Введение. Эта дисциплина имеет фундаментальный характер, т.к

Эта дисциплина имеет фундаментальный характер, т.к. рассматривает основы научных знаний о двух важнейших сферах: атмосферы и гидросферы. Они являются предметами изучения в этом курсе.

Атмосферу изучает наука «Метеорология». История науки начинается с Аристотеля, который первый ввёл это название и дал начальный свод знаний об атмосфере.

В середине века начали регистрироваться и записываться наиболее выделяющееся погодные явления (похолодание, катастрофические осадки и т.д.) Настоящая метеорология начала развиваться как наука в 17 веке, когда появлялись первые метеоприборы: Термометр, барометр, дождемер и т.д. Впоследствии огромный вклад в развитие метеорологии внес наш соотечественник М.В.Ломоносов. В середине 19 века возникли первые государственные сети метеостанций. В России эту работу выполнил Г.И. Вилод.

Очень бурно развивалась метеорология в 20 веке. Стали возникать самостоятельные разделы метеорологии: динамическая метеорология, аэрология, синоптические методы прогноза погоды, Физика облаков и осадков и др. разделы метеорологии. Задачами современной метеорологии являются: изучение (описание состояния атмосферы в данный момент времени и прогноз её состояния в будущем)

Использование в метеорологии точных физических законов и сложного математического аппарата обуславливает тесную связь её с физико-математическими науками.

А поскольку атмосфера взаимодействует с земной поверхностью Земли, то тесная связь метеорологии наблюдается и с географическими науками. Метеорология имеет большое значение в развитие других наук, для решения проблем «О человеке окружающей среде», для решения многочисленных прикладных задач.

1.Состав атмосферы и его изменение с высотой.

Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом. Воздух без водяного пара называют сухим. У Земли сухой воздух состоит из азота (78% по объёму), кислорода(21%), аргона (1%), углекислого газа (СО₂) – 0,03%.Остальные многочисленные газы(неон, гелий, метан, озон и др.) составляют от сотых до миллионных долей %.

Кроме перечисленных газов в воздухе всегда находится и твёрдые частицы в взвешенном состоянии, также присутствует водяной пар, т.е. воздух не бывает абсолютно сухим, он обычно влажный.

До Z=100 км процентный состав сухого воздуха практически не меняется гомосфера, хотя в последние 150 лет из-за антропогенного влияния на атмосферу состав ее стал меняться: увеличивается содержание СО₂, изменяется содержание озона, появились фреоны. Что касается водяного пера, то его содержание меняется почти от 0 до 4%, как по горизонтали так и по вертикали.

Выше 100км состав воздуха меняется, т.е. происходит расслоение газов по плотности из-за отсутствия здесь перемешивания атмосферы по вертикали. На Z=200км число атомов О₂ сравнивается с числом атомов N₂. Выше 1000км воздух в основном состоит из гелия и водорода, а выше 1500км – из водорода.

2. Основные метеорологические величины

Давление атмосферы

Оно зависит от скорости движения молекул и числено равно силе ударов молекул о стенки объема воздуха, отнесенной к площади, т.е. P=F/S, где P – давление, F – сила, S - площадь. Если за ед. силы F взять ньютон (Н), а площадь S=1м², то давление будет равно 1 паскалю (Па). 100Па = гПа. Соотношение между другими ед.: 1гПа = 1мбар; 1гПа = 0,75мм. рт-ст.

Основным прибором для измерения является ртутный чашечный барометр.

Температура

Степень движения молекул отражается не только на давлении, но и на температуре. Единицей измерения температуры является градус шкалы Цельсия. Ноль этой шкалы соответствует температуре плавления льда, а 100⁰С – температуре кипения воды (при нормальном давлении). В теоретических работах широко используется абсолютная шкала Кельвина. Ноль соответствует прекращению движения молекул, т.е. при Т=0⁰К, t = -273⁰C. Переход от шкалы Кельвина к шкале Цельсия осуществляется по формуле Т⁰К= t⁰С + 273 (т.к. Т⁰К - t⁰С = 273⁰). Существуют и другие шкалы (напр., Фарингейта).

Влажность

По количеству водяного пара судят о влажности. Основными параметрами влажности являются:

- парциальное давление пара, , где с – коэффициент пропорции, Т – температура воздуха, - плотность пара (масса). Фактически «е» характеризует количество водяного пара в ед. объеме.

- давление насыщенного водяного пара, Е = f(T), гПа. Т.е. при постоянной температуре Т возрастание е происходит до максимального значения Е.

- относительная влажность, f = (е/Е) 100%, %. Характеризует близость состояния водяного пара от насыщения.

- точка росы, t_d, ⁰С – температура, до которой нужно понизить, чтобы пар стал насыщенным. Характеризует близость воздуха от состояния насыщения.

- дефицит насыщения d = E – e, гПа

- массовая доля пара (удельная влажность), s = 622 e/P, г/кг (%). Эта величина характеризует содержание водяного пара (массы) в ед. массы.

- абсолютная влажность, а = 217 е/Т, г/м³ - количество водяного пара в ед. объема воздуха.

Для определения характеристики влажности используют психрометрические таблицы, которые построены, используя психрометрическую формулу: е = Е₁ – АР (t-t₁), где е – упругость водяного пара, Е – максимальная упругость при t_1, t₁ - температура смоченного термометра; t – температура воздуха, А – психрометрическая постоянная. Таким образом, зная t₁ и t, полагая Р = 1000 гПа (Е₁ нетрудно определить по t₁), можно рассчитать е. Затем вводят поправку к «е» из-за неравенства реального давления Р = 1000 гПа. Зная t_, t₁, Е₁, е, можно рассчитать любые другие характеристики влажности (по другим психрометрическим таблицам).

Кроме перечисленных метеовеличин состояние атмосферы характеризуется рядом других параметров (скорость и направленные ветра, количества осадков, дальностьгоризонтальной видимости, форма и количество облаков, явления погоды и др.)

Основные метеовеличины непрерывны, поэтому их можно представить в виде метеополей (поверхности равных значений метеовиличины: изобарической, изотермической и т.д.).

3. Строение атмосферы

Атмосфера очень быстро меняется по своим свойствам по вертикали(по составу, по температуре, плотности, электрическим и др. параметрам) Поэтому выделяют несколько слоев с различными свойствами: нижний слой до 10-15км называется тропосферой. Здесь температура уменьшается с высотой ≈ на 0,6⁰С на 100м. Здесь происходят погодообразующие процессы. В свою очередь этот слой подразделяется на приземный (до 50-100м), пограничный(до 1-1,5км) и свободной атмосферы (>1,5 км).

Выше 15-20 км до высот 50км простирается стратосфера. Здесь температура, наоборот увеличивается с высотой, т.к. механизм нагревания воздуха иной (связан с озоном). Здесь могут наблюдаться перламутровые облака.

Выше 50-55км расположена мезосфера, где снова меняется знак вертикального градиента температуры. Температура на верхней границе ( 80 км) может опускаться до -110⁰С. Иногда здесь наблюдаются серебристые облака.

Выше 85км расположен слой термосферы, где температура резко увеличивается с высотой. Уже на высоте 200-250км она может иногда достигать 1000-1500⁰С, что связано с большими скоростями движения молекул. Слой 85-800км называется ионосферой (здесь ионов намного больше, чем внизу).

4. Неоднородность атмосферы по горизонтали

Неоднородность атмосферы наблюдается не только по вертикали, но и по горизонтали. Правда изменчивость по горизонтали выражена меньше, кроме того, состав основных газов по горизонтали не меняется. Неоднородность связана с неоднородностью подстилающей поверхности, различием свойств суши и моря, с меридиональным и зональным движением воздуха. В результате воздух расчленяется на воздушные массы, которые относительно стабильны по своим физическим свойствам. В то же время воздушные массы постоянно перемещаются, изменяя режим погоды.

По району формирования выделяют 4 основные воздушные массы:

- арктическая (антарктическая)

- полярная (умеренных широт)

- тропическая

- экваториальная

Каждая воздушная масса имеет свои пределы изменения метеовеличин. По температуре воздуха воздушные массы подразделяются на теплые и холодные. В холодных воздушных массах условия для конвекции лучше, поэтому они, как правило, связаны с образованием облаков Св и выпадением ливневых осадков. В теплой воздушной массе, наоборот, конвекция не развита, поэтому образуются слоистые облака и туманы.

Зоны между двумя смежными воздушными массами называются атмосферными фронтами. С ними связаны восходящие движения воздуха, образование облаков и выпадение осадков. По обе стороны от атмосферного фронта возникают волны (завихрения), которые приводят к образованию циклонов и антициклонов.

5. Уравнение состояние газов

Связь между давлением Р и температурой Т и плотностью для идеальных газов (условный газ, между молекулами которого отсутствуют силы сцепления, а сами молекулы представляют собой мате риальные точки, лишенные объема), к которым можно отнести воздух, выражается уравнением Клаузиса-Клайперона:

где = Р – е – давление сухого воздуха,

- плотность, V - объем, R – удельная газовая постоянная, Т – температура.

Или = Р_c/RT, R = 287 м²/ (с² · ⁰К).

Если воздух влажный (реальный), то нужно учитывать давление водяного пара е. После несложных выводов можно получить уравнение состояние для влажного воздуха:

Таким образом различие между и состоит в скобке . Другими словами плотность влажного воздуха описывается уравнением состояния сухого воздуха, но только с заменой истинной температурой Т на так называемую «виртуальную»:

Т _v = Т

Видно, что плотность влажного воздуха ниже, чем плотность сухого, т.к. T_V>T. Следовательно T_V - это температура, которую должен иметь сухой воздух (несколько выше), чтобы его плотность равнялась плотности влажного воздуха при том же давлении Р.

6. Уравнение статистики атмосферы

Если объем воздуха в атмосфере находится в статистическом состоянии, т.е. он не движется не по горизонтали, ни по вертикали (что хотя и очень редко, но может наблюдаться в атмосфере), то силы, действующие на него, уравновешены. Т.е. сила давления атмосферы (разность давлений на верхнюю () и нижнюю (Р) границы ()) уравновешивается силой тяжести F = mg = ρV g = ρg (1м² dz) = ρg dz. Следовательно состояние статики атмосферы можно описать уравнением: - dP = ρg dz;

dP = - ρg dz

Из этого уравнения следует, что с ростом высоты (dz>0) давление в объеме воздуха уменьшается (-dP).

Учитывая уравнение состояния ( = Р/RT), уравнение статики можно записывать в дифференциальном виде: dP = - gPdz/RT

Если это уравнение проинтегрировать в слое от z₁ до z₂ (где Р и Р₂), то получим барометрическую формулу:

Где R = 287 м²/(с^{2 0}К), Т_М – средняя температура в слое z₂ - z_1. Это уравнение позволяет определять давление атмосферы на любой высоте z₂, если оно известно на любой другой высоте z₁ и если известна средняя температура в атмосфере Т_М.

Для моделирования атмосферы барометрическую зависимость используют в упрощенном варианте:

при ρ(z) = Const (однородная атмосфера):; при Р₂ = 0 и z₁ = 0, z₂ = P₁ /g , при P₁ = 1000 гПа, z₂ = 8000м (высота однородной атмосферы).

при T(z) = Const (изотермическая атмосфера): ;

для изотермической атмосферы …, на которой давление будет ;

при (политропная атмосфера):

Следовательно давление быстрей убывает с высотой в однородной атмосфере.

Если в барометрической формуле учесть что:

а) среднюю температуру в слое Т_М можно заменить средней арифметической на двух уровнях (т.е. Т_М = Т_СР = (Т₁+Т₂)/2, что для Δz < 5км является корректным);

б) для влажного воздуха нужно брать Т = Т_V;

в) сила тяжести изменяется с широтой и высотой, то получим формулу Лапласа.

Однако она грамоздка, поэтому на практике все же нужны в) не учитывают. В этом случае получим формулу Бабине:

, где - средняя виртуальная температуре.

Из формулы (зависимости) статики атмосферы - барометрическая ступень, т.е. приращение высоты в пределах которой давление падает на единицу. Она зависит от температуры и давления. Подставляя в формулу R=287, g=9,8, Р=1000гПа, Т=273, dP = -dzgP/RT = -10м · 9,8 · 1000/287 · 273 = -1,25гПа. Причем, с увеличением температуры барический градиент уменьшается, и наоборот.

Таким образом, в холодном воздухе давление с высотой падает быстрее, чем в теплом. Поэтому теплые области атмосферы в высоких слоях являются областями высокого давления, а холодные области атмосферы – областями низкого давления.

7. Основы термодинамики атмосферы

Основные положения термодинамики позволяют делать важные выводы о процессах нагревания, охлаждения, конденсации, испарения в атмосфере, т.е. об энергетических переходах. Поэтому напишем первое начало термодинамики, которое является по сути законом сохранения энергии. Его можно записать в виде:

dQ = du + dw

где dQ – количество тепла (энергии), поступающие к объему воздуха;

du – увеличение внутренней энергии;

dw – работа против внешних сил давления (по расширению объема).

Таким образом, приток энергии к объему воздуха идет на увеличение его температуры и на совершение работы по расширению объема, т.е. dQ = C_VdT + PdV, где C_V = 718м²/(с^{2 0}К) – удельная теплоемкость при постоянном объеме.

Или , т.е. изменение температуры объема воздуха связано не только с сообщением ему количества тепла (dQ), но и с изменением объема (PdV). Причем при том же dQ, при увеличении dV, произойдет уменьшение температуры. И, наоборот, при уменьшении объема (сжатии) она увеличивается. В частном случае, когда dQ = 0, изменение температуры полностью зависит от изменения объема .

Этот частный случай, когда процесс изменения температуры полностью зависит от изменения объема и не связан с теплообъемом с окружающим воздухом, наз. адиабатическим процессом. В реальной атмосфере он играет важнейшую роль, как для теплооборота, так и для влагооборота. Рассмотрим его подробней.

Он наблюдается в тех случаях, когда объем воздуха быстро поднимается вверх (вниз) и не успевает обменяться теплом (холодом) с окружающим воздухом. Но поскольку объем воздуха, поднимаясь вверх, где давление меньше, расширяется, то на это приходится затрачивать внутреннюю энергию. В результате температура этого объема воздуха начинает уменьшаться. При быстром опускании объема воздуха, он наоборот сжимается, что сопровождается выделением энергии и повышением его температуры.

Какова же интенсивность адиабатического охлаждения или нагрева воздуха?

Во-первых, она зависит от влажности воздуха. Если воздух влажный, то но ненасыщен водяным паром («сухой»), то интенсивность адиабатического процесса повышается. В насыщенном воздухе (когда f ≥ 100%) адиабатические изменения температуры протекают менее интенсивно. Рассмотрим отдельно эти 2 случая.

Date: 2015-12-10; view: 665; Нарушение авторских прав