Как найти вертикальный градиент температур - Исправление недочетов и поиск решений вместе с Examum.ru

атмосфера

В общем, мы знаем, что температура уменьшается с высотой. Этот вариант известен под названием вертикальный температурный градиент, и это потому, что источник тепла, излучающий атмосферу, исходит от земли. Таким образом, чем дальше вы удаляетесь от источника, тем холоднее будет воздух.

Этот градиент может быть изменен несколькими процессами: внезапным падением или повышением температуры почвы или сильным ветром. Чтобы лучше понять это, в этом выпуске мы увидим, какова структура атмосферы и почему температура меняется при повышении.

Индекс

1 Структура атмосферы
2 Вертикальный температурный градиент
3 Что такое тепловая инверсия?

Структура атмосферы

Атмосфера состоит из 5 слоев: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и экзосфера.

Тропосфера: это то место, где мы находимся, высота около 12km. Здесь образуются облака, живут растения и животные, мы находим океан и пустыни и т. Д.
Стратосфера: расположена между 12 и 50 км высоты, там мы увидим сверхзвуковые самолеты.
Мезосфера: расположена между 50 и 80 км высоты. Здесь «плывут» радиоволны и приходят космические лучи.
Термосфера: среди 80 и 690 км высоты помимо космических кораблей на околоземной орбите появится северное сияние.
Экзосфера: и, наконец, от 690км на высоте мы найдем Спутник I.

Вертикальный температурный градиент

Анды

Как мы уже говорили, температура обычно снижается с высотой. В тропосфере он имеет приблизительное значение шесть градусов на километр. Это означает, что если, например, температура на уровне моря составляет 15 градусов, на высоте примерно пять километров она достигнет значения -15 градусов (снижение на 30 градусов).

Солнечные лучи не достигают всех частей земного шара одинаково, и они не достигают времен года. Таким образом, в умеренных зонах температурный градиент намного больше, чем в тропической зоне, 1ºC на каждые 155 м высотыиз-за меньшей инсоляции и меньшей толщины атмосферы. Также в этих же областях есть разные вариации, связанные с ориентацией рельефа и удаленностью от экватора, а также от полюсов.

В тропической зоне температура снижается на один градус на каждые 180 м высоты. примерно, поскольку атмосфера более плотная и находится очень близко к экватору. К этому, в дополнение к собственному вращательному движению планеты, создается теплый климат.

Нестабильность в атмосфере с высотой

Но в некоторых регионах атмосферы происходит обратное, то есть температура увеличивается с высотой. В этом случае говорят, что вертикальный градиент температуры равен отрицательный. Например: если температура увеличивается на 21 градус для уклона 1 км, вертикальный градиент температуры считается равным -2ºC на км. Это может произойти даже в некоторых слоях тропосферы, вызывая так называемую температурную инверсию.

Температурные инверсии также происходят в верхней части стратосферы. Напротив, в мезосфере температура в среднем понижается при повышении, то есть вертикальный температурный градиент положительный.

В термосфере температура увеличивается с высотой и, следовательно, вертикальный градиент температуры снова становится отрицательным в этой области атмосферы.

Что такое тепловая инверсия?

Это явление возникает, когда земля быстро охлаждается радиацией, которая, в свою очередь, охлаждает соприкасающийся с ней воздух. И, в свою очередь, более холодный и тяжелый воздух в верхнем слое становится еще холоднее. Таким образом, скорость, с которой два слоя воздуха смешиваются, резко уменьшается.

Обычно это происходит особенно зимой, что приводит к стойким туманам и морозам. Хотя инверсия имеет тенденцию к разрыву через несколько часов, в неблагоприятных условиях может сохраняться несколько дней пока воздух, соприкасающийся с землей, не нагреется и не восстановит циркуляцию в тропосфере.

Яркий пример инвестиций можно увидеть в Известь, за счет тока Гумбольдта. Это океаническое течение охлаждает побережье, а верхние слои, которые более теплые, делают небо очень облачным, и в этом районе более прохладный и сухой климат, чем следовало бы, учитывая его широту.

Тем не менее, если нет изменений в воздушных массах, то есть если в атмосфере нет нестабильности или нет активных фронтов, температура будет увеличиваться по отношению к высоте, в некоторых местах больше, чем в других.

Знаете ли вы, что такое вертикальный температурный градиент и из чего он состоит? Это было вам полезно?

Содержание статьи соответствует нашим принципам редакционная этика. Чтобы сообщить об ошибке, нажмите здесь.

Вы можете быть заинтересованы

Источник

Вертикальный градиент температуры

Если восходящий воздух не насыщен (т. е. не достиг своей точки росы), то он будет охлаждаться приблизительно на 1° на каждые 100 м подъема. Изменение температуры воздуха с его поднятием называется вертикальным градиентом температуры восходящего потока. По мере того как поднимающийся воздух достигает своей точки росы, вертикальный градиент уменьшается до ~0,6° на 100 м. При конденсации водяного пара выделяется теплота. Это и уменьшает вертикальный градиент.

Следует иметь в виду, что указанные вертикальные градиенты температуры относятся только к таким поднимающимся или опускающимся потокам воздуха, которые не получают и не отдают тепла окружающему воздуху. В спокойном воздухе (т. е. не поднимающемся и не опускающемся) обычно температура также уменьшается с высотой. Однако вертикальный градиент в спокойном воздухе редко совпадает с вертикальным градиентом восходящего или нисходящего воздушного потока.

Влияние температуры воздуха на погоду и климат

Если бы Земля не вращалась, то циркуляция земной атмосферы происходила бы примерно так. Воздух сильнее всего нагревается вблизи экватора, то он начал бы здесь расширяться, сделался бы менее плотным и стал бы вытесняться вверх более холодным воздухом из полярных областей, устремившимся сюда для уравнивания давления. Поднимающийся вверх воздух стал бы продвигаться от экватора по направлению к полюсам, создавая постоянную область низкого давления у экватора. У полюсов воздух был бы холодным и плотным, так что здесь было бы высокое атмосферное давление.

Однако в действительности происходит иначе, по мере того как «растекающийся» — движущийся в верхних слоях — воздух удаляется от экватора к полюсам, он, вследствие вращения Земли с запада на восток, отклоняется к востоку, и, когда этот воздух достигает приблизительно 30-й параллели, он движется почти точно на восток. Таким образом, на этих широтах происходит накопление воздуха, в результате чего здесь образуются зоны высокого давления, которые окружают Землю к югу и к северу от экватора.

От каждой зоны высокого давления часть воздуха в нижних слоях атмосферы направляется к полюсу, порождая ветры, известные под названием «преобладающих западных ветров». Другая часть направляется к экватору, образуя северо-восточные и юго-восточные пассаты. Эти пассаты сталкиваются у экватора, в значительной степени взаимно уничтожаются и создают экваториальную штилевую зону.

Часть воздуха верхних слоев атмосферы на широте 30° вытесняется к полюсам, но не опускается к земной поверхности. В результате, когда этот воздух достигает полярных областей, он оказывается очень холодным и тяжелым (плотным). Здесь он оседает, образуя большие массы воздуха высокого давления. По мере накопления этого холодного воздуха в нижних слоях атмосферы он устремляется по направлению к экватору. На широте приблизительно 60° фронт этой массы полярного воздуха, так называемый полярный фронт, встречается со значительно более теплым и менее плотным воздухом западных ветров, опускается под него и заставляет его подниматься. Этот поднимающийся, относительно теплый, легкий воздух образует зоны низкого давления по обе стороны от экватора на широте около 60°. Однако время от времени большая масса полярного воздуха высокого давления прорывается к экватору. Передняя граница этой массы, обращенная к экватору, называется холодным фронтом. Эти центры высокого давления и холодные фронты играют огромную роль в формировании погоды и климата.

Источник

Добавил:

Upload

Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.

Вуз:

Предмет:

Файл:

синоптика.pdf

Скачиваний:

893

Добавлен:

13.03.2016

Размер:

13.13 Mб

Скачать

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

плых и холодных океанических и морских течений, зимой у береговой линии температура воздуха по горизонтали часто меняется скачкообразно.

Однако уже на уровне 1.5 км (АТ850) поле температуры становится более сглаженным, отражая, однако, основные черты приземного термического поля. Поэтому при определении положения фронтальных зон у Земли привлекаются результаты анализа поля температуры на АТ850.

Важной характеристикой скалярного термического поля являются вертикальный и горизонтальный температурные градиенты.

Характеристикой изменения температуры по вертикали является вертикальный температурный градиент

∂T γ = − ∂z .

Обычно в тропосфере температура воздуха с высотой уменьшается. Тем не менее, в некоторых слоях тропосферы имеет место рост температуры γ <0 или постоянст-

во её с высотой γ =0.

Для оценки устойчивости атмосферы служат такие показатели как адиабатиче-

ский ( γ a ), влажноадиабатический ( γ вa ) градиенты температуры:

γa ≈ 0.98 o100м,

γвa ≈ 0.66 o100м .

Влажноадиабатический градиент температуры воздуха определяется как

γ вa = βγ a ,

где β – множитель, равный

β =	P + a	,	a = 0.623	LE	,	b = 0.623	L dE
					.
P + b	ART	cp	dT

В изобарической системе из уравнения конденсационной (влажной) адиабаты:

	dT	=	AR	β	dP	, γ ва	= −	dT	= −β	ART 1

	T	cp	P	dP	cp P

Влажноадиабатический градиент γ вa	зависит от температуры воздуха и давле-

ния.

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

100

При Р=1000 гПа для значений температуры 40, 20, 0, -20, -40°С γ вa =0.32, 0.44, 0.66, 0.88, 0.98°/100 м, соответственно.

При Р=500 гПа для значений температуры 40, 20, 0, -20, -40°С γ вa =0.26, 0.34, 0.52, 0.78, 0.95°/100 м, соответственно.

При низких температурах воздуха γ вa приближается к сухоадиабатическому.

Таким образом, тёплая воздушная масса потенциально более неустойчива, чем холодная.

Если каком-либо слое атмосферы γ > γ a то данный слой находится в неустой-

чивом термодинамическом равновесии.

При γ < γ a в слое атмосферы наблюдается устойчивое равновесие. Особенно устойчивыми будут слои, где γ <0, следовательно, температура воздуха с высотой воз-

растает (инверсионный слой), либо не меняется – γ =0 (изотермия).

Слои инверсии и изотермии, а также слои с градиентами, близкими к нулю, называют задерживающими слоями атмосферы. Задерживающие слои оказывают мощное стабилизирующее влияние на все движения, ослабляя турбулентное перемешивание, конвективные потоки, препятствуя обмену воздухом между задерживающим слоем и слоями воздуха выше и ниже.

Изменение температуры по горизонтали характеризует горизонтальный градиент температуры. Горизонтальный термический градиент Горизонтальный градиент температуры примерно в 1000 и более раз меньше вертикального. Порядок величин горизонтального термического градиента – десятые доли градуса на 100 км. Для фронтальных зон характерны повышенные значения горизонтальных градиентов температуры, которые могут достигать здесь порядка 5-10°С/100км по нормали к изотермам.

9.11.2. Адиабатические изменения температуры воздуха

Рассмотрим изменение температуры воздуха фиксированной частицы, происходящее без обмена теплом между этой частицей и средой:

dTdt = 0 .

Такое изменение термодинамического состояния воздуха называется адиабатическим. При адиабатическом процессе внутренняя энергия и с нею температура воздуха меняются за счёт работы сжатия или расширения. При сжатии давление и внутрен-

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

101

няя энергия воздуха возрастают, и температура повышается. При расширении – давление и внутренняя энергия убывают, и температура падает.

Адиабатическое приближение дает хорошие результаты. Адиабатическими можно считать атмосферные процессы при условии, что продолжительность процесса и тем самым теплообмен со средой не велики, например, адиабатическое приближение можно принять при образовании конвективных облаков и др.

Преобразуем данное уравнение, используя основное уравнение статики атмо-

сферы.

∂T	+ u	∂T	+ v	∂T	+ w	∂T	= 0 , —	∂T	= γ ,
∂t	∂x	∂y	∂z	∂z

γ – вертикальный градиент температуры воздуха. Или, решая в Р-системе:

dTdt = ∂∂Tt + u ∂∂Tx + v ∂∂Ty + τ ∂∂Tp = 0 ,

Здесь τ – аналог вертикальной скорости (система X, Y, P).

	∂Z				1 ∂P	∂P			∂Z
w =	∂t	= −			∂t ,	∂t	=	−ρg	∂t	,
ρg
τ =	∂P	= −wρg, w	= −	1	τ
∂t	ρg
∂T			1 ∂T	1			RT
w ∂z	= −τ		∂z = −γ			τ = −γ		τ,
ρg		ρg	Pg

тогда уравнение примет вид:

dT	=	∂T	+ u	∂T	+ v	∂T	− γ	RT τ	= 0.	(9.11.1)
	∂t	∂x	∂y
dt	g P

Но при вертикальном перемещении воздушных частиц даже при отсутствии притоков тепла температура воздушной частицы меняется за счёт адиабатического нагрева при сжатии, когда частица опускается (температура повышается), или при расширении, когда частица поднимается (температура понижается):

dT	= (	dT	)1	− (	dT	)a ,
dt
	dt		dt

где ( dt )a ≠ 0 – изменения Т при условии адиабатического процесса.

(	∂T )a = 0,	(	∂T )a = 0 ,	(	dT	)a = w	∂T	= wγ a
	∂z
	∂x		∂y		dt

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

102

или в Р-системе:

(

= τ(

∂T)a

= τ( ∂T)a

= −γ a

ρg

∂p

∂z

(

= −

γ a

Уравнение притока тепла примет вид:

∂T + u

∂T + v ∂T − (γ a − γ )

τ RT

= 0

(9.11.2)

∂t

∂x

∂y

В общем случае в правой части должна быть учтена величина притока тепла от внешних источников (ε). Сюда входят приток (отток) тепла, связанный с турбулентным теплообменом между частицей воздуха и окружающими частицами, с лучистым теплообменом, при процессах конденсации (испарения) влаги внутри объёма, занятого фик-

сированной частицей воздуха. Но обычно в первом приближении считается ε=0.

9.11.3. Термический ветер

Связь между изменением давления у Земли и на высотах выражается как:

∂Pверх

∂P

∂T

нижн

(9.11.3)

∂n = k 1

∂n

+ k 2 ∆Z

∂n

где k

, k

gρm

Барический градиент на верхнем уровне

∂Pверх

, кроме всего прочего, зависит

∂n

от дополнительного термического градиента k 2

∆Z

∂Tm

, пропорционального толщине

∂n

рассматриваемого слоя ∆Z = (Z верх − Z нижн ) и величине горизонтального градиента

температуры данного слоя ∂∂Tnm , направленного параллельно барическому градиенту.

С увеличением высоты ρm и Tm уменьшаются, ∆Z растет. В результате дополнительный градиент возрастает.

Кроме того, первый член уравнения быстро убывает с высотой вместе с падением давления Рверх, следовательно, с высотой дополнительный градиент оказывает большее влияние на величину барического градиента на верхнем уровне.

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

103

В результате с возрастанием высоты барический градиент верхнего уровня стремится приблизиться по направлению к среднему термическому градиенту, а изобары – к средним изотермам.

Таким образом, в свободной атмосфере основную роль в изменении скорости и направления ветра играет не сила трения, а изменения барического градиента, происходящие под влиянием горизонтального градиента температуры

Но барический градиент определяет собой направление ветра. Если барический градиент с высотой приближается по направлению к термическому градиенту, следовательно, градиентный ветер с высотой будет приближаться к изотерме. Так же будет вести себя и действительный ветер, который в свободной атмосфере практически не отличается от градиентного.

Рассмотрим зависимость

H 500	= 6.74 lg	P1	T = a	1,2	T .

1000		P2	m	m

Продифференцировав данное выражение по X и Y:

∂

H500

∂

− H

) = a

∂

1,2

∂x

1000

∂x

∂

H500

− H

) = a

1000

1,2

∂y

получим:

∂Hp

−

∂Hp

= a

∂

(9.11.4)

∂x

1,2

∂x

∂Hp2

∂Hp1

∂

−

= a1,2

(9.11.5)

∂y

Умножим правую и левую части уравнения (9.11.4) на

, уравнения (9.11.5) –

на (-

g ∂Hp2

−

g ∂Hp1

= a

g ∂

∂x

1,2 l ∂x

∂Hp2

∂Hp1

−

= −a

1,2

∂

∂y

l ∂y

Отсюда имеем:

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

104

∂

(9.11.6)

vg1

− vg2

= a1,2

l ∂x

g ∂

− u

= −a

1,2

(9.11.7)

l ∂y

Обозначив

g ∂

= v

− a

g ∂

= u

, запишем

1,2 l ∂y

1,2 l ∂x

= v

+ v

= u

+ u

Для VT ( uT , vT ), где VT – вектор термического ветра, uT и vT – составляю-

щие термического ветра: Vg2

= Vg1 + VT .

Под термическим ветром понимают приращение вектора геострофического вет-

ра при переходе с нижнего уровня атмосферы на верхний, т.е. VT = Vg2 − Vg1 , т.е. век-

торная разность геострофического ветра на двух уровнях (рис. 9.18):

V1 VT

Рис. 9.18. Построение вектора термического ветра

Вектор термического ветра направлен по изотерме так, что в северном полушарии область более низких температур воздуха остается слева, область более высоких – справа, если смотреть по направлению ветра.

Таким образом, для VT горизонтальный градиент температуры слоя играет ту же роль, что и для Vg – барический градиент.

По взаимному расположению вектора скорости и вектора термического ветра (по взаимному расположению термического и барического градиента) судят о термической адвекции, т.е. об адвекции тепла или холода.

Адвекция холода имеет место, если воздушные течения направлены из области более низких температур, адвекция тепла – если они направлены из области более высоких температур. Направление течений показывают карты абсолютной топографии

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

105

(обычно используются карты АТ700 или АТ500). Распределение температуры в слое по-

казывают карты относительной топографии (обычно используется карта OT1000500 ).

При совмещении карты течений и карты распределения средней температуры слоя получают карту термобарического поля, по которой судят о термической адвекции.

Рассмотрим карту термобарического поля (рис. 9.19).

			Изогипса H500
	V2		V1
	VT		VT
Холод	V1		V2	Холод
(ложбина холода)		•A	•B
		(ложбина холода)

Изогипса H500				Изотерма ОТ
Изотерма ОТ		Тепло (гребень тепла)

Рис. 9.19. Схема для определения адвекции температуры

Имеем поле изогипс на уровне Р2 (например, H500 ) и поле средней температуры

слоя (например, H5001000 ).

Движение по изогипсам АТ в северном полушарии происходит в направлении градиентного ветра так, что низкое давление остается слева, а высокое – справа. По на-

правлению изогипс H500 , можем задать вектор скорости геострофического ветра на этом уровне ( V2 ).

Вектор термического ветра VT направлен по изотерме H5001000 так, что область более низких температур остается слева, высоких – справа.

Согласно определению VT как векторной разности ветре при переходе с нижне-

го на верхний уровень, достроим вектор скорости геострофического ветра на нижнем уровне ( V1 ), в нашем примере – на уровне 1000 гПа,.

В область т. А происходит перенос из области с более низкими температурами воздуха (т.е. через некоторое время здесь можно ожидать понижения температуры) – адвекция холода.

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

9. Основные характеристики полей метеорологических величин

106

Заметим, что:

При переходе от нижнего уровня к верхнему происходит левый поворот ветра

(поворот против часовой стрелки). Слева от т.А изотермы H5001000 отклоняются от изо-

гипс H500 влево.

В область т. В происходит перенос из области с более высокими температурами воздуха (т.е. через некоторое время здесь можно ожидать повышения температуры) – адвекция тепла.

При переходе от нижнего уровня к верхнему происходит правый поворот ветра

(поворот по часовой стрелке). Справа от т. А изотермы H5001000 отклоняются от изогипс

H500 вправо.

Таким образом, в северном полушарии:

•Области адвекции холода соответствует левый поворот ветра с высотой (против часовой стрелки), при этом изотермы H5001000 отклоняются от изогипс H500 влево

•Области адвекции тепла соответствует правый поворот ветра с высотой (по ча-

совой стрелке), при этом изотермы H5001000 отклоняются от изогипс H500 вправо.

Следовательно, во-первых, отклонение изотерм от изогипс показывает направление термической адвекции, во-вторых, имея данные о направлении ветра на различных высотах, можно судить о знаке адвекции температуры в различных слоях атмосферы.

•Если изотермы параллельны изогипсам, то изменений в ходе температуры воздуха не происходит (нулевая адвекция).

Поскольку вектор термического ветра равен

VT = 6.74 lg P1 g ∂Tm ,

P2 l ∂ν

где ν – нормаль к изотерме, то большей толщине слоя между уровнями P1 и P2 соот-

ветствует и большая величина VT при одном и том же значении ∂∂νTm .

Термический ветер наиболее часто вычисляют для H5001000 , где изогипсы эквива-

лентны изотермам слоя через 2°С. Направление VT на данной карте определяется по касательной к изогипсам (аналогично Vg на картах АТ). Скорость термического ветра можно рассчитывать по обычной градиентной линейке, поскольку

Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии

Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]

Источник

Лешан Татьяна Анатольевна,

учитель географии и экономики

МОУ «СШ № 16 г. Макеевки»

Решение географических задач
по теме «Атмосфера»

Задача 1. Какова
температура воздуха на высоте 3,5 км, если на уровне моря она = + 22^оС?

Решение:

Вертикальный температурный градиент (Δt) – это величина, на которую изменяется
температура воздуха с высотой.

Δt =
6^оС/1 км или 0,6^оС/100 м высоты

1) 3,5 км × 6^оС/ км = 21^оС – разница температур

2) + 22^оС — 21^оС = + 1^оС – температура
на высоте 3,5 км

Ответ: на высоте 3,5
км температура воздуха равна + 1^оС.

Задача 2. Над
побережьем Азовского моря летит самолет на высоте 5 км. Температура за бортом
самолета равна (– 9^оС). Какая температура в этот момент на берегу
моря?

Решение:

1) 5 км × 6^оС/ км = 30^оС – разница температур

2) 30^оС + (-9^оС) = + 21^оС – температура
на берегу моря

Ответ: на берегу
Азовского моря температура воздуха равна + 21^оС.

Задача 3. За бортом
самолета температура воздуха равна (- 32^оС). На какой высоте летит
самолет, если температура над земной поверхностью равна (+ 16^оС)?

Решение:

1) + 16^оС — (- 32^оС) = 48^оС – разница
температур

2) 48^оС : 6^оС/ км = 8 км – высота самолета

Ответ: самолет летит на высоте 8 км.

Задача 4. Определите
вертикальный температурный градиент (Δt), если разница температур между высотами в
2200 м равна 11^оС.

Решение:

Вертикальный температурный градиент можно определить с помощью пропорции:

11^оС – 2200 м

Х – 100 м

Х = 11^оС × 100 м : 2200 м = 0,5^оС/100 м

Ответ: Δt = 0,5^оС/100
м высоты.

Задача 5. Температура
воздуха, который быстро поднимается вверх со скоростью 5 см/с в течение 7,5
часов понизилась на 13,5^оС. Определите, на сколько градусов понижалась
температура воздуха при поднятии его на каждые 100 м?

Решение:

1) Определим скорость подъема воздуха в час:

5 см/с × 3600 с = 18000 см/час = 180 м/час

2) Определим высоту, на которую поднялся воздух за 7,5 часов:

180 м/час × 7,5 часов = 1350 м

3) Δt = 13,5^оС : 1350 м = 0,01^оС /м =
1^оС/100 м

Ответ: температура
воздуха понижалась на 1^оС на каждые 100 м подъема.

Задача 6. 1 м²
поверхности нашей планеты от прямых лучей Солнца каждый день получает энергию,
которая приблизительно равна 1 кВт. Подсчитайте энергию, которую получает
пустыня Сахара за год, если ее площадь 7 млн. км². Количество
солнечных дней в году – 300.

Решение:

1) За 1 день 1 м² поверхности Земли получает 1 кВт энергии,
значит за 300 дней 1 м² Сахары получит 300 кВт энергии.

300 кВт = 3 × 10² кВт

2) 1 км² = 1 000 000 м² = 1× 10⁶
м²

3) Площадь Сахары 7 000 000 км² = 7 × 10⁶ км²
= 7× 10¹² м²

4) 7× 10¹² м²× 3 × 10² кВт = 21 × 10¹⁴
кВт энергии – получит Сахара за год

Ответ: за год Сахара
получает 21 × 10¹⁴ кВт энергии.

Задача 7. На какой
высоте летит самолет, если за его бортом атмосферное давление равно 360 мм рт.
ст.?

Решение:

Вертикальный барический градиент (ΔР) – это величина, на которую изменяется атмосферное
давление с высотой.

ΔР = 1 мм рт. ст.
/ 10 м высоты

Барическая ступень (ΔС)
– это высота, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы атмосферное
давление изменилось на 1 мм рт. ст.

1) Атмосферное давление на уровне моря = 760 мм рт. ст.

760 мм рт. ст. — 360 мм рт. ст. = 400 мм рт. ст. – разница атмосферного
давления

2) h = (P₁ — P₂):
ΔР

400 мм рт. ст. ×10 м : 1 мм рт. ст. = 4000 м – высота самолета

Ответ: самолет летит
на высоте 4000 м или 4 км.

Задача 8. Какова
относительная высота горы, если у ее подножия атмосферное давление равно 733 мм
рт. ст., а на вершине – 693 мм рт. ст.?

Решение:

1) 733 мм рт. ст. — 693 мм рт. ст. = 40 мм рт. ст. – разница атмосферного
давления

2) h = (P₁ — P₂):
ΔР

40 мм рт. ст. ×10 м : 1 мм рт. ст. = 400 м – относительная высота горы

Ответ: относительная
высота горы – 400 м.

Задача 9. Каково
атмосферное давление на вершине заводской трубы, если ее высота – 50 м, а
давление воздуха у основания трубы = 750 мм рт. ст.?

Решение:

1) Определим, на сколько мм рт. ст. изменится атмосферное давление при
подъеме на 50 м:

h × ΔР = 50 м × 1 мм рт. ст. :
10 м = 5 мм рт. ст.

2) Найдем атмосферное давление на вершине трубы:

750 мм рт. ст. – 5 мм рт. ст. = 745 мм рт. ст.

Ответ: атмосферное
давление на вершине заводской трубы = 745 мм рт. ст.

Задача 10. Каково
атмосферное давление на вершине Роман-Кош (Крым), если в городе Запорожье
(абсолютная высота 75 м) давление – 740 мм рт. ст.?

Решение:

1) Найдем разницу высот: 1545 м – 75 м = 1470 м

2) Определим, на сколько мм рт. ст. изменится атмосферное давление при
подъеме на 1470 м:

h × ΔР = 1470 м × 1 мм рт. ст.
: 10 м = 147 мм рт. ст.

3) Найдем атмосферное давление на горе Роман-Кош:

740 мм рт. ст. – 147 мм рт. ст. = 593 мм рт. ст.

Ответ: атмосферное
давление на вершине Роман-Кош = 593 мм рт. ст.

Задача 11. При
нормальных условиях атмосферное давление на вершине горы = 286 мм рт. ст., а у
ее подножия – 625 мм рт. ст. Определите абсолютную и относительную высоту горы.

Решение:

286 мм рт. ст.        1) 625 мм рт. ст. — 286 мм рт. ст. = 339 мм рт. ст.
—

разница давления между подножием и вершиной горы

h _абс. h_отн.
2) h
= (P₁ — P₂):
ΔР = 339 мм рт. ст. : 1 мм рт. ст. × 10 м =

625 мм рт. ст. 3390 м – относительная высота горы

3)
760 мм рт. ст. – 286 мм рт. ст. = 474 мм рт. ст. —

разница
давления между уровнем моря и вершиной горы

760 мм рт. ст. 4) h = (P₁ — P₂): ΔР = 474 мм рт. ст. : 1 мм рт. ст. × 10 м =

4740 м – абсолютная высота горы

Ответ: h _абс.=
4740 м, h_отн. = 3390 м.

Задача 12. Температура
воздуха = — 20^оС. Абсолютная влажность воздуха = 0,65 г/м³.
Определите относительную влажность воздуха.

Решение:

Абсолютная влажность ( q )
– это количество влаги, которое находится в 1 м³ воздуха в данный
момент.

Относительная влажность (
r ) – это отношение абсолютной влажности ( q ) к максимально возможной
при данной температуре ( Q ), выраженное в процентах.

Абсолютная влажность воздуха, который
находится

в состоянии насыщения в зависимости от
температуры:

t^оС

Q г/м³

t^оС

Q г/м³

t^оС

Q г/м³

t^оС

Q г/м³

t^оС

Q г/м³

t^оС

Q г/м³

— 20

— 19

— 18

— 17

— 16

— 15

— 14

— 13

— 12

— 11

1,0

1,15

1,3

1,45

1,6

1,75

1,9

2,05

2,2

2,35

— 10

— 9

— 8

— 7

— 6

— 5

— 4

— 3

— 2

— 1

2,5

2,75

3,0

3,25

3,5

3,75

4,0

4,25

4,5

4,74

5,0

5,4

5,8

6,2

6,6

7,0

7,4

7,8

8,2

8,6

9,0

9,8

10,6

11,4

12,2

13,0

13,8

14,6

15,4

16,2

17,0

18,3

19,6

20,9

22,2

23,5

24,8

26,1

27,4

28,7

30,0

32,1

34,2

36,3

38,4

40,5

42,6

44,7

46,8

48,9

1) По таблице определяем, что при температуре (- 20^о С) Q = 1
г/м³

2) r = q : Q × 100 % = 0,65 г/м³ : 1 г/м³
× 100 % = 65 % — относительная влажность воздуха

Ответ: при
температуре (- 20^оС) относительная влажность воздуха равна 65 %.

Задача 13. Воздух имеет
температуру + 27^оС и относительную влажность 33 %. Найти абсолютную
влажность этого воздуха.

Решение:

Используя формулу относительной влажности воздуха: r = q : Q × 100
%,

выведем формулу, по которой определим абсолютную влажность воздуха: q = Q × r :
100 %

По таблице определяем, что при температуре (+ 27^о С) Q = 26,1
г/м³

q = 26,1 г/м³ × 33% : 100% = 26,1
г/м³ × 0,33 = 8,7 г/м³

Ответ: абсолютная
влажность воздуха равна 8,7 г/м³

Задача 14. Температура воздуха равна +17^о С. Абсолютная влажность воздуха
– 9,5 г/м³. Определите дефицит влажности этого воздуха.

Решение:

Дефицит влажности
– это количество влаги, которой не хватает до полного
насыщения воздуха (= Q – q).

По таблице определяем, что при температуре (+ 17^о С) Q = 14,6
г/м³

Найдем дефицит влажности:
14,6 г/м³ – 9,5 г/м³ = 5,1 г/м³

Ответ: чтобы
достигнуть состояния насыщения, в каждом м³ воздуха должно быть на 5,1 г влаги больше, чем
есть в данный момент.

Задача 15. Одна из воздушных масс имеет температуру 0^оС и абсолютную
влажность 4,5 г/м³, вторая воздушная масса имеет температуру +15^оС
и абсолютную влажность 9,6 г/м³. Определите, в какой из воздушных
масс и во сколько раз относительная влажность больше.

Решение:

1) По таблице определяем, что при температуре 0^оС
Q = 5 г/м³, при температуре +15^оС Q = 13
г/м³

2) Определим относительную влажность первой воздушной массы:

r = q : Q × 100 % = 4,5 г/м³ : 5 г/м³
× 100 % = 90 %

3) Определим относительную влажность второй воздушной массы:

r = q : Q × 100 % = 9,6 г/м³ : 13 г/м³
× 100 % = 74 %

4) 90 % : 74 % = в 1,2 раза – относительная влажность первой воздушной
массы больше.

Ответ: относительная
влажность первой воздушной массы больше в 1,2 раза.

Задача 16. Воздух,
который имеет относительную влажность 75 % и температуру + 22^оС, в
течение ночи охладился до + 14^оС. Образуется ли роса утром?

Решение:

Для того, чтобы водяной пар, который находится в воздухе, перешел в
жидкое состояние (конденсировался) или в твердое состояние, необходимо, чтобы
воздух, пройдя точку насыщения, стал перенасыщенным водяными парами. При этом в
приземном слое воздуха могут образовываться роса, туман, изморозь, иней или
облака, но при условии, что воздух поднимается.

Точка росы – это
температура, при которой влажный насыщенный воздух становится перенасыщенным.

1) По таблице определяем, что при температуре +22^оС Q = 19,6
г/м³, при температуре +14^оС Q = 12,2
г/м³.

2) Используя формулу относительной влажности воздуха: r = q : Q × 100
%,

выведем формулу, по которой определим абсолютную влажность воздуха:

q = Q × r : 100 % = 19,6 г/м³ × 75 % : 100 %
= 14,7 г/м³

3) 14,7 г/м³ — 12,2 г/м³ = 2,5 г/м³ –
столь влаги сможет конденсировать каждый м³ воздуха.

Ответ: утром образуется роса потому, что воздух, который
содержит 14,7 г/м³ влаги, будет перенасыщенным от того, что состояние
насыщения будет равно Q = 12,2 г/м³.

Задача 17. Температура
воздуха +15^оС. Дефицит влаги равен 3,2 г/м³. Какова
относительная влажность воздуха?

Решение:

1) По таблице определяем, что при температуре +15^оС Q = 13
г/м³

2) Найдем абсолютную влажность: q = 13 г/м³ — 3,2 г/м³ =
9,8 г/м³

3) Определим относительную влажность воздуха:

r = q : Q × 100 % = 9,8 г/м³ : 13 г/м³
× 100 % = 75,4 %

Ответ: относительная
влажность воздуха равна 75,4 %.

Задача 18. Воздух,
температура которого + 24^оС и относительная влажность воздуха 52%,
поднялся на высоту 2 км. Образует ли этот воздух облака?

Решение:

1) 2 км × 6^оС/ км = 12^оС – разница температур

2) + 24^оС — 12^оС = +12^оС – температура
воздуха на высоте 2 км

3) По таблице определяем, что при температуре +24^оС Q = 22,2
г/м³, при температуре +12^оС Q = 10,6
г/м³.

4) q = Q × r : 100 % = 22,2 г/м³ × 52 % : 100 %
= 11,5 г/м³ – абсолютная влажность воздуха

5) 11,5 г/м³ – 10,6 г/м³ = 0,9 г/м³ —
столь влаги сможет конденсировать каждый м³ воздуха.

Ответ: этот воздух
образует облака, потому что содержит 11,5 г/м³ влаги, а может
содержать при данной температуре только 10,6 г/м³.

Задача 19. В каждом м³
воздуха, температура которого + 20^оС, содержится 9,7 г влаги. На
сколько градусов этот воздух должен охладиться, чтобы в нем начался процесс
конденсации?

Решение:

1) По таблице находим, что воздух, содержащий 9,7 г влаги, становится
насыщенным при температуре ниже, чем +11^оС.

2) 20^оС — 11^оС = 9^оС – на столько
градусов должен охладиться воздух, чтобы в нем начался процесс конденсации.

Ответ: воздух должен
охладиться на 9^оС, чтобы в нем начался процесс конденсации.

Задача 20. О чем
говорит ситуация, когда дневной бриз на берегу океана сменяется на ночной в
полдень?

Решение:

Бриз – ветер прибрежной
зоны, дующий днем с моря на сушу, а ночью – с суши на море.

Резкое понижение давления над акваторией океана приводит к изменению
направления ветра. Направление бриза меняется на противоположное – с берега на
океан, что свидетельствует о приближении шторма. Чем быстрее падает давление, тем
сильнее ожидается ветер.

Ответ: изменение направления бриза в полдень говорит о
приближении шторма.

Задача 21. Определите,
на сколько мм рт. ст. нормальное атмосферное давление высшей точки равнинной
части Украины больше давления на вершине самой высокой горы Украины.

Решение:

1) Высшая точка равнинной части Украины – г. Берда (515 м).

Определим нормальное атмосферное давление для этой точки:

760 мм рт. ст. — h × ΔР = 760 мм рт. ст. – 515 м
× 1 мм рт. ст. : 10 м = 708,5 мм рт. ст.

2) Высшая точка Украины – г. Говерла (2061 м).

Определим нормальное атмосферное давление для этой точки:

760 мм рт. ст. — h × ΔР = 760 мм рт. ст. – 2061
м × 1 мм рт. ст. : 10 м = 553,9 мм рт. ст.

3) Найдем разницу атмосферного давления на двух вершинах:

708,5 мм рт. ст. — 553,9 мм рт. ст. = 154,6 мм рт. ст.

Ответ: нормальное атмосферное давление на г. Берда выше
давления на г. Говерла на 154,6 мм рт. ст.

Задача 22. Самолет
вылетел из аэропорта при нормальной погоде (t = 25^оС,
Р = 765 мм рт. ст.). Достигнув намеченной высоты (5000 м), он частично
разгерметизировался. Давление в салоне стало падать на 2,5 мм рт. ст. за каждые
10 с. Сколько времени есть у пилотов, чтобы опустить самолет на высоту 1000 м
над уровнем моря?

Решение:

1) До разгерметизации давление в салоне самолета было такое же, как у
поверхности Земли — 765 мм рт. ст.

Определим разницу давления в салоне самолета и на высоте 1000 м:

765 мм рт. ст. — h × ΔР = 765 мм рт. ст. – 1000
м × 1 мм рт. ст. : 10 м = 765 мм рт. ст. – 100 мм рт. ст. = 665 мм рт. ст.

2) Давление в самолете падает на 2,5 мм рт. ст. за 10 с или на 15 мм рт.
ст. за 1 мин.

3) Определим время, которое есть у пилотов для спуска на нужную высоту:

665 мм рт. ст. : 15 мм рт. ст. / 1 мин. = 44,33 мин, или 44 мин 20 с.

Ответ: у пилотов есть 44 мин 20 с, чтобы опустить самолет на
высоту 1000 м над уровнем моря.

Задача 23. От мощного
ледяного поля в Антарктиде откололся айсберг. Определите атмосферное давление
на вершине айсберга, если над ледяным полем толщиной 1800 м давление равнялось
540 мм рт. ст.

Решение:

1800 м – Р = 540 мм рт. ст. 1)
Плотность льда и воды не одинакова и соотносится как 900 :

1000, т. е. попав в воду 9/10 айсберга будет находиться под

водой, а 1/10 – над водой. Определим высоту айсберга над водой:

180 м – Р? 1800
м × 0,1 = 180 м

180 м 2) Найдем разницу высот между
поверхностью ледяного поля и

0 м айсбергом: 1800 м – 180 м = 1620 м

3)
Найдем давление на поверхности айсберга:

540 мм рт. ст. + 1620 м × 1 мм рт. ст. : 10 м = 702 мм рт. ст.

Ответ:
атмосферное давление на вершине айсберга составляет

702 мм рт. ст.

Задача 24. Четыре
метеостанции в стране одновременно зафиксировали такие показатели атмосферного
давления: А (север) – 755 мм рт. ст., Б (юг) – 740 мм рт. ст., В (запад) – 748
мм рт. ст., Г (восток) – 758 мм рт. ст. Определите направление ветра в центре
этой страны.

Решение:

755 мм рт.
ст. Ветер – движение воздуха из области
высокого в область

низкого давления.

В
этом задании область высокого давления находится на

748 мм рт. ст. 758 мм рт. ст.
северо-востоке, а низкого – на юго-западе.

В
центре страны будет дуть северо-восточный ветер.

Ответ: в центре страны будет дуть северо-восточный

ветер.

740 мм рт. ст.

Источник

Текущая страница: 4 (всего у книги 27 страниц) [доступный отрывок для чтения: 6 страниц]

Снижения теплового загрязнения водоемов можно добиться следующими путями: повышением энергоэффективности; уменьшением числа электростанций, сбрасывающих тепло в один и тот же водоем; сокращением сброса горячей воды в экологически уязвимых зонах; заменой мокрых градирен на сухие (в них за счет охлаждения воды нагревается не вода, а воздух).

Термометры для измерения температуры поверхности почвы

При проведении метеорологических измерений на метеорологических станциях и постах чаще всего применяются стеклянно-жидкостные термометры.

Основными частями жидкостного термометра являются наполненный жидкостью стеклянный резервуар, соединенный с капиллярной трубкой, свободный конец которой запаян (одним концом она впаяна в стенку резервуара). С резервуаром и капилляром скреплена пластинка с температурной шкалой и спаянная с верхней частью резервуара цилиндрическая стеклянная оболочка, внутри которой укреплены (с помощью скобок, пружины, втулок и др.) капилляр и шкала. Термометры более простой конструкции изготовлены из толстостенных капиллярных трубок. Один конец трубки запаян, второй расширен и переходит в резервуар, заполненный жидкостью; шкала нанесена непосредственно на капиллярной трубке.

В качестве термометрической жидкости для термометров используют ртуть или окрашенный спирт.

Метеорологические термометры в зависимости от их назначения могут отличаться конструктивно – формой, размерами, шкалами, диапазоном измерений, термической инерцией, термометрической жидкостью. В зависимости от назначения и конструкции термометра объем в капилляре над жидкостью вакуумируется или наполняется газом. Чувствительность всех метеорологических термометров обеспечивает возможность отсчета с точностью 0,1 °C. Для измерения температуры выше —35 °C применяют ртутные термометры (точка плавления ртути составляет 38,87 °C), а ниже —35 °C – спиртовые. Измерение температуры выше +25 °C спиртовыми термометрами не рекомендуется, так как при более высокой температуре спирт частично переходит в парообразное состояние (его точка кипения 78,5 °C).

Для измерения температуры почвы чаще всего применяются термометры ртутные метеорологические коленчатые (термометры Савинова), которые выпускаются комплектом по четыре термометра, отличающихся длиной (290, 350, 450 и 500 мм) за счет разной длины подшкальной части. Они предназначены для измерения температуры почвы на глубинах 5, 10, 15 и 20 см. Цена деления шкалы – 0,5 °C, пределы – от —10 до +50 °C. Вблизи резервуара термометр для удобства считывания показаний изогнут под углом 135°. Капилляр на участке от резервуара до начала шкалы покрыт теплоизоляционной оболочкой, что уменьшает влияние на показания термометра слоя почвы, лежащего над его резервуаром, и обеспечивает более точное измерение температуры на глубине, на которой установлен резервуар.

Установки с почвенно-вытяжными термометрами ТПВ-50 предназначены для измерения температуры почвы и грунта на нескольких глубинах от 20 до 320 см.

Термометр-щуп походный почвенный АМ-6 предназначен для измерения температуры почвы в пахотном слое на глубинах от 3 до 40 см. Он состоит из термометра и оправы. Термометр жидкостный толуоловый длиной 580 мм со шкалой от 0 до +60 °C. Минимальное деление шкалы – 1 °C. Оправа обеспечивает возможность погружения термометра в почву на нужную глубину. На нижнем конце оправы с помощью втулки из термоизоляционного материала укрепляется металлический наконечник. Вверху оправы имеется рукоятка, с помощью которой погружают и извлекают термометр с оправой из почвы. Термометр закреплен в оправе с помощью резиновых прокладок, изоляционной ленты и пружины. Его шкала находится против продольного окна оправы, а его резервуар – внутри полости наконечника. Окно оправы закрыто пластинкой из органического стекла. Для обеспечения теплового контакта резервуара термометра с наконечником свободное пространство между его стенками и резервуаром заполняется медными опилками. На оправе, на противоположной окну стороне, нанесены сантиметровые деления с оцифровкой через каждый сантиметр; нуль шкалы совпадает с местом расположения резервуара термометра. По этой шкале определяют глубину погружения термометра.

Отсчеты показаний термометров производят с точностью до 0,1 °C, независимо от цены деления шкалы. Для обеспечения такой точности необходимо соблюдать определенные правила производства измерений и их последовательность.

Сначала определяют положение конца столбика жидкости на капилляре относительно шкалы. При этом глаз располагают так, чтобы визирная линия была перпендикулярна капилляру и проходила через верхнюю (нижнюю) точку мениска столбика ртути (спирта). При правильном расположении глаза видимые через капилляр отметки шкалы в месте отсчета и вблизи него не искажаются; при низком расположении глаза штрихи будут казаться в средней части изогнутыми кверху, а при слишком высоком расположении глаза – изогнутыми книзу. Правильность расположения глаза при отсчетах по палочным термометрам можно определить по зеркальным изображениям отметок шкалы.

Отсчеты следует делать быстро. В первую очередь отсчитывают десятые доли градуса, а затем – целые градусы. При обработке результатов измерения в показания термометров вводят поправки из поверочного свидетельства прибора. Каждый термометр должен проходить поверку по всей шкале и соответствовать Международной практической температурной шкале (МПТШ– 68). Термометры подвергают контрольной поверке в соответствии с установленными для каждого типа термометра сроками.

1.5. Тепловой режим атмосферы

Процессы нагревания и охлаждения воздуха

Тепловой режим атмосферы – это распределение и изменение температуры в ней. Тепловой режим атмосферы определяется теплообменом воздуха с окружающей средой – с деятельной поверхностью Земли и космическим пространством.

Солнечными лучами нижние слои атмосферы (тропосфера) нагреваются незначительно; главным источником нагревания тропосферы является тепло, которое она получает от деятельной поверхности Земли. Днем приход радиации на деятельную поверхность преобладает над отдачей его тепла излучением и деятельная поверхность нагревается, становится теплее воздуха – ее тепло передается воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло за счет излучения и становится холоднее воздуха; атмосфера отдает тепло почве, в результате чего сама она охлаждается. Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере определяется следующими процессами:

1. Молекулярная теплопроводность. Воздух, соприкасающийся с деятельной поверхностью, обменивается с ней теплом посредством молекулярной теплопроводности. Однако, вследствие того что коэффициент молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха сравнительно невелик, этот вид теплообмена тоже весьма мал по сравнению с другими процессами теплопередачи.

2. Турбулентное перемешивание воздуха. Атмосферный воздух находится в постоянном движении. Движение его отдельных небольших объемов имеет неупорядоченный, хаотический характер. Этот процесс называется турбулентностью. Кроме теплообмена, турбулентность оказывает сильное влияние на многие метеорологические процессы: образование облаков, ветер, выпадение осадков (в том числе загрязненных). За счет турбулентного перемешивания атмосферы происходит интенсивный перенос тепла из теплых ее слоев в холодные. Летом в полуденные часы над сушей турбулентный поток тепла при одинаковом градиенте температуры примерно в 10 000 раз больше молекулярного.

3. Тепловая конвекция. Тепловой конвекцией в метеорологии называется упорядоченный перенос объемов воздуха в вертикальном направлении, происходящий в результате интенсивного нагрева нижнего слоя атмосферы. Более легкие теплые объемы воздуха поднимаются, а их место занимают более тяжелые холодные, которые затем также нагреваются и поднимаются вверх. Тепловая конвекция сначала возникает как движение отдельных небольших струй, объемов и вихрей, которые сливаются и перемешиваются между собой. При этом образуется мощный восходящий поток, который сопровождается компенсирующими его нисходящими потоками воздуха в соседних районах. Вместе с перемешиванием объемов воздуха происходит перенос тепла от его более нагретых слоев к менее нагретым. Над сушей тепловая конвекция возникает в результате неравномерного нагревания разных участков деятельной поверхности почвы. Над морем она также возникает тогда, когда водная поверхность теплее прилежащих слоев атмосферы. Над менее крупными водоемами такое положение создается в холодное время года и в ночные часы. Конвективный перенос тепла при благоприятных условиях может охватывать по вертикали всю тропосферу.

4. Радиационный теплообмен. Некоторую роль в передаче тепла от почвы к атмосфере играет длинноволновое излучение деятельной поверхностью, поглощаемое нижними слоями атмосферы. Последние, нагреваясь, таким же способом последовательно передают тепло вышележащим слоям. В период охлаждения поверхности радиационный поток тепла направлен от вышележащих слоев атмосферы вниз. Над сушей этот поток проявляется главным образом в ночные часы, когда турбулентность ослаблена, а тепловая конвекция отсутствует.

5. Испарение влаги с деятельной поверхности и последующие конденсация (превращение пара в жидкость) и сублимация (превращение пара в твердое вещество) водяного пара в атмосфере. При конденсации и сублимации выделяется теплота, которая идет на нагревание окружающего воздуха.

Из перечисленных процессов теплообмена между деятельной поверхностью и атмосферой основная роль принадлежит турбулентному перемешиванию и тепловой конвекции. Изменения температуры, происходящие в результате описанных процессов в некотором объеме воздуха, принято называть индивидуальными, так как они характеризуют изменение теплового состояния определенного количества воздуха. Однако температура в определенном месте может изменяться также в результате перемещения воздуха в горизонтальном направлении. Этот процесс называется адвекцией. При адвекции тепла в определенное место поступает воздух, имеющий более высокую температуру, чем воздух, находившийся здесь раньше, а при адвекции холода – воздух, имеющий более низкую температуру. Адвекция приводит к изменению температуры не только в тропосфере, но и в стратосфере.

От характера деятельной поверхности зависят процессы нагревания и охлаждения прилегающего к ней слоя атмосферы. Тепловые воздействия суши и водной поверхности на атмосферу неодинаковы: деятельная поверхность суши отдает воздуху большую часть получаемого ею лучистого тепла (35–50 %), чем поверхность водоемов, которая большую часть получаемого тепла отдает более глубоким слоям. Значительное количество тепла, поступающего в атмосферу от водоемов, затрачивается на испарение воды и лишь незначительная его часть расходуется на нагревание воздуха. В связи с этим в периоды нагревания суши воздух над ней оказывается теплее, чем над водной поверхностью. Если же деятельная поверхность охлаждается за счет излучения, то суша, не накопившая достаточного запаса тепла, сравнительно быстро охлаждается и охлаждает прилегающие слои воздуха.

Океаны, моря и большие водоемы в теплое время года накапливают значительное количество тепла. В зимнее время они отдают его атмосфере, поэтому она над водными поверхностями зимой теплее, чем над сушей.

Поверхности материков являются неоднородными. Леса, болота, степи, поля отдают воздуху неодинаковое количество тепла. Кроме того, почвы различных видов (чернозем, песок, торф) также оказывают разное термическое влияние на атмосферу.

В зимнее время снежный покров способствует понижению температуры находящегося над ним воздуха, что объясняется его большой относительной излучательной и отражательной способностью.

На температуру воздуха существенное влияние оказывает и растительный покров. Густой растительный покров поглощает почти всю приходящую к нему радиацию; за счет этого прилегающий к ней воздух днем прогревается, а по направлению вверх от его поверхности температура убывает. Ночью над поверхностью растительного покрова в результате ее излучения воздух оказывается наиболее холодным. В редком растительном покрове охлажденный воздух несколько опускается по сравнению с уровнем покрова с более густой листвой. В этом случае деятельной поверхностью является не внешняя поверхность растительности, а более низкая поверхность. Днем воздух над растительным покровом нагревается сильнее, а ночью охлаждается меньше, чем над оголенной почвой, что объясняется большой теплоемкостью растительного покрова, а также тем, что часть лучистой энергии, поступающей на растительный покров, расходуется в нем на различные физические и биологические процессы, главным образом на испарение и фотосинтез.

Максимальные и минимальные температуры воздуха в лесу наблюдаются над кронами деревьев или (если листва редкая) несколько ниже крон. Поэтому наибольшие амплитуды температур воздуха отмечаются над кронами, а выше и ниже крон они уменьшаются. Вообще в среднем температура в лесу ниже, чем в поле. Повышая ночные минимумы и понижая дневные максимумы, лес сглаживает суточные колебания температур, что является одним из его экологических достоинств. Амплитуды суточного хода температур воздуха в лесу приблизительно на 2 °C меньше, чем в поле.

Города оказывают значительное (чаще всего отрицательное) влияние на температуру воздуха. В летнее время жилые здания, городские сооружения и дорожное покрытие, нагреваясь, отдают свое тепло воздуху. Поэтому температура воздуха в городе оказывается выше, чем за городом. Особенно велико это различие вечером, когда городские здания и сооружения, сильно нагретые днем, постепенно отдают свое тепло воздуху. Кроме того, в городе почти отсутствуют участки открытой почвы и сравнительно малы площади растительного покрова, поэтому меньше затрат тепла идет на испарение, что также способствует повышению температуры воздуха в городе. Значительную роль в увеличении температуры воздуха над городами играют антропогенные факторы: выброс тепла от систем теплоснабжения, от различных предприятий и от транспорта, что приводит к ухудшению экологической ситуации в городах. Суточный ход температур на примере города Павловска показан на рис. 1.2.

Рис. 1.2. Средний суточный ход температур: летом (а) и зимой (б): 1 – в воздухе на высоте 2 м; 2 – на поверхности почвы

Из рисунка видно, что амплитуды в ясные и пасмурные дни отличаются друг от друга. На амплитуду влияют облачность, изменения уровня солнечной радиации, адвекция (приток горизонтальных воздушных масс с другой температурой). Ход температур усредняется за многолетний период; в этом случае он имеет почти синусоидальный вид. Суточная амплитуда хода температур воздуха главным образом зависит от температуры почвы, которая, в свою очередь, зависит от облачности: в ясную погоду она выше, чем в пасмурную.

Суточная амплитуда меняется по широте местности, а также зависит от рельефа местности и типа почвы. С увеличением широты (т. е. ближе к экватору) она убывает. Рельеф почвы влияет на амплитуду так, что на склонах гор и холмов она меньше, чем на равнине; тип почвы определяет амплитуду хода температур воздуха следующим образом: чем больше суточная амплитуда хода температур почвы (например, в степи или в пустыне, где она может достигать 30 °C), тем выше амплитуда хода температур воздуха. На суточном ходе температур воздуха сказывается и близость водных бассейнов – в приморской местности амплитуда меньше, чем в глубине суши.

Зимой в городах вследствие понижения прозрачности воздуха уменьшается эффективное излучение. Поэтому температура воздуха в городе и зимой на 0,5–1,0 °C (а иногда и больше) выше, чем в его окрестностях, причем чем крупнее город, тем эта разница существеннее.

Основной характеристикой хода температур является их амплитуда, которая, в частности, представляет собой разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного месяцев года.

Максимум суточного хода температур приходится на 14–15 часов, а минимум – на время вскоре после восхода Солнца.

Годовой ход температур воздуха на различных широтах показан на рис. 1.3.

Рис. 1.3. Годовой ход температур воздуха на широте 62° с.ш. в Торсхавне и Якутске: 1 – Торсхавн; 2 – Якутск

Годовой ход температур воздуха характеризуется более постоянной амплитудой температур; летние температуры выше, а зимние ниже.

Годовая амплитуда температур растет с увеличением географической широты. В Северном полушарии максимум температур приходится на июль, а минимум – на январь. Амплитуда годовых колебаний температур воздуха зависит и от высоты местности над уровнем моря: с увеличением высоты она уменьшается. Погодные условия влияют на годовой ход следующим образом: отсутствие облачности зимой способствует понижению средней температуры самого холодного месяца, а летом – повышению температуры самого теплого месяца. Влияние водных объемов на годовую амплитуду температур весьма велико, и оно тем выше, чем интенсивнее обмен воздушных масс, образующихся над водной поверхностью и сушей.

Годовой ход температур бывает четырех типов: экваториальный, тропический, тип умеренного пояса и полярный тип. Они отличаются между собой величиной амплитуды и временем наступления экстремальных температур.

Одной из самых важных характеристик атмосферы является вертикальный градиент температуры воздуха – это ее изменение на каждые 100 м высоты, определяемое по формуле:

где Δt – разность температур воздуха (на верхнем уровне – t_в, на нижнем – t_н); Δz – разность высот (на верхнем уровне – z_в, на нижнем – z_н);

где высоты выражены в метрах, а градиент температуры – в °С/100 м.

Вертикальный градиент температуры положителен при падении температуры с высотой. Если температура в слое с высотой растет (т. е. происходит процесс инверсии), то вертикальный градиент температуры в нем отрицателен. Если температура в слое с высотой не изменяется (изотермия), то вертикальный градиент температуры в нем равен нулю.

Значения вертикального градиента температуры меняются не только в зависимости от высоты, но и в зависимости от времени суток, времени года и других факторов. Особенно большие изменения в пространстве и времени претерпевает вертикальный градиент температуры в пограничном и приземном слоях атмосферы. Значения вертикального градиента температуры в различных слоях атмосферы используются при составлении прогнозов погоды, при экологическом прогнозировании, для метеорологического обслуживании полетов самолетов и космических аппаратов.

Средний по высоте и по времени вертикальный градиент температуры в тропосфере в основном составляет около 1 °C/100 м. Но в отдельные моменты в тонком слое атмосферы, непосредственно прилегающем к земной поверхности, он может во много раз превосходить это среднее значение. Зная вертикальный градиент температуры, можно определить температуру на любом уровне Z, если известна температура to на нижнем уровне, по формуле:

где z – высота, м.

Точки, соответствующие температурам на разных высотах, соединяются отрезками прямой, и получается ломаная линия, характеризующая распределение температуры с высотой. Эта линия называется кривой стратификации. До высоты 1500 м температура уменьшается с высотой, от 1500 до 2000 м отмечается изотермия, от 2000 до 2500 м – инверсия, а выше 2500 м температура снова уменьшается с высотой.

В метеорологии широко используется понятие адиабаты. Адиабатическими процессами, протекающими в воздухе, называются изменения температуры и давления газа, происходящие без обмена теплом с окружающей средой. Если некоторый объем воздуха движется вверх, он попадает в слои с меньшим давлением и расширяется. На работу расширения затрачивается внутренняя энергия объема, в результате чего температура поднимающегося воздуха уменьшается. При опускании объема воздуха давление увеличивается, воздух сжимается и работа внешних сил сжатия переходит во внутреннюю энергию воздуха, что приводит к повышению его температуры.

Вертикальные перемещения больших объемов воздуха на небольшие расстояния происходят почти без обмена теплом с окружающей средой, т. е. их можно считать адиабатическими. В атмосфере, особенно в нижнем ее слое, чисто адиабатические процессы не происходят; в ней, в частности, происходит обмен теплом между воздухом и деятельной поверхностью. Адиабатический процесс нарушается также частичным перемешиванием объемов воздуха. Для сухого или влажного ненасыщенного воздуха характерно протекание в атмосфере так называемых сухоадиабатических процессов, когда вертикальный градиент температур не превышает 1 °C.

Термической стратификацией слоя атмосферы называется характер распределения в этом слое температуры воздуха с высотой.

В зависимости от вертикального распределения температуры слой воздуха находится в состоянии устойчивого, безразличного или неустойчивого равновесия.

Предположим, что некоторый объем воздуха при порыве ветра или при нагреве поднялся вверх. Если этот объем в результате своего адиабатического охлаждения окажется холоднее и потому плотнее окружающего воздуха на той высоте, куда он поднялся, то он будет стремиться опуститься обратно на исходный уровень. Такое равновесие является устойчивым. Если объем воздуха, адиабатически (т. е. без обмена тепла с окружающей средой) поднятый на некоторую высоту, приобретает в результате подъема такую же температуру, какую имеет окружающий воздух на этой высоте, то он здесь и останется. Такое равновесие является безразличным. Если же адиабатически поднятый объем воздуха на некоторой высоте окажется теплее окружающего воздуха, то он будет продолжать подниматься. Такое равновесие атмосферы является неустойчивым.

Определим зависимость стратификации атмосферы от вертикального градиента температуры.

Предположим, что некоторый объем сухого воздуха или воздуха с ненасыщенным паром начал подниматься от Земли под влиянием внешнего импульса (препятствие, порыв ветра и т. п.). При этом он будет адиабатически охлаждаться на 1,0 °C на каждые 100 м подъема. В результате на высоте 100 м этот объем окажется на 0,5 °C холоднее окружающего воздуха и, как более плотный, начнет опускаться. Такое равновесие атмосферы является сухоустойчивым.

Во втором случае вертикальный градиент температуры равен 1 °C/100 м. Температура поднимающегося объема на всех уровнях равна температуре окружающего воздуха на тех же уровнях. Следовательно, состояние атмосферы будет сухобезразличным.

В третьем случае вертикальный градиент температуры равен 1,5 °C/100 м. Рассуждая как и в первом случае, можно убедиться, что поднимающийся воздух уже на высоте 100 м станет на 0,5 °C теплее окружающего и потому будет продолжать двигаться вверх. При этом разность температур поднимающегося и окружающего воздуха будет увеличиваться. Равновесие атмосферы окажется сухонеустойчивым.

Инверсии заметно влияют на развитие различных атмосферных процессов. В частности, слои инверсии имеют наиболее устойчивую стратификацию и препятствуют развитию восходящих движений воздуха.

Инверсия характеризуется высотой нижней границы инверсионного слоя, вертикальной его протяженностью (толщиной) и скачком температуры, т. е. разностью температур на верхней и нижней границах слоя. По высоте нижней границы инверсии разделяются на приземные, т. е. начинающиеся от деятельной поверхности, и инверсии свободной атмосферы, возникающие на той или иной высоте. Толщина инверсионных слоев изменяется от нескольких метров до 23 км, а скачок температуры – от 2 до 10 °C и более.

Приземные инверсии. В зависимости от условий образования они разделяются на радиационные и адвективные.

Радиационные инверсии возникают при охлаждении приземного слоя атмосферы, соприкасающегося с деятельной поверхностью, которая охлаждается за счет отдачи тепла излучения. По мере удаления от деятельной поверхности температура воздуха повышается. Таким образом, в нижнем слое атмосферы температура с высотой растет. Такие инверсии летом развиваются ночью, а зимой – днем. В связи с этим радиационные инверсии разделяют на летние (ночные) и зимние:

– летние (ночные) инверсии начинают развиваться вечером, после захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и утром достигают максимальной толщины и глубины. После восхода Солнца деятельная поверхность и прилегающий к ней воздух прогреваются, и инверсия разрушается. Толщина ночных инверсий зависит от длительности выхолаживания воздуха и от интенсивности турбулентного перемешивания. Она колеблется от 10–15 до 200–400 м. Развитию ночных инверсий благоприятствует ясное небо и слабый ветер;

– зимние инверсии в ясную погоду, когда охлаждение деятельной поверхности изо дня в день увеличивается, могут сохраняться несколько суток и даже недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью. Толщина таких инверсий составляет несколько сотен метров, а иногда достигает 2 км и более. Толщина инверсии иногда достигает 3 км, а скачок температуры – 15 °C. Особенно усиливаются радиационные инверсии при неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух стекает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное перемешивание способствует его дальнейшему охлаждению.

Адвективные инверсии образуются при адвекции теплого воздуха, т, е. при горизонтальном натекании теплого воздуха на более холодную деятельную поверхность. Примером может служить натекание теплого морского воздуха на материк в зимнее время года. В этом случае нижние слои натекающего воздуха отдают часть своего тепла деятельной поверхности, вследствие чего образуется инверсия.

К адвективным инверсиям относятся весенние (или снежные) инверсии, возникающие при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0 °C, на поверхность, покрытую снегом. На таяние снега нижележащие слои затрачивают большое количество тепла, в результате чего их температура понижается до 0 °C. В вышележащих слоях при этом сохраняются более высокие температуры.

Инверсии свободной атмосферы. По условиям образования они разделяются на инверсии турбулентности (трения), динамические, антициклонические (сжатия, оседания) и фронтальные:

– инверсии турбулентности образуются на высоте несколько сотен метров, т. е. над слоем атмосферы, в котором особенно сильно развивается турбулентное перемешивание, обусловленное трением воздуха о поверхность земли. В устойчиво стратифицированном слое атмосферы с ненасыщенным водяным паром в результате турбулентного перемешивания вертикальный градиент температуры увеличивается до 1 °C/100 м. Объясняется это тем, что поднимающиеся порции воздуха адиабатически охлаждаются и понижают температуру вышележащих слоев. Таким же образом опускающиеся порции воздуха нагреваются и повышают температуру нижележащих слоев.

Инверсия турбулентности является переходным типом от приземной инверсии к инверсии свободной атмосферы. Толщина такой инверсии обычно не превышает нескольких десятков метров;

– динамические инверсии возникают в слоях с большими скоростями ветра. Причина их образования заключается в том, что воздушный поток, движущийся с большой скоростью, засасывает воздух из выше– и нижележащих слоев, в которых скорость ветра меньше. В результате на верхнем уровне слоя больших скоростей развиваются нисходящие движения, а на нижнем – восходящие. В нисходящих потоках температура воздуха адиабатически растет на 1 °C/100 м, а в восходящих понижается на ту же величину. Таким образом, возникает перераспределение температур и в средней части слоя больших скоростей развивается инверсия;

– антициклонические инверсии (сжатия, оседания) образуются в областях повышенного давления. Эти инверсии называются приподнятыми. В центре таких областей возникают нисходящие потоки воздуха. Вследствие более высокого давления на нижних уровнях опускающийся воздух сжимается и растекается по горизонтали от центра области к периферии, не достигая земной поверхности. Температура каждой опускающейся порции возрастает на 1 °C/100 м. Порции, опустившиеся из более высоких слоев, проходят большее расстояние по вертикали и поэтому больше нагреваются.

Если опускающийся воздух был стратифицирован устойчиво, то его устойчивость увеличивается.

При опускании этого слоя воздух в нем будет сжиматься и растекаться в стороны, в результате чего вертикальная протяженность слоя уменьшится. При этом все частицы, располагающиеся на нижней границе, адиабатически нагреваются до температуры +12 °C, а на верхней границе – до температуры +13 °C. Антициклоническая инверсия образуется чаще всего на высоте 12 км и может иметь большую вертикальную протяженность;

– фронтальные инверсии образуются во фронтальных зонах, которые являются переходными между холодным и теплым воздухом. В них наблюдается резкое изменение вертикального градиента температуры и может возникнуть изотермия, или инверсия. Высота нижней границы инверсионного слоя над данным пунктом зависит от расстояния между этим пунктом и линией фронта на земной поверхности. Чем дальше находится пункт от линии фронта, тем выше располагается инверсия.

Влияние инверсий на загрязнение атмосферы

На рис. 1.4 приведены типы ситуаций, возникающих при рассеянии шлейфов дымовых выбросов, в зависимости от характера плотностных и температурных стратификаций:

Рис. 1.4. Рассеяние шлейфов выбросов загрязняющих веществ: 1 – стабильный (веер); 2 – нейтральный внизу, стабильный вверху (дым); 3 – нестабильный (завихрение); 4 – нейтральный (конусный); 5 – стабильный внизу, нейтральный вверху

1 – сверхадиабатические условия расширения газа на всех высотах, полная устойчивость, стабильный шлейф типа веера, когда рассеяние по горизонтали происходит намного более интенсивно, чем по вертикали;

2 – приподнятая инверсия; над слоем нейтрального состояния шлейф имеет тенденцию прижиматься к земле, создавая устойчивое загрязнение в приземных слоях;

3 – неустойчивая стратификация или ветровая турбулентность (задымленность приземного слоя);

4 – нейтральная стратификация во всем приземном слое (конический шлейф); рассеяние происходит с равной вероятностью как по вертикали, так и по горизонтали;

5 – условия, когда в нижней части приземного слоя выше нейтральная стратификация или сверхадиабатические условия; рассеяние вверх происходит легче, чем вниз.

Распространение облака загрязняющих веществ в чистом воздухе при сверхадиабатических (гравитационно-неустойчивых) условиях характеризуется турбулентным переносом и, как следствие, более быстрым рассеянием загрязняющих веществ. При сверхадиабатическом охлаждении (инверсии) воздух быстро теряет свою подъемную силу, так как охлаждается до температур, несколько меньших, чем температура окружающей среды. Например, восходящий воздух из дымовых труб предприятий не может при этом дальше подниматься вверх и сносится ветром в горизонтальном направлении.

Источник