больше. Напряженность поля сильно меняется и даже может изменить знак во время выпадения осадков. С высо- той напряженность поля уменьшается: на высоте 10 км она около

5 В/м и достигает нуля в ионосфере, так как проводимость воздуха в ионосфере достаточна для выравнивания разностей потенциалов. Напряженность электрического поля атмосферы изменяется в течение суток и года, а также испытывает большие возмущения, связанные с развитием облаков, особенно кучево-дождевых (гро- зовых) и осадков.

14.2. Благодаря ионизации атмосферы существует перенос электричества (ток проводимости) от положительно заряженной атмосферы к отрицательно заряженной земной поверхности. Пе- ренос положительных зарядов к земной поверхности должен был бы в конце концов нейтрализовать заряд земной поверхности. Однако этого не происходит: отрицательный заряд земной поверх- ности с течением времени не убывает. По современным воззре- ниям, причина этого - грозы.

В грозовых облаках происходит сильная электризация облачных

элементов и разделение положительных и отрицательных зарядов по отдельным частям облака. Хотя распределение электрических полей внутри грозового облака и вблизи него весьма сложно и

изменчиво, в большинстве случаев облако можно уподобить вер- тикальному диполю с положительным зарядом в верхней части и отрицательным в нижней. При этом в облаках, а также между об- лаками и землей возникают огромные разности потенциалов, при

которых напряженность поля достигает десятков тысяч вольт на

метр. Отрицательные заряды в нижней части облака индуцируют положительный заряд на земной поверхности, а напряженность поля между облаком и землей может изменить и в действитель-

ности изменяет свое направление, т.е. получает направление вверх. В связи с указанными огромными разностями потенциалов в атмосфере возникают искровые электрические разряды-молнии как в облаках, так и между облаками и Землей. При напряженно- сти поля, направленнойвверх, молнии могут переносить к зем- ной поверхности очень большие отрицательные заряды, которые и компенсируют потерю отрицательного заряда земной поверхно- стью в спокойную погоду.

15. УРАВНЕНИЕ СТАТИКИ АТМОСФЕРЫ

15.1. Предположим, что воздух не перемещается в горизон- тальном и вертикальном направлениях, т.е. он покоится относи- тельно Земли. Выясним, по какому закону меняется давление с высотой в таком покоящемся воздухе.

Вырежем мысленно в атмосфере вертикальный столб воздуха с поперечным сечением, равным 1 м?, и направим ось г по верти- кали вверх (рис. 2.2). Выделим в этом столбе тонкий слой возду- ха, ограниченный снизу плоскостью на высоте 2, а сверху - плоскостью на высоте z +dz, толщина слоя, таким образом, равна dz. На нижнюю поверхность выделенного элементарного объема смежный воздух действует с силой давления, направленной снизу вверх. Модуль этой силы, действующей на рассматриваемую по- верхность площадью равной единице, и будет давлением р на этой поверхности. На верхнюю поверхность элементарного объе- ма смежный воздух действует с силой давления, направленной сверху вниз. Модуль этой силы р +др есть давление на верхнюю поверхность. Это давление отличается от давления на нижней по- верхности на малую величину др, причем заранее не известно, будет ли d положительным или отрицательным, т.е. будет ли давление на верхней поверхности выше или ниже, чем на ниж- ней поверхности.

Силы давления, действующие на боковые стенки выделенно- го объема, уравновешиваются силами давления, действующими изнутри, поскольку мы рассматриваем покоящуюся атмосферу.

Рис. 2.2. Силы, действующие на элементарный объем воздуха по вертикали

Следовательно, равнодействующая сил давления в горизонтальном направлении равна нулю.

Воздух в рассматриваемом элементарном 2+ dz

объеме кроме сил давления испытывает силу dz

Z тяжести, которая направлена вниз и равна ус- корению свободного падения g, умноженному -драт

на массу воздуха во взятом объеме. Масса воз- духа, содержащаяся во взятом объеме, равна произведению плотности воздуха р на объем 1м? dz. Таким образом, сила тяжести, действую- щаяна выделенный объем воздуха, равна gpz. Так как мы взяли покоящийся воздух, то 1m?

это значит, что равновесие существует и ввер- тикальном направлении, т.е. что взятый объем воздуха не имеет никакого ускорения ни по горизонтали, ни по вертикали и, таким образом, остается на одном и том же уровне, несмотря на наличие веса. Это значит, что сила тяжести, и силы давления уравновешиваются, т.е. равнодействующая этих сил рав- на нулю. Сила давления р +ар и сила тяжести gpaz направлены

вниз, т.е. против направления 2, поэтому их следует взять с отри- цательным знаком. Сила давления р направлена вверх, т.е. по на- правлению ‹, поэтому ее следует взять с положительным знаком. Сумма всех этих трех сил есть равнодействующая, которая в на- шем случае равна нулю. Таким образом,

ИлИ

-(p +dp) +p- gpdz =0,

(2.13)

dp =-gpdz. (2.14)

Отсюда следует, что при положительном приросте высоты (dz >0) прирост давления отрицательный, dp <0, т.е. с высотой атмосферное давление падает. При этом разность давлений на ниж- ней и верхней границах рассматриваемого элементарного объема равна силе тяжести, действующей на воздух в этом объеме. Уравнение (2.14) носит название основного уравнения статики атмосферы. Оно показывает, как меняется давление при малом приросте высоты.

15.2. Основное уравнение статики можно написать еще так:

1 dp•- g = 0. p dz

(2.15)

Величина - рdz есть падение давления на единицу прироста высоты. Она называется вертикальным градиентом давления, или вертикальным барическим градиентом. Втакой форме pds это рав- нодействующая сил давления, действующих на единичный объем

1 dp

воздуха. Разделив ее на плотность р, получим

pdz - вертикаль- ный барический градиент, отнесенный к единице массы и направ- 1dp ленный вверх. Действительно, размерность этой силы

pdz.

= (м3 •Н)/(кг •м? •м) = Н/кг.

Второй член уравнения (2.15) - это сила тяжести, действую- щая на ту же единицу массы и направленная вниз. Следовательно, основное уравнение статики выражает условие равновесия между двумя силами, действующими на единицу массы воздуха по вертика- ли, - вертикальным барическим градиентом и силой тяжести.

15.3. Дифференциальная форма уравнения статики позволяет

выполнять расчет изменения давления только для малых прира- щений высоты, при которых плотность можно считать прибли- женно постоянной в рассматриваемом слое. На практике всегда необходимо иметь данные о распределении давления в слоях ко- нечной толщины. Чтобы получить выражение для изменения давления при конечном приросте высоты, нужно уравнение (2.14) проинтегрировать в пределах от одного уровня и с давле- нием рі до вышележащего уровня 2, с давлением Р2. Интегрируя, необходимо помнить, что плотность воздуха р —переменная ве- личина, меняющаяся с высотой, т. е. плотность воздуха р - функ- ция высоты: р = p(z).

Поскольку плотность воздуха непосредственно не измеряет-

ся, ее нужно заменить с помощью уравнения состояния через температуру идавление: р=р/(RdT). Для упрощения записи бу- дем считать, что в случае влажного воздуха Т - это виртуальная температура, т.е. опускается индекс v. Подставив выражение р в уравнение (2.14), получим

dp = 8D dz,

(2.16) RaT

Или

业P•= 一RaT-dz.

(2.17) Предположим, что нам нужно узнать, как меняется давление от уровня ‹ на котором давление Ру, до уровня 2, на котором 65

давление Р2. Для этого возьмем определенные интегралы от обеих частей уравнения (2.17) в пределах от р, до Р, и От 2, ОД 22. При этом будем считать &независящим от высоты, R, - тоже постоян- ная величина. Поэтому 8 и R, можно вынести за знак интеграла. Тогда

8 3? nI P2 - nI P, = - RaTm d z .

Взяв интеграл в правой части, можно написать

In P2 - In P, = -RaTm

- (22-21).

Потенцируя, получим

P2=p,exp. 28(2).

(2.20) (2.21) (2.22)

如ニー 823dz PIP Rd

(2.18)

Температура Т меняется с высотой, т. е. Т - величина пере- менная, являющаяся функцией высоты. В атмосфере характер из- менения температуры Т с высотой, как правило, не может быть выражен какой-либо простой функцией высоты. Однако из на- блюдений за температурой на различных высотах (например, производимых радиозондами) можно построить график темпера- туры в зависимости от высоты ‹ или так называемый профиль температуры. На этом графике можно определить среднее значе- ние температуры Тт между уровнями 2, и 2, а среднее значение уже можно вынести за знак интеграла. Тогда

Эти уравнения представляют собой интеграл основного уравне- ния статики атмосферы. Его называют еще барометрической фор- мулой. Формула показывает, как меняется атмосферное давление с высотой в зависимости от температуры воздуха при наличии

силы тяжести.

15.4. Зная основное уравнение статики (2.14), можно понять физический смысл атмосферного давления. Пусть на уровне z давление р =Р2. Представим такую высоту 2= 2д, на которой р = 0, т.е. Z4 - верхняя граница атмосферы. Проинтегрируем уравнение статики от Р, До 0:

Sap=- Sapde. Pz

(2.23)

Очевидно, что - gpdz = Ратм - вес атмосферного столба воздуха от уровня и до верхней границы атмосферы. Следовательно,

Иными словами, атмосферное давление на любом уровне равно весу столба воздуха единичного поперечного сечения, простирающегося над данным уровнем. Этот вывод помогает понять, почему давле- ние уменьшается с высотой. Чем выше расположен уровень, тем меньше остается протяжение атмосферы выше этого уровня, сле- довательно, тем меньше масса и меньше вес столба по сравнению с нижележащими уровнями. Поэтому давление с высотой убывает. 15.5. Основное уравнение статики выводится в предположе- нии равновесия воздуха по вертикали и по горизонтали. В дей- ствительности может существовать какая-то равнодействующая сила тяжести и вертикального барического градиента, отличная от нуля, т.е. сила тяжести может не строго уравновешиваться си- лой вертикального барического градиента. Наблюдения показы- вают, однако, что такие условия наблюдаются очень редко, и притом эта равнодействующая незначительна, и, стало быть, ус- корение, сообщаемое ею воздуху, незначительно. Основное урав- нение статики хотя и не будет выполняться абсолютно строго, но будет справедливо с очень большой степенью точности. Опыт по- казывает также, что крупномасштабные горизонтальные движе- ния воздуха происходят таким образом, что основное уравнение статики выполняется с большой степенью точности, т.е. крупно- масштабные горизонтальные движения воздуха квазистатичны.

16. ПРИМЕНЕНИЕ БАРОМЕТРИЧЕСКОЙ ФОРМУЛЫ

16.1. С помощью барометрической формулы обычно решают две задачи:

1) задачу приведения давления от одного уровня к другому, т.е. зная давление на одном уровне, разность высот и среднюю температуру слоя, найти давление на другом уровне;

2) задачу барометрического нивелирования, т.е. зная давле- ние на двух уровнях и среднюю температуру столба воздуха, най- ти высоту превышения одного уровня над другим.

Для практического использования барометрическая формула приводится к рабочему виду. От натуральных логарифмов перехо- дят к десятичным, от абсолютной температуры — к температуре

по Цельсию. Подставляют числовые значения газовой постоянной и ускорения свободного падения. При этом в случае влажного воздуха берется значение R, для сухого воздуха, температура за- меняется виртуальной температурой: Т,= 11( +0,378 e/р).

16.2. Важным вариантом первой задачи является приведение давления к уровню моря. Эта задача возникла из необходимости сравнивать значения давления на различных станциях и анализи-

ровать давление на синоптических картах.

Чтобы получить представление о действительном крупномас- штабном распределении давления на больших территориях, нужно исключить влияние различных высот метеорологических стан- ций, которое отражается на величине давления. Зная давление на некоторой станции, расположенной на высоте ст над уровнем моря, и температуру ( на этой станции, вычисляют сначала во- ображаемую среднюю температуру между температурами на рас- сматриваемой станции и на уровне моря (в действительности ат- мосферного столба между станцией и уровнем моря, конечно, нет). Для уровня станции берется фактическая температура, а для уровня моря - вычисленная температура. При вычислении ис- пользуется известный факт, что в среднем приземная температура падает на 0,5°С на каждые 10 м поднятия. Следовательно, если дет возрастатьан05, анкакаться 0 м, но моря, температура бу- на каждые 10 м, т.е.

ум. =т*е +0,5° •10-2•2ст3

где ист в метрах. За среднюю температуру воображаемого столба воздуха принимается среднее арифметическое вст ИТум.' Т.е.

mI =(ter +ty.n)/2.

По давлению на станции и по полученной средней темпера- туре определяется давление на уровне моря. Предположив, что Р1 = Р у м ' 2 , = 0 , а Р 2 = Р о т П р и 2 2 - 2 т , б а р о м е т р и ч е с к а я ф о р м у л а з а -

-83ст, RaIm

дге mT =273° +mI. Отсюда

Рум. =Рстехрвст. RaTm

Поскольку операция приведения давления к уровню моря де- лается на метеорологической станции в каждый срок наблюде- ний, то для облегчения расчетов на каждой станции имеются спе- циальные таблицы. При этом учитывается, что высота станции над уровнем моря для данной станции - величина постоянная.

Рет = Рум exp.

Поэтому таблицы составлены для разных значений т. На при- земные синоптические карты всегда наносится давление, приве- денное к уровню моря.

16.3. Наиболее точная формула, использующаясядля баро- метрического нивелирования, —формула Лапласа (1749-1827). Она получена для влажного воздуха с учетом изменения ускоре- ния свободного падения с широтой и высотой. В метеорологии в большинстве задач используется барометрическая формула реальной атмосферы. Она имеет вид

22- 2=B(1+am)lP./Pz，

где Іт• средняятемператураслоя между Р, иРгmI в°С; а= = 1/273 - термический коэффициент объемного расширения газа; В - 18 400 м - барометрическая постоянная.

Для небольшого перепада высот используется формула Бабине

n = 27 - 12 = 8 0 0 0 2 ( Р н - Р в ) • ( 1 - a t m ) , HP +PB

(2.25)

где Ри - давление на нижнем уровне ‹; Рв - давление на верхнем уровне 2•

17. БАРИЧЕСКАЯ СТУПЕНЬ

17.1. Быстрые подсчеты, связанные с изменением давления с высотой, можно сделать с помощью так называемой бариче- ской ступени. Напишем основное уравнение статики (2.16) dp = =-(gpdz)/ (R,Tm) в иной форме:

-(dz/dp) = (RaTm)/(gp).

(2.26)

Выражение -(dz/dp) называется барической ступенью (или баро- метрической ступенью). Следовательно, барическая ступень - это приращение высоты, в пределах которого давление падает на единицу. Барическая ступень - величина, обратная вертикальному бари- ческому градиенту -(dp/dz). Из формулы (2.26) видно, что бари- ческая ступень прямо пропорциональна температуре воздуха и об- ратно пропорциональна давлению. При одном и том же давлении барическая ступень тем больше, чем выше температура. Чем больше высота и чем, следовательно, ниже давление, тем больше барическая ступень.

Подставив в формулу (2.26) числовые значения д и R, моЖно найти барическую ступень для разных р и Тт Как мы знаем, в метеорологии за единицу давления принят гектопаскаль. Тогда

барическая ступень измеряется приростом высоты, на котором 69

Рис. 2.3. Убывание атмосферного давления с высотой в зависимости от температуры воз- км

душного столба: при одинаковом давлении внизу давление 500 гПа в теплом столбе на- 50 гло _

блюдается на 350 м выше, чем в холодном

50 0 20 0.

526 гла -

давление падает на 1 гПа. При темпе- ратуре 0°С и давлении 1000 гПа бари- •4

ческая ступень равна 8 м/гПа. Таким Столб

Столб

воздуха

Воздуха

образом, уземной поверхностинужно со средней

Тосредней

подняться примерно на 8м, чтобы дав- температу-

рой 10°0

ление упало на 1 гПа. С ростом тем- пературы барическая ступень растет примерно на 0,4 % на каждый градус. На высоте около 5 км, где давле- ние близко к 500 гПа, при той же тем- 1000гла

1000 гла

пературе 0°С барическая ступень будет уже около 16 м/гПа. Зная барическую ступень для разных р и Т, можно про- изводить те расчеты, для которых применяются барометрические формулы, если только разность высот не очень велика.

17.2. Допустим, что на уровне земной поверхности давление одинаково и в теплом и в холодном воздухе. Однако в теплом воздухе, где барическая ступень больше, нужно подняться на большую высоту, чем в холодном воздухе, чтобы давление упало на 1 гПа. При дальнейшем подъеме эта разница будет нарастать. Следовательно, в теплом воздухе давление падает с высотой мед- леннее, чем в холодном. Поэтому на высотах давление в теплом и холодном воздухе уже становится неодинаковым: на одной и той же высоте в теплом воздухе оно будет выше, чем в холодном (рис. 2.3). Иными словами, теплые области в атмосфере являются ввысоких слоях областями высокого давления, а холодные области - областями низкого давления.

18. СРЕДНЕЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ АТМОСФЕРНОГО ДАВЛЕНИЯ С ВЫСОТОЙ

18.1. Как видно из барометрической формулы, распределение атмосферного давления по высоте зависит от давления у земной поверхности и от распределения температуры воздуха с высотой. В многолетнем среднем в Европе давление распределяется с вы- сотой следующим образом:

Высота, км уровень моря 5 10 15 20 Давление, г а

1014

538 262 120 56

Приведенные значения подтверждают вывод, который можно сделать из барометрической формулы: давление убывает примерно в геометрической прогрессии, если высота возрастает в арифмети- ческой прогрессии. Действительно, на уровне 5км давление почти вдвое ниже, чем на уровне моря; на уровне 10 км - почти в че- тыре раза; на уровне 15 км - почти в8раз ина уровне 20 км - в 18 раз.

18.2. Давление меняется не только с высотой. Оно меняется и от места к месту на одном и том же уровне, т. е. оно не везде одинаково. Кроме того, в каждой точке атмосферы давление непре- рывно меняется с течением времени. Непрерывно меняется и распре- деление его во всей атмосфере. Ясно, что изменения давления в любой точке связаны с изменениями всей массы воздуха над этой точкой. А изменения массы воздуха в свою очередь обусловлены движением воздуха.

19. ОБЩАЯ МАССА АТМОСФЕРЫ

Знание атмосферного давления по всему земному шару позво- ляет рассчитать общую массу атмосферы. Грубую оценку можно сделать, если учесть, что среднее атмосферное давление на уров- не моря близко к 1013 гПа. Зная площадь земной поверхности и

превышение материков над уровнем моря, можно вычислить силу тяжести, действующую на земную поверхность. Пренебрегая изменением силы тяжести с высотой, можно считать эту силу численно равной массе атмосферы, умноженной на ускорение свободного падения. Если среднее атмосферное давление на уровне моря близко к 1013 гПа, а площадь поверхности Земли равна 5,101 • 1014 м?, то масса атмосферы:

Mn o ( 1 0 1 3 0 5 2 , 7 - 1 5 1 0 0 5 2 7 / 0 9 , 9 0 6 5 / 6 3 ) =

Если учесть реальное распределение давления на поверхности Земли с учетом рельефа, то масса атмосферы МГати = 5,157 • 1015т. Масса Земли М3= 5,98 • 1021т. Следовательно, МатмМ/ 3 = = (5,157 • 1015)/(5,98 • 1021) = 0,86 • 10-6, т.е. немного меньше одной миллионной. Иными словами, масса атмосферы примерно в мил- лион раз меньше массы земного шара. Как уже говорилось, поло- вина всей массы атмосферы сосредоточена в нижних 5 км, три четверти - в нижних 10 км и 95% - в нижних 20 км.

20. АДИАБАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ СОСТОЯНИЯ ВОЗДУХА В АТМОСФЕРЕ

Из множества процессов, которые переводят газ из одного состояния (с одними величинами р, Т, р) в другое (с другими ве- личинами р, Т, р), особенно важное значение для атмосферы имеет адиабатический процесс. Из общего курса физики известно, что адиабатическим называется процесс, протекающий без тепло- обмена с окружающей средой, - в нашем случае с окружающей ат- мосферой, земной поверхностью и мировым пространством. Строго адиабатических процессов в атмосфере нет, так как никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплово- го влияния окружающей среды. Однако из-за плохой теплопро- водности воздуха и почти полной прозрачности атмосферы для прямой солнечной радиации можно принять, что быстропротекаю- щие атмосферные процессы происходят без теплообмена с окру- жающим воздухом. В этом случае изменения состояния индиви- дуальной массы воздуха можно с достаточным приближением считать адиабатическими.

Чтобы дать адиабатическим процессам количественную оцен-

ку, вспомним уравнение первого началатермодинамики для иде- ального газа, каким мы считаем воздух. В применении к сухому и ненасыщенному влажному воздуху оно гласит, что приток тепла к единице массы воздуха d расходуется на увеличение внутрен- ней энергии газа (du = c,d1), что выражается в увеличении темпе- ратуры, и на совершение механической работы против внешних сил давления при расширении рассматриваемого объема газа: dw = pdv, где dv - приращение удельного объема. Таким образом, для единицы массы воздуха можно записать

@d =c,dT +pdv,

(2.27)

где dT - увеличение абсолютной температуры, с, — удельная теплоемкость воздуха при постоянном объеме. Если процесс про- исходит адиабатически, т.е. безтеплообмена с окружающей сре- дой, то d@ = 0 и уравнение (2.27) примет вид

-c,dT = pdv.

(2.28)

Следовательно, если некоторая масса воздуха расширяется адиаба- тически, то она выполняет работу против внешних сил давления (работа расширения), которая производится за счет уменьшения внутренней энергии (уменьшения кинетической энергии моле- кул). Это выражается в понижении температуры, вместе с кото- рой падает и давление. Адиабатическое сжатие газа происходит за

счет работы внешних сил давления (работа сжатия), которая уве-

личивает внутреннюю энергию и тем самым нагревает воздух

(скорость молекул возрастает, т. е. растет кинетическая энергия молекул и, следовательно, растет температура); одновременно ра- стет и давление.

21. СУХОАДИАБАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ

Закон, по которому происходят адиабатические изменения состояния в идеальном газе, с достаточной точностью применим к сухому, а также к влажному ненасыщенному воздуху. Этот сухоадиабатический закон выражается уравнением сухоадиабати- ческого процесса, или уравнением Пуассона. Выведем его. Чтобы вывести это уравнение, исключим из уравнения первого начала термодинамики удельный объем воздуха v, так как он в атмосфе- ре не измеряется. Для этого заменим в уравнении (2.27) pdv из уравнения состояния воздуха (2.12), для чего продифференциру- ем его:

d(pv) = R,dT или pdv +vdp = R,dT; pdv = R,dT - vdp. Так как v= (R,T)/р, можно написать

pdv = RadT - RaI dp. Подставим pav в уравнение (2.27). Получим

(2.29)

(2.30)

ИлИ

d@=c,dT +RydT- RaI dp,

de=(Ra+C,)dT-RaT dp.

Из физики известно, что удельные теплоемкости при постоян- ном объеме (с,) и постоянном давлении (с,) связаны соотношением'

Уравнение

Rg+ с, =рС (уравнение Майера).

(2.31)

(2.32)

' Действительно, рассмотрим изобарический процесс р = const. Тогда d = , Т . С д р у г о й с т о р о н ы , d = R( a t c ) T- d R J , о н p d = , 0 с л е д о в а т е л ь - HO, c,= Ry+c,.

является уравнением первого начала термодинамики в примене- нии к сухому или влажному ненасыщенному воздуху, наиболее часто используемым в метеорологии. Для адиабатического про- цесса dQ = 0, поэтому уравнение (2.32) получит вид

caT - RaT=P= 0, (2.33)

илИ

笑- 盘典 Ср Р

Уравнение (2.34) можно проинтегрировать в пределах от значе- ний температуры Т, и давления Ро, в начале процесса до их зна- чений Ти р в конце процесса. Получим

J m I n z y - 些 i n p f ，I n T - h T o - 些 (i n p - I n p o b 70 "P

(2.35)

Это и есть уравнение Пуассона, или уравнение сухоадиабати- ческого процесса в интегральной форме. Напомним, что

R, = 287 Дж/(кг • К) = 287 м₴/(с2 • К),

С, = 718 Дж/(кг •К) = 718 м₴/(с2 • К),

С =105 Дж/(кг •К) = 105 м₴/(с2 -К).

Поэтому показатель Ra/c, =0,286. Для влажного ненасыщен- ного воздуха вместо температуры 7 следует брать виртуальную

температуру 1,

Смысл уравнения Пуассона в следующем: если процесс адиа- батический и давление меняется от Ро до р, то, зная начальную температуру воздуха То, можно вычислить температуру Тв конце процесса.

22. СУХОАДИАБАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ ПРИ ВЕРТИКАЛЬНЫХ ДВИЖЕНИЯХ

В атмосфере расширение воздуха и связанное с ним падение дав- ления и температуры происходит чаще всего при восходящем дви- жении воздуха. Подъем воздуха может происходить: при всплыва- нии пузырей теплого воздуха вверх во время дневной конвекции; при восходящем скольжении более теплой (следовательно, более 74

(2.34)

Сжатие воздуха, сопровождающееся повышением давления и

поднялась на единицу расстояния по вертикали. Вернемся к

台吸 = 一是业

воздуха температура его падает, а при, адиабатическом опускании

легкой) воздушной массы по пологому клину более холодной (более плотной) воздушной массы; при подъеме воздуха по гор- ному склону.

температуры, происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха. Опыт показывает, что такие вертикальные движения, протекающие за промежутки времени от нескольких часов до су- ток, происходят почти без теплообмена с окружающей средой, т.е. адиабатически. Отсюда важный вывод: поднимающийся воздух адиабатически охлаждается, а опускающийся - адиабатически нагревается.

Определим, на какую величину изменится температура в поднимающемся адиабатически воздухе, если частица воздуха

уравнению (2.33) и отметим индексом і температуру индивиду- альной вертикально движущейся массы воздуха, т.е. предполо- жим, что выделенная движущаяся единичная масса воздуха (час- тица воздуха) не смешивается с окружающим воздухом. Тогда

высоты

cpdT; - R,T;

dp =0

(2.36)

(2.37)

Окружающий воздух подчиняется уравнению статики. dp 8dz

P RdTa

Индекс а - температура в окружающей атмосфере. Сравнивая (2.36) и (2.37), видим, что сделано допущение: подъем воздушной массы происходит таким образом, что давление в поднимающей- ся массе воздуха и в окружающей атмосфере успевает выравни- ваться. Обычно для всех метеорологически важных процессов это допущение выполняется с высокой точностью. Исключив из этих уравнений dp/p, получим

dT; = 8

Rd Ti aRТа, ИЛИ dz Cp (Ta)

(2.38)

Правая часть уравнения здесь всегда меньше нуля (отрицатель- ная). Таким образом, при адиабатическом подъеме (dz >0) массы

(dz <0) возрастает. Отношение Т,/Т. всегда близко к единице, так как абсолютная температура движущейся массы и окружаю- щего воздуха мало отличаются между собой. Допустив, что это отношение равно единице, получим, что изменение температуры в движущейся по вертикали массе воздуха на единицу изменения

dTi -= (8/c,).

(2.39)

Отношение д/с, равно 0,98°С/100 м.

Итак, при адиабатическом подъеме сухого и ненасыщенного влажного воздуха температура на каждые 100 м подъема падает почти на один градус, а при адиабатическом опускании на 10 м температура растет на то же значение. Величина

Ta - - 47 - 3 - 0 9 8 ° C = 1- C/ 1 0 0 M 100 м

называется сухоадиабатическим градиентом aY Необходимо под- черкнуть, что сухоадиабатический вертикальный градиент указы- вает величину изменения температуры на каждые 100 м подъема вертикально движущейся индивидуальной массы воздуха. Его не следует смешивать с вертикальным градиентом температуры в ат- мосферном столбе окружающего воздуха, так как распределение температуры в атмосферном столбе с высотой складывается под действием различных причин, а не одного вертикального подъема. Ниже мы познакомимся с вертикальным градиентом температуры атмосферного столба более подробно.

23. ВЛАЖНОАДИАБАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ

23.1. Между адиабатическим подъемом сухого и влажного не- насыщенного воздуха имеется принципиальное различие. Адиа- батический подъем сухого воздуха ведет только к падению темпе- ратуры в нем. Если же поднимается влажный ненасыщенный воздух, то вместе с адиабатическим понижением температуры со- держащийся в воздухе водяной пар постепенно приближается к состоянию насыщения. Наконец, на какой-то высоте температура понизится настолько, что водяной пар достигнет насыщения. Вы- сота, на которой достигается насыщение, называется уровнем кон- денсации.

При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный, т.е. уже не по сухоадиа- батическому закону. В нем происходит конденсация избыточного

количества водяного пара, вследствие чего выделяется в значи- тельных количествах теплота парообразования, или теплота кон- денсации (2,501 • 106 Дж/кг). Выделение этой теплоты идет на со- вершение части работы расширения поднимающегося воздуха. Тем самым оно замедляет понижение температуры при подъеме. 76

Поэтому в поднимающемся насыщенном воздухе температура па- дает уже не сухоадиабатически, а по влажноадиабатическому зако- ну. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения. На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при давлении 1000 гПа и температуре 0°С охлаждается на 0,66°С, при температуре 20°С - на 0,44 и при температуре - 20°С - на 0,88°С. При более низком давлении падение температуры со- ответственно меньше. Ниже приведены величины влажноадиаба- тического вертикального градиента температуры в зависимости от температуры и давления (°С/100 м):

Давление,

гПа - 2 0

Температура, °С

-10 0 +10 +20

1000 0,88

0,78 0,66 0,54 0,44 0,86

0,52 0,42 900 0,83

0,76 0,64 0,47 0,38 500 0,64 0,52

700 0,77

0,72 0,59 0,41 0,33

Падение температуры в насыщенном, воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим гра- диентом.

При очень низких температурах, которые имеет воздух, под- нимающийся в высоких слоях атмосферы, водяного пара в нем остается мало и выделение теплоты конденсации поэтому тоже незначительное. Падение температуры при адиабатическом подье- ме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких темпера- турах приближается по величине к сухоадиабатическому градиенту. 23.2. При опускании насыщенного воздуха процесс измене- ния температуры происходит по-разному в зависимости от того, остались ли в воздухе продукты конденсации (капли и кристал-

лы) или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.

Если в воздухе нет продуктов конденсации, то, как только он начнет опускатьсяи начнет расти температура, воздух становится ненасыщенным. Следовательно, изменение температуры пойдет по суходиабатическому закону, т.е. воздух, опускаясь, будет нагре- ваться на 1°C/100 м.

Если в воздухе сохранились продукты конденсации (капельки и кристаллы), образовавшиеся при подъеме, то при опускании и нагревании воздуха они будут постепенно испаряться. При этом часть внутренней энергии опускающегося воздуха затрачивается на испарение капелек и кристаллов, т.е. часть тепла воздушной массы переходит в скрытую теплоту парообразования, поэтому

температура повышается меньше, чем при суходиабатическом опускании. В результате воздух остается насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное

состояние. В течение всего этого процесса температура в нем по- вышается влажноадиабатически: не на 1°С/100 м, а на меньшее значение - именно на такое, на какое понижалась температура в

восходящем насыщенном воздухе при тех же значениях темпера-

туры и давления. Если воздух продолжает опускаться, то процесс изменения температуры будет происходить по сухоадиабатичес- кому закону.

23.3. Построим график изменения температуры с высотой при адиабатическом процессе в вертикально движущейся массе воздуха. Для этого по оси абсцисс отложим температуру, а по оси ординат —высоту или давление. Линия, графически представляю- щая изменение температуры, называется адиабатой.

Как мы видели, в сухом и ненасыщенном влажном воздухе при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на

единицу изменения высоты - величина постоянная, почти точно равная 1°С/100 м. Поэтому, если температура и высота отложены по осям в линейной шкале, сухие адиабаты будут прямыми линия- ми. Однако при влажноадиабатическом процессе изменение тем- пературы на каждую единицу высоты - величина переменная. И линии изменения температуры в осях координат «температу- ра-высота» - кривые, а не прямые. Эти кривые линии называются влажными адиабатами. Очевидно, что в нижних слоях, где большая влажность, влажные адиабаты наклонены к оси абсцисс меньше, чем сухие адиабаты. По мере увеличения высоты насыщающие количества водяного пара становятся все меньше и меньше, влаж- ноадиабатический градиент приближается к сухоадиабатическому градиенту, поэтому наклон влажных адиабат приближается к на- клону сухих адиабат. По этой причине на графике влажные адиа- баты обращены выпуклостью вверх.

Вместо высоты по оси ординат можно отложить давление и построить аналогичным образом сухую и влажную адиабаты в

осях координат «температура-давление», поскольку температура при адиабатических процессах меняется в зависимости от изме-

нения давления.

24. ПСЕВДОАДИАБАТИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС

Представим себе, что влажный ненасыщенный воздух начинает подниматься. Его температура падает сначала сухоадиабатически, затем по достижении уровня конденсации - влажноадиабатически. 78

alla 600

700

800

900

1000

-20 -10

10 20

Рис. 2.4. Псевдоадиабатический процесс в координатах температура-давление: от точки А до точки В температура воздуха падает по сухоадиабатическому за- кону, от точки Вдо точки С- по влажноадиабатическому закону, от точки С до точки D- растет по сухоадиабатическому закону

Предположим, что вся вода, выделяющаяся при конденсации, сразу же выпадает в виде осадков. Допустим, что, достигнув не- которой высоты, воздух начинаетопускаться. Так как продуктов конденсации в нем нет, он сразу будет нагреваться сухоадиабати- чески. Следовательно, на прежний уровень воздух придет с тем- пературой более высокой, чем та, которая была в нем первона- чально.

В рассматриваемой массе воздуха произошел необратимый процесс. Хотя масса вернулась на прежний уровень, под прежнее давление, она не вернулась в исходное состояние: конечная тем- пература воздуха оказалась выше начальной. Такой процесс назы- вается псевдоадиабатическим.

На рис. 2.4 псевдоадиабатический процесс представлен на аэрологической диаграмме. Точка А- начальное состояние ин- дивидуального объема воздуха. От точки Адо точки В температу- ра воздуха падает суходиабатически, от точки В до точки С - влажноадиабатически, от точки С до точки D температура растет сухоадиабатически, т.е. вернувшийся под прежнее давление воз- душный объем имеет температуру в точке D большую, чем в на- чальной точке А. Кривая АВС называется кривой состояния.

25. ПОТЕНЦИАЛЬНАЯ ТЕМПЕРАТУРА

25.1. Очень часто возникает необходимость сравнить тепло- вое состояние масс воздуха, находящихся на разных высотах над уровнем моря. Такое сравнение можно сделать, введя понятие по-

тенциальной температуры. Пусть на какой-то высоте в атмосфере имеется воздух с давлением р и температурой Т. Мысленно опустим его суходиабатически на уровень, где существует давление Ро Тогда его температуру при давлении Ро можно определить по уравнению Пуассона. Выберем для такой операции давление Ро = 1000 гПа. Новая температура будет:

Rd 1 0 0 0 0 , 2 8 6

0=TPoCp =1 P (2.40)

Температуру, которую получил бы воздух, если его адиабатически опустить (поднять) до давления 1000 гПа, назовем потенциаль- ной. Таким образом, потенциальная температура любой воздушной частицы - это температура, которую примет воздух на изобари- ческой поверхности 1000 гПа, если его сухоадиабатически опус- тить на эту поверхность. Фактическую температуру воздуха (в от- личие от потенциальной) будем называть просто температурой. Потенциальную температуру можно вычислить по формуле (2.40). Однако е можно определить с достаточной точностью, если известно, на какой высоте находится воздух. Допустим, что высота равна 3000 м, давление на уровне моря 1000 гПа (в сред- нем оно близко к этому значению). Тогда потенциальная темпе- ратура,т.е. температура, с которой он пришел бы на поверхность 1000 гПа (в нашем случае уровень моря), равна его начальной температуре плюс 30°С (так как на каждые 100 м спуска темпера- тура должна возрастать на один градус). Следовательно, прибли- женно 0 = Т +0,01z, где 2 — высота точки (в метрах) над уров- нем моря (в общем случае - над изобарической поверхностью 1000 г/la).

Таким образом, вычисляя потенциальную температурувоз- душных масс, находящихся на разных высотах, можно сравнивать их тепловое состояние. Вычисляя потенциальную температуру этих масс, мы мысленно суходиабатически опускаем их на одну и ту же изобарическую поверхность (1000 гПа) и затем, сравнивая значения 0 в каждой воздушной массе, судим о том, какая из них теплее.

25.2. По самому смыслу потенциальной температуры ясно, что при изменении состояния воздуха по сухоадиабатическому закону потенциальная температура индивидуального объема воз- духа остается неизменной.

Изменение потенциальной температуры воздушной массы показывает, что процесс перестал быть сухоадиабатическим. Дей- 80

ствительно, когда начинается конденсация и выделяется теплота конденсации, потенциальная температура возрастает.

25.3. Сухие адиабаты представляют собой также изолинии равной потенциальной температуры воздуха. В самом деле, при сухоадиабатическом изменении точка, соответствующая состоя- нию воздуха, перемещается по одной и той же сухой адиабате. Следовательно, данная сухая адиабата характеризует определен- ную потенциальную температуру, значение которой можно опре- делить в точке пересечения данной сухой адиабаты с изобарой 1000 гПа.

26. ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ

26.1. Выше мы говорили об изменениях температуры с высо- той (давлением) в определенной массе воздуха, которая как целое адиабатически поднимается или опускается. Эти индивидуальные изменения температуры ни в коем случае нельзя смешивать с вертикальным распределением температуры в атмосфере. Температура в вертикальном атмосферном столбе может рас- пределяться по высоте самым различным образом, отражая теп- ловое влияние самых разнообразных процессов, происходящих во всей толще атмосферы. Фактическое распределение температуры с высотой не подчинено никакой простой закономерности, и кривая, изображающая распределение температуры в более или менее толстом слое атмосферы, в общем случае является сложной кривой. Кривая фактического распределения температуры с высо- той в данный момент времени называется кривой стратификации, образно говоря, «кривой расслоения». Она подчеркивает сложный характер распределения температуры по высоте в реальной ат- мосфере. Данные для построения кривой стратификации получа-

ют с помощью радиозондов при аэрологическом зондировании атмосферы.

Представление о характере кривой стратификации, т.е. о ха- рактере распределения температуры по высоте, дает вертикальный градиент температуры у= -(dTa/dz), т.е. изменение температуры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 м. Так как перед производной ставится знак минус, то в случае падения темпера- туры с высотой, те. при отрицательном dT. и положительном dz, градиент положителен (y >0), при возрастании температуры с вы- сотой (dT. >0, dz >0) он отрицателен у( <0).

26.2. В реальной атмосфере вертикальный градиент темпера- туры может меняться в широких пределах. В нижних 10-11 км в умеренных широтах и в нижних 15-17 км в тропиках он в сред- нем равен 0,65°С/100 м. Ватмосфере над тропическими исубтро- пическими пустынями он может быть равен 0,8-0,9°С/100 м в слое до 5 км. В нижних сотнях метров над нагретой не покрытой растительностью поверхностью он может повышаться до 1°С/100 м, а в тонком приземном слое над перегретой почвой может быть порядка 10°С/100 м и больше.

Достаточно часто наблюдаются случаи, когда температура воздуха в некотором слое атмосферы с высотой не падает, а рас- тет. Такое распределение температуры называют инверсией темпе- ратуры. Вертикальный градиент температуры при инверсии, ко- нечно, отрицательный. Инверсии образуются особенно часто по ночам в приземном слое, но встречаются они и в свободной ат- мосфере на разных высотах. Нередко в атмосфере образуются слои, в которых температура не меняется с высотой, т.е. верти- кальный градиент температуры равен нулю. Такое распределение температуры называют изотермией. Как мы помним, изотермиче- ское и инверсионное распределение температуры с высотой наблю- дается в среднем в стратосфере, т.е. в слоях от 10-11 до 50 км в умеренных широтах и от 15—17 до 50 км в тропиках.

26.3. Рассмотрим, как ведет себя потенциальная температура с высотой при той или иной форме кривой стратификации. В ред- ких случаях, когда температура падает с высотой на 1°С/100 м, потенциальная температура остается неизменной, кривая стратифи- кации совпадает с сухой адиабатой, т.е. при градиенте 1°С/100 м, с какого бы уровня ни была опущена воздушная частица на по-

верхность 1000 гПа, она, адиабатически нагревшись, будет иметь

одну и ту же температуру на этой поверхности. Это означает, что

потенциальная температура на всех уровнях одинаковая, т.е. не меняется с высотой.

Если вертикальный градиент температуры меньше 1°С/100 м (что наблюдается наиболее часто), потенциальнаятемпература с высотой растет и растет тем быстрее, чем меньше у. Действительно, если вертикальный градиент температуры кривой стратификации меньше 1°С/100 м, то чем выше расположен слой в атмосфере, тем больше будет положительная разность между температурой на сухой адиабате, проходящей через начальную точку кривой стратификации, и температурой на соответствующей высоте на кривой стратификации, поскольку на сухой адиабате на каждые 10 м подъема температура понижается на 1°С, а на кривой стра- 82

тификации - на меньшую величину. Следовательно, если вычис- лять потенциальную температуру точек кривой стратификации, то она будет тем больше, чем выше расположена точка, т.е. по- тенциальная температура будет расти с высотой. В изотермичес- ком слое потенциальная температура растет с высотой на 1°С на 100 м. Еще быстрее растет она в слое инверсии, т.е. при возраста- нии температуры с высотой. И только в тех случаях, когда верти- кальный градиент температуры кривой стратификации больше 1°С/100 м, потенциальная температура с высотой убывает и убы- вает тем быстрее, чем больше у.

27. ВЕТЕР 27.1. Скорость ветра

Движение воздуха относительно земной поверхности называет- ся ветром. Как правило, имеется в виду горизонтальная составля- ющая движения. Иногда говорят о восходящем или нисходящем ветре, т.е. учитывают вертикальную составляющую этого движе- ния. Ветер характеризуется вектором скорости. Известно, что всякий вектор определяется абсолютной величиной и направле-

нием. Следовательно, ветер определяется скоростью инаправлени- ем. Когда говорят о скорости ветра, имеют в виду только числовое е значение, т.е. путь, проходимый индивидуальным объемом воздуха за единицу времени относительно земной поверхности. Направление вектора скорости называется направлением ветра. За направление ветра принимается азимут точки, откуда дует ветер, отсчитывае- мый от точки севера через восток.

Скорость ветра выражается в метрах в секунду (м/с). При об- служивании авиации скорость ветра выражают в километрах в час (км/ч), а при обслуживании морского флота - в узлах, т.е. в морских милях в час. Чтобы перевести скорость ветра из метров в секунду в узлы, достаточно умножить число метров в секунду на 2. Скорость ветра оценивается и в баллах по так называемой шкале Бофорта. По шкале весь интервал возможных значений скорости ветра делится на 12 градаций. Каждая единица шкалы связывает скорость ветра с различными его эффектами, такими как степень волнения моря, качание ветвей деревьев, распростра- нение дыма из труб и т.д. В настоящее время эта шкала вышла из употребления.

Различают сглаженную скорость ветра, т.е. некоторую среднюю величину скорости за некоторый обычно небольшой промежуток

времени, втечение которого производятся наблюдения, имгновенную скорость ветра, т.е. скорость ветра в данный момент (измеряемую очень малоинерционным прибором). Мгновенная скорость ветра от- мечает порывы и внезапные ослабления ветра. Она очень сильно колеблется около сглаженной скорости, временами может быть значительно меньше или больше ее. На метеорологических стан- циях обычно измеряют сглаженную скорость ветра, и в дальней- шем речь будет идти о ней.

Средние скорости ветра у земной поверхности близки к 5—10 м/с и редко превышают 12-15 м/с. В сильных атмосферных вихрях и штормах умеренных широт скорости могут превышать 30 м/с, а в отдельных порывах достигать 60 м/с. В тропических ураганах скорости ветра доходят до 65м/с, аотдельные порывы, судя по разрушениям, превышают 100 м/с. В мелкомасштабных вихрях (смерчи, торнадо) возможны скорости и более 100 м/с. В верхней тропосфере в так называемых струйных течениях средняя скорость ветра на больших пространствах может доходить до 70-100 м/с. Для атмосферных движений характерна квазигоризонталь- ность. Это значит, что скорости горизонтального переноса в 100—1000 раз превышают вертикальные скорости. Только в осо- бых условиях интенсивно развитой конвекции и на ограничен- ных территориях вертикальные составляющие скорости движения

воздуха могут достигать нескольких метров в секунду, т.е. порядка горизонтальных скоростей.

Скорость ветра у земной поверхности измеряется анемомет- рами разной конструкции или флюгером Вильда. Наибольшее рас- пространение получили анемометры с приемными частями в виде вертушек (чашечный анемометр, мельничный анемометр), которые вращаются с большей или меньшей скоростью в зависи- мости от давления на них ветра. Во флюгере Вильда давление,

оказываемое ветром, отклоняет от положения равновесия верти- кально висящую металлическую доску. По скорости вращения

вертушки или по отклонению доски можно определить скорость ветра. Есть конструкции, основанные на манометрическом прин- ципе (трубка Пито) либо на измерении величины охлаждения на- гретого тела под действием ветра (термоанемометр). Имеется ряд конструкций самопишущих приборов - анемографов и (если из- меряется также и направление ветра) анеморумбографов. Приборы для измерения ветра на наземных метеорологических станциях устанавливаются на высоте 10-12 м над земной поверхностью. Измеренный ими ветер и называется ветром у земной поверхности. Об измерении ветра в свободной атмосфере говорилось в гл. 1.

27.2. Направление ветра

Подчеркнем еще раз, что направлением ветра в метеорологии называют направление, откуда он дует. Указать это направление можно либо назвав точку горизонта, откуда дует ветер, либо оп- ределив угол, образуемый направлением ветра с меридианом, т.е. его азимут. В последнем случае угол отсчитывается от точки севе- ра через восток, т.е. по часовой стрелке. В первом случае разли- чают восемь основных румбов горизонта: север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад - и во- семь промежуточных румбов между ними: северо-северо-восток, восток-северо-восток, восток-юго-восток, юго-юго-восток, юго- юго-запад, запад-юго-запад, запад-северо-запад, северо-северо- запад (рис. 2.5); 16 румбов, указывающих направление, откуда дует ветер, имеют следующие сокращенные обозначения (русские имеждународные), N- норд, Е—ост, S—зюйд, W- вест:

CNBEЮS3W ССВ NNE ВЮВ ESE ЮЮЗ SSW 3С3 WNW СВ NE ЮВ SE ЮЗ SW С3 NW BCB ENE ЮЮВ SSE 3 0 3 WSW СС3 NNW

Если направление характеризуется азимутом, то направление ветра указывается в градусах. Северному ветру будет соответство- вать 0° (360°), северо-восточному - 45°, восточному - 9 , юж-

360°

C6B

363 270°3 -

3103 103

BCB

- в 90° BroB

0 0 3

1 8 0 0 Ю ЮВ

Рис. 2.5. Румбы горизонта 85

ному - 180°, западному - 270°. При наблюдениях за ветром в высоких слоях атмосферы направление его, как правило, указы- вается в градусах, а при наблюдениях на наземных метеорологи- ческих станциях - в румбах горизонта. Направление ветра опреде- ляется с помощью флюгера, вращающегося около вертикальной оси, и указателей румбов, ориентированных относительно сторон гори- зонта. Под действием ветра флюгер принимает положение по на- правлению ветра, а противовес флюгарки указывает точку, откуда дует ветер, румб которого можно определить по указателю румбов. Различают также мгновенное исглаженное направления ветра. Мгновенные направления колеблются около некоторого среднего направления (сглаженного направления). Оно определяется при наблюдениях по флюгеру. И мгновенное, и сглаженное направ- ления ветра меняются как во времени, так и от точки к точке. В одно и то же время в разных местах направление ветра различ- но. Чтобы охарактеризовать ветровой режим какого-либо места, определяют повторяемость того или иного румба ветра аз опреде- ленный промежуток времени. В одних районах повторяемость различных направлений ветра за длительное время почти одина- кова, в других - наблюдается хорошо выраженное преобладание одних направлений над другими в течение всего сезона или года. Повторяемость и направление ветра зависят от условий общей циркуляции и (отчасти) от окружающего рельефа.

Чтобы охарактеризовать климатический режим ветра, можно

для каждого пункта построить диаграмму распределения повторя-

емости направлений ветра по основным румбам - так называе-

мую розу ветров (рис. 2.6). Для этого от начала полярных коорди-

нат откладывают направления по румбам горизонта (8 или 16) от-

резками, длины которых пропорциональны повторяемости ветров

соответствующего направления. Концы отрезков для наглядности

соединяют ломаной линией. Повторяемость штилей указывается

числом в центре диаграммы (в начале координат). При построе-

нии розы ветров можно учесть и среднюю скорость ветра по каж- дому направлению. Отложив отрезки, пропорциональные сред- ней скорости по каждому направлению, можно получить розу средних скоростей ветра. Умножив среднюю скорость по каждому направлению на повторяемость данного направления, можно по- строить график, показывающий в условных единицах количество воздуха, переносимого ветрами каждого направления.

Для нанесения на климатические карты направление ветра обобщают разными способами. Можно нанести на карту в разных

местах розы ветров. Можно определить равнодействующую всех скоростей ветра, т.е. векторную сумму всех скоростей вет- ра в данном месте за интересующий нас календарный месяц в течение многолет- него периода, и затем взять направление этой равнодействующей в качестве сред- него направления ветра. Чаще определя- ется преобладающее направление ветра. Для этого выделяют квадрант с най- большей повторяемостью. Средняя ли- ния квадранта принимается за преобла- дающее направление.

28. ЛИНИИ ТОКА И ИЗОТАХИ

28.1. Ветер, как всякий вектор, можно изобразить стрелкой, длина которой пропорциональна численному значению скорости. Направление стрелки указывает, куда ветер дует. Например, при северо-восточном ветре стрелка должна быть направлена на юго- запад.

В каждой точке атмосферы имеется ветер (штиль можно рас- сматривать как ветер нулевой скорости). Поэтому пространствен- ное распределение ветра образует векторное поле. Его можно пред- ставить графически разными способами. Наиболее наглядно ветер представляется с помощью линий тока, аналогичных, например, силовым линиям в магнитном поле. В каждой географической точке, в которой ветер известен, его изображают стрелкой, указы- вающей то направление, куда дует ветер; длина стрелки равна скорости, изображенной в избранном масштабе. На карте линии тока проводят так, чтобы направление ветра в каждой точке поля совпадало с направлением касательной к линии тока, проходя- щей через эту точку. Линии тока проводят тем ближе друг к дру- гу, чем больше скорость ветра на данном участке поля, т.е. густо- та линий на единице расстояния должна быть пропорциональна скорости ветра. Иными словами, расстояние между линиями тока должно быть обратно пропорционально скорости ветра. Таким образом, на карте получается система линий тока (рис. 2.7), кото- рая показывает, как именно течет воздух в данной области в данный момент. Нужно помнить, что измерения ветра сделаны в определенный срок наблюдений и линии тока представляют

3 B

ЮВ

Ю3

Рис. 2.6. Роза ветров

моментальный снимок поля ветра именно для данного срока наблюде- ний. Их не следует смешивать с пу- тями (траекториями) воздушных ча- стиц. Дело в том, что с течением времени поле ветра изменяется и, стало быть, меняется распределение линий тока. Каждая воздушная час- тица за время движения проделыва- ет свой путь в меняющемся поле Рис. 2.7. Линия тока

ветра, и поэтому ее путь не совпа- дает с линиями тока, построенными для одного определенного момента времени. Только если с тече-

нием времени распределение скоростей в поле не меняется, ли- нии тока и траектории воздушных частиц будут совпадать. Когда поле линий тока не меняется со временем, тогда поле ветра назы- вают установившимся или стационарным. Следовательно, траекто- рии воздушных частиц будут совпадать с линиями тока только в установившемся поле ветра. Как мы увидим в дальнейшем, для этого необходимо, чтобы поле давления с течением времени не менялось.

Линии тока можно строить и для средних характеристик вет- ра, например линий тока преобладающих направлений ветра или линии тока равнодействующих за многолетний период ветров. Кроме линий тока очень часто анализируют поле численных значений скорости ветра. Для этого проводят изотахи, т.е. линии, соединяющие точки с одинаковыми численными значениями скорости ветра. Обычно изотахи проводят на картах абсолютной топогра- фии, а также на специально строящейся за каждый срок аэроло- гических наблюдений карте максимальных скоростей ветра.

28.2. Рассматривая карты линий тока, можно заметить, что в одних местах они сближаются, в других - расходятся. Кроме того, существуют такие точки, к которым линии тока сходятся, как бы вливаясь в эту точку с разных сторон. Такие точки называ- ются точками сходимости. Если линии тока расходятся от одной точки по всем направлениям, ее называют точкой расходимости. В некоторых случаях линии тока вливаются в одну линию - линию сходимости - или расходятся от одной линии - линии расходимости (рис. 2.8).

Если на поле линий сходимости налагается переносное движе- ние, то может получиться, что линии тока направлены к линиям сходимости только с одной стороны, а с другой - выходят из

Рис. 2.8. Точки сходимости и расходимости (а) и линии сходимости мости (б)

расходи-

Рис. 2.9. Односторон- Рис. 2.10. Связь сходимости (а) и расходимости (б) няя линия сходимости с вертикальными движениями (вертикальный разрез)

этой линии, как показано на рис. 2.9. Такую линию сходимости называют односторонней.

Исходя из соображения сохранения массы сходимость линий тока должна сопровождаться восходящим движением стекающе- гося воздуха, а расходимость - нисходящим движением растекаю- щегося воздуха (рис. 2.10). Причиной сходимости или расходимости в поле ветра могут быть особенности в распределении поля дав- ления. Линии тока могут сходиться или расходиться также вслед- ствие влияния трения на движущийся воздух. Кроме того, сходи- мость илирасходимость может быть связана с топографией или орографией подстилающей поверхности. Если воздух течет по су- живающемуся руслу, например между горными хребтами, линии тока сходятся, если по расширяющемуся руслу — расходятся.

29. ВЛИЯНИЕ ПРЕПЯТСТВИЙ НА ВЕТЕР

29.1. Всякое препятствие, стоящее на пути ветра, видоизменя- етили, как часто говорят, возмущает поле ветра. Препятствия могут быть крупномасштабными, как горные системы и горные

хребты, мезомасштабными, как от- дельные долины, и мелкомасштаб- ными, как здания, лесные полосы и т.д. В соответствии с размерами препятствия и масштаб возмущений в поле ветра также различен. В за- висимости от размеров препятствия и от стратификации воздушного по- тока он либо обтекает препятствие с Рис. 2.11. Орографическое уси-

боков, либо переваливает через него ление ветра

сверху, либо обтекает его в нижних слоях и переваливает через него в верхних. Перетекание происхо- дит тем легче, чем неустойчивее стратификация воздуха, т.е. чем больше вертикальные градиенты температуры в атмосфере. Перете-

кание воздуха через препятствие приводит к очень важным метеоро- логическим следствиям. Вынужденный подъем и адиабатическое расширение воздуха, а следовательно, падение температуры и приближение к насыщению способствуют увеличению облаков и осадков на наветренных склонах гор и горных хребтов. Нисходя- щее движение на подветренных склонах способствует удалению воздуха от насыщения, что приводит к рассеянию облачности и недостатку осадков.

Обтекая препятствие, ветер перед ним ослабевает, но с боко- вых сторон усиливается, особенно у выступов препятствий (мысы береговой линии, углы зданий и др.). Происходит это потому, что линии тока с боковых сторон и у углов препятствий сгущаются. Непосредственно за препятствием скорость ветра уменьшается, там наблюдается ветровая тень.

Очень существенное усиление ветра происходит при попада- нии воздушного потока в суживающееся орографическое ложе, например между двумя сближающимися горными хребтами. При

продвижении воздушного потока в таких условиях ему приходит- ся протекать через все меньшее поперечное сечение. Так как сквозь уменьшающееся поперечное сечение должно пройти столько же воздуха, сколько его было вначале, то скорость долж- на все время увеличиваться (рис. 2.11). Именно этим объясняют- ся очень сильные ветры в некоторых районах. Например, силь- ные восточные ветры в горле Ферганской долины, в Джунгарских воротах, западные ветры на западе оз. Иссык-Куль, северные ветры во Владивостоке и др. Тем же объясняется и усиление вет-

ра в проливах между высокими островами и даже на городских улицах.

Иногда перед хребтами и за ними создаются так называемые наветренные и подветренные вихри. Эти вихри имеют горизонталь- ную ось, направленную параллельно хребту. Поэтому они созда- ют в приземном слое атмосферы ветер, дующий от препятствия на наветренной стороне, и ветер, дующий к препятствию на под- ветренной стороне. В некоторых случаях дующий от препятствия на наветренной стороне ветер достигает штормовой силы.

29.2. Влияние полезащитных лесных полос на микроклима- тические условия полей связано в первую очередь с ослаблением ветра в приземном слое воздуха, которое вызывают лесные полосы. Воздух задерживается перед лесной полосой и перетекает через нее, скорость ветра ослабевает также при просачивании воздуха сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра уменьшается. С удалением от полосы скорость вет- ра постепенно увеличивается. Однако первоначальная, неослаб- ленная скорость ветра восстанавливается только на расстоянии равном 40-50-кратной высоте деревьев полосы, если полоса ажур- ная (не сплошная). Влияние сплошной полосы распространяется на расстояние равное 20-30-кратной высоте деревьев, и меньше.

30. ВЕТЕР И ТУРБУЛЕНТНОСТЬ

30.1. Из опыта мы знаем, что движение воздуха не является строго упорядоченным (ламинарным), когда отдельные объемы воздуха движутся параллельно окружающим объемам с одинаковой скоростью. Наоборот, ветер всегда обладает турбулентностью: отдельные объемы воздуха в потоке ветра перемещаются не по параллельным путям. В общем турбулентном потоке воздуха от- дельные объемы движутся неправильным образом, в воздухе воз- никают многочисленные беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. Отдельные массы воздуха, увлекаемые вихрями и струями - так называемыми элементами турбулент- ности, - движутся очень сложно по отношению к общему пере- носу. Они могут двигаться по всем направлениям, в том числе и перпендикулярно к общему или среднему направлению ветра и даже против него. Эти элементы турбулентности - не молекулы, а крупные объемы воздуха, линейные размеры которых измеря- ютсясантиметрами,метрами, десятками метров. Следовательно, на общий направленный перенос воздуха накладывается множе- ство хаотических, беспорядочных движений отдельных элементов турбулентности по сложным переплетающимся траекториям. Тур- булентный характер движения проявляется в порывистости ветра, т.е. в резких пульсациях мгновенных скоростей и направлений ветра, которые колеблются около некоторых средних значений.

Турбулентный характер движения воздуха можно увидеть, на- блюдая за падением снежинок при ветре. Снежинки падают не вертикально вниз и не под одним и тем же углом к вертикали. Они совершают беспорядочные движения то взлетая вверх, то опускаясь, то описывая сложные петли. Снежинки, участвуя в движении элементов турбулентности, тем самым делают это дви- жение видимым. Турбулентный характер ветра обнаруживается и при наблюдении над распространением дыма в атмосфере.

30.2. Турбулентность возникает вследствие различия скоростей ветра. Разность скоростей ветра в соседних слоях называется сдвигом ветра. Особенно велик сдвиг ветра в нижних слоях ат-

мосферы, где воздух испытывает трение о земную поверхность, и скорость ветра быстро растет с высотой. Поэтому в нижних слоях атмосферы особенно велика турбулентность, причем она может развиваться в термически однородном потоке воздуха. Условно можно говорить о динамической турбулентности. Но в развитии турбулентности принимает участие и так называемая архимедова, или гидростатическая сила, т.е. сила плавучести. Более теплые и, следовательно, менее плотные объемы по сравнению с окружаю- щим воздухом всплывают вверх. Массы воздуха более холодные и

более плотные, чем окружающий воздух, опускаются вниз. Такое перемещение воздуха за счет различий в плотности происходит тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой, т.е. чем больше вертикальный градиент температуры. Поэтому можно условно говорить о термической турбулентности, определяемой температурными условиями. Вреальной атмосфере турбулентность всегда обусловлена обоими факторами, и правильнее говорить о большей или меньшей роли термического фактора в ее возникно- вении и развитии.

30.3. Весьма интересен вопрос о масштабе элементов турбу- лентности. Так, при определенных условиях термическая турбу- лентность может более или менее резко изменять свой «масштаб», превращаться в упорядоченную конвекцию. Вместо мелких хаоти- чески движущихся турбулентных вихрей в потоке воздуха начинают преобладать мощные восходящие движения типа струй со скоростя- ми порядка нескольких метров в секунду, иногда свыше 20 м/с. Такие мощные восходящие токи воздуха называют термиками. Ими широко пользуются планеристы. Наряду с восходящими наблюдаются и нисходящие движения, менее интенсивные, но захватывающие большие площади. При этом каждая конвектив- ная ячейка приобретает определенную упорядоченность и по срав- нению с предшествующим турбулентным состоянием атмосферы 92

ее можно считать более упорядоченной. Однако совокупность подобных конвективных ячеек на большом пространстве тоже определяет турбулентное состояние воздуха. Именно с такой тур- булентностью встречаются низко летящие самолеты.

31. ПОРЫВИСТОСТЬ ВЕТРА

Зримым следствием турбулентности является порывистость ветра, которая проявляется в постоянно и быстро меняющихся пульсациях скорости и направления ветра около некоторых сред- них значений. Причина колебаний (пульсаций или флуктуации) ветра - турбулентность. Порывы (колебания, пульсации) ветра можно регистрировать чувствительными самопишущими прибо- рами. Ветер, обладающий резко выраженными колебаниями ско- рости и направления, называют порывистым. При особенно силь- ной и внезапной порывистости говорят о шквалистом ветре.

При обычных наблюдениях за ветром на метеорологических станциях определяют среднее направление и среднюю скорость ветра за промежуток времени порядка нескольких минут. При наблюдении за ветром анеморумбометром обычно определяют среднюю скорость и направление ветра за 10 мин, хотя вполне понятно, что чашечным или крыльчатым анемометром можно опре- делить скорость ветра за любой конечный промежуток времени. Изучение порывистости ветра представляет самостоятельный интерес. С порывистостью связаны величины потоков тепла, вла- ги, распространение загрязнений и т.д. Порывистость можно ха- рактеризовать отношением размаха колебаний скорости ветра за некоторый промежуток времени к средней скорости за то же вре- мя. Берется либо средний, либо наиболее часто встречающийся размах. Под размахом подразумевается разность между последо- вательными максимумом и минимумом мгновенной скорости. Существуют и другие характеристики изменчивости скорости и

направления ветра.

Из вышеизложенного ясно, что порывистость ветра тем боль- ше, чем больше турбулентность. Следовательно, она сильнее выра- жена над сушей, чем над морем. Особенно велика порывистость в районах со сложным рельефом местности. Она больше летом, чем зимой; имеет послеполуденный максимум в суточном ходе. Ватмосфере турбулентность является причиной болтанки са- молетов. Болтанка особенно велика в сильно развитых облаках конвекции. Но она возникает и при отсутствии облаков - в так называемых струйных течениях (см. гл. 4, п. 29).

32. ТУРБУЛЕНТНЫЙ ОБМЕН

32.1. Турбулентность приводит к сильному перемешиванию воздуха, особенно в вертикальном направлении. Такое перемешива- ние в тысячи и десятки тысяч раз сильнее перемешивания молеку- лярным путем, происходящего вследствие молекулярной диффузии. Это понятно, так как в процессе турбулентности перемещаются и перемешиваются не отдельные молекулы, а огромные (в сравне- нии с ними) элементы турбулентности - конечные объемчики и объемы воздуха и примесей.

Перемешивание воздуха в процессе турбулентности - турбу- лентная диффузия - приводит к распространению в атмосфере тепла и влаги, в особенности к их обмену по вертикали. При тур- булентности происходит также обмен количеством движения mv

( т - масса, v - скорость воздуха). Вследствие такого обмена в процессе турбулентности происходит некоторое выравнивание средних скоростей ветра по вертикали. В связи с этим в атмосфе- ре создается кроме обычного молекулярного трения (молекуляр- ной вязкости) в тысячи раз более сильное турбулентное трение (см. гл. б).

32.2. Как мы видели, в состав воздуха входят переменные части: водяной пар, двуокись углерода, озон и всевозможные атмосферные примеси - мельчайшие твердые и жидкие частички (аэрозоли). Количество любой субстанции (примеси к воздуху, его переменной части или его свойства) можно характеризовать удельным содер- жанием s, представляющим массу субстанции в единице массы воздуха, т.е. массовой долей субстанции. Турбулентный обмен объемами воздуха приводит к тому, что любая содержащаяся в воздухе субстанция будет распространяться, и при этом распрост- раняться в том направлении, в котором она убывает. Наибольшее убывание субстанции на единицу расстояния характеризуется ее градиентом. В атмосфере содержание водяного пара, аэрозолей, как правило, убывает кверху; кверху направлен и градиент этих субстанций. Поэтому турбулентный перенос субстанций обычно на- правлен вверх. Количество движения передается чаще всего вниз, поскольку скорость ветра с высотой растет.

Перенос субстанции в результате турбулентности - турбу- лентный обмен - можно характеризовать потоком субстанции, Т.е. массой субстанции, переносимой через единицу площади в едини- цу времени. Эта величина носит название турбулентного потока субстанции и измеряется в кг/мг •с. Переносимая в процессе тур- булентного перемешивания субстанция должна удовлетворять следующим трем условиям: а) количество субстанции в индиви-

дуальной частице в процессе движения, пока она не смешалась с окружающим воздухом, должно сохраняться; б) при смешении двух масс воздуха должно сохраняться общее количество субстан- ции; в) субстанция должна быть пассивной примесью, т.е. не оказывать влияния на турбулентное движение.

Из физических представлений ясно, что поток субстанции s пропорционален градиенту массовой доли субстанции. В случае пере- носа субстанции по вертикали он может быть выражен формулой

S=- Ads/dz,

(2.41)

где S - вертикальный поток субстанции, т. е . количество суб- станции, переносимое за единицу времени через единицу площади; - ds/dz - вертикальный градиент субстанции, т.е. изменение массо- вой доли на единицу расстояния по вертикали; А — коэффициент турбулентного обмена, зависящий от атмосферных условий и ха- рактера земной поверхности. Очевидно, единицей коэффициента турбулентного обмена А будет кг/(с •м).

32.3. Более сложен вопрос о турбулентном переносе тепла. Действительно, вследствие сжимаемости воздуха и адиабатических изменений температуры при вертикальных движениях о направ-

лении переноса тепла нельзя судить по направлению градиента

температуры. При сухоадиабатическом процессе сохраняющейся характеристикой теплового состояния воздуха является его потен-

циальная температура Q; поэтому поток тепла записывается так:

l=-ACp dz'

(2.42)

где с. - удельная теплоемкость воздуха при постоянном давлений. Согласно формуле (2.42), вертикальный поток тепла равен нулю, если -de/dz= 0, т.е. если -dT/dz = 1°C/100 м. При росте потенциальной температуры с высотой, т.е. при градиенте темпе- ратуры меньшем адиабатического, он направлен вниз; при паде- нии потенциальной температуры с высотой, т.е. при градиенте температуры большем адиабатического - вверх.

В действительных условиях тропосферы потенциальная тем- пература обычно растет с высотой, поскольку вертикальныйгра- диент температуры меньше адиабатического градиента 1°С/100 м. Отсюда следует вывод, что турбулентный поток тепла вбольшин- стве направлен сверху вниз, от атмосферы к Земле. Однако из опыта известно, что земная поверхность в среднем теплее, чем воздух над ней, и что, следовательно, тепло должно в большей мере передаваться от поверхности вверх, чем сверху к поверхности. Это кажущееся противоречие объясняется тем, что при больших

значениях вертикального градиента температуры (когда @> 0) коэффициент турбулентного обмена А очень велик. Вследствие этого направленные вверх потоки существенно больше потоков тепла, направленных вниз, хотя и наблюдаются положительные @ реже, чем вниз направленные потоки.

33. ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ И ФРОНТЫ

33.1. Иногда движения в атмосфере создают условия для за- стаивания воздуха над большими районами Земли, до 2-3 млн км?. В результате воздух тропосферы расчленяется на отдельные воз- душные массы, которые более или менее длительно сохраняют свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей Земли в другие. В горизонтальном направлении воздушные массы измеря- ются тысячами километров.

Свойства воздушных масс (температура, влажность, содержа- ние пыли) несут в себе отпечаток своего очага формирования, т.е. той области Земли, где они сформировались как целое под воз- действием однородной земной поверхности. Вдальнейшем, пере- мещаясь в другие области, воздушные массы переносят в эти об- ласти и свои свойства, т.е. свой режим погоды. Преобладание в данном районе в тот или иной сезон воздушных масс определен- ного типа или типов создает характерный климатический режим этого района.

Выделяют четыре основных типа воздушных масс с различным зональным положением очагов: массы арктического (в Южном полушарии - антарктического), умеренного (полярного), тропиче- ского и экваториального воздуха. Для каждого из типов характер- ны свой интервал значений температур у земной поверхности и на высотах, свои значения влажности, прозрачности, дальности видимости и др.

Конечно, свойства воздушных масс и прежде всего температу- ра непрерывно меняются при их перемещении из одних районов в другие. Происходит трансформация воздушных масс.

33.2. Воздушные массы, перемещающиеся с более холодной земной поверхности на более теплую (обычно из высоких широт в низкие), называют холодными массами. Холодная воздушная масса вызывает похолодание в тех районах, в которые она посту- пает. В пути она сама прогревается, притом преимущественно снизу, от земной поверхности. Поэтому в ней возникают верти- кальные градиенты температуры и развивается конвекция с об- разованием кучевых и кучево-дождевых облаков и выпадением ливневых осадков.

Воздушные массы, перемещающиеся на более холодную по- верхность (в более высокие широты), называются теплыми массами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются внизу, поэтому в их нижних слоях создаются малые вертикальные градиенты темпе- ратуры. Конвекция в них не развивается, преобладают слоистые облака и туманы.

Различают еще местные воздушные массы, длительно находя- щиеся в одном районе. Свойства местных масс определяются на- греванием или охлаждением снизу в зависимости от сезона. Смежные воздушные массы разделены между собой сравни- тельно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина

таких зон - тысячи километров, ширина - десятки километров. Фронты между воздушными массами основных географиче- ских типов называют главными фронтами в отличие от менее зна- чительных вторичных фронтов между массами одного и того же географического типа. Главные фронты между арктическим и умеренным воздухом носят название арктических фронтов, между умеренным и тропическим воздухом - полярных фронтов. Раз- дел между тропическим и экваториальным воздухом не является фронтом, а представляет зону сходимости (конвергенции) воздуш- ных течений. Вверх главные фронты прослеживаются до самой стратосферы, а вторичные фронты - на несколько километров.

С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию об- ширных облачных систем, из которых выпадают осадки на боль- ших площадях. Огромные атмосферные волны, возникающие в воздушных массах по обе стороны от фронта, приводят к образо- ванию атмосферных возмущений вихревого характера - циклонов и антициклонов, определяющих режим ветра и другие особенности погоды. Особенно важны в этом отношении полярные фронты. Обо всем этом будет подробнее говориться в последующих главах. Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размываются) вследствие определенных особенностей атмосферной циркуляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, наконец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.

Вопросы

2.KarnepeTOFMU CKPOTOTCHONGaKTEKTOTaCKISM? Какие шкалы для измерения температуры используются в метеорологии?

3. Какие газы входят в состав воздуха? В чем разница между сухим

и влажным воздухом?

4. Какова роль водяного пара в атмосфере? В каких единицах изме- ряется содержание водяного пара?

5. Может ли содержание водяного пара в замкнутом объеме увели- чиваться неограниченно?

6. Напишите формулу Магнуса и дайте ей толкование.

7. Как меняется состав воздуха с высотой?

8. Напишите уравнение состояния сухого воздуха и истолкуйте его.

9. Выведите формулу для плотности влажного воздуха, какой воздух легче: сухой или влажный при одинаковых давлении и температуре?

10. Что такое однородная атмосфера и какова ее высота?

1. Что такое виртуальная температура?

12. Каково изменение средней температуры воздуха с высотой и на какие слои разбивается атмосфера по характеру изменения температуры с высотой? Охарактеризуйте эти слои.

13. Что такое озон, как он образуется и каким образом влияет на температуру высоких слоев атмосферы? В чем заключается защитная роль озона?

14. Перечислите газовые загрязнения атмосферы.

15. Что такое аэрозоли и как они попадают в атмосферу?

16. Что такое кислотные дожди и как они образуются?

17. Как меняется концентрация аэрозолей с высотой?

18. Какие ионы существуют в атмосфере? Как меняется концентра- ция ионов с высотой? Что такое ионосфера и каково ее строение?

19. Как заряжены земная поверхность и атмосфера? Какие процессы поддерживают заряд Земли?

20. Выведите уравнение статики атмосферы. Что такое вертикаль- ный барический градиент? Каков физический смысл уравнения статики атмосферы?

атмосферного давленияметрическую формулу. Каков физический смысл 22. Какие задачи решаются с помощью барометрической формулы? Каким образом выполняется приведение давления к уровню моря и ба- рометрическое нивелирование?

23. Что такое барическая ступень и каково ее практическое приме- нение?

24. Как изменяется давление воздуха с высотой?

25. Что такое адиабатический процесс? По какому закону происходят суходиабатические изменения температуры воздуха?

26. Как меняется температура в поднимающемся вертикально инди- видуальном объеме сухого воздуха? Чему равен сухоадиабатический гра- диент температуры?

27. Как меняется температура в поднимающемся вертикально инди- видуальном объеме влажного воздуха?

28. В чем принципиальное различие между адиабатическим подьемом сухого и влажного воздуха?

29. Что такое псевдоадиабатический процесс?

30. Что такое потенциальная температура?

31. Что такое кривая стратификации? В чем отличие кривой страти- фикации от кривой состояния? Какие типы изменения температуры с высотой можно выделить на кривой стратификации, как при этом ведет себя потенциальная температура?

32. Что такое ветер, как определяются скорость и направление вет- ра? Что такое румбы горизонта? Какая разница между мгновенной и сглаженной скоростью и направлением ветра?

3. Что такое роза ветров и как она строится?

34. Что понимается под турбулентностью воздушного потока, в чем проявляется турбулентность ветра, какие виды турбулентности встреча- ются в атмосфере?

35. Что такое турбулентный обмен? Как мы представляем турбулент- ный обмен какой-либо субстанции, как можно характеризовать количе- ственно турбулентный обмен? Что такое поток субстанции и чему он пропорционален?

36. Что такое воздушная масса? Географическая классификация воз-

душных масс.

37. Что понимается под атмосферными фронтами?