Годовые изменения температуры

Строение атмосферы

Тропосфера. Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны.

Тропопауза. Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера. Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Стратопауза. Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера. Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен.

Мезопауза. Переходный слой между мезосферой и термосферой.

Линия Кармана. Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом.

Термосфера. Верхний предел — около 800 км. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния»).

Термопауза. Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

Экзосфера (сфера рассеяния). Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км.

Состав. Атмосфера Земли возникла в результате выделения газов при вулканических извержениях. С появлением океанов и биосферы она формировалась и за счёт газообмена с водой, растениями, животными и продуктами их разложения в почвах и болотах.

В настоящее время атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения).

Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H2O) и углекислого газа (CO2).

Азот: 78,084-по объему, 75,50-по массе

Кислород: 20,946-по объему, 23,10-по массе

5.СТАНДАРТНАЯ АТМОСФЕРА.

Условное вертикальное распределение температуры, давления и плотности воздуха, являющееся репрезентативным для средних годовых условий в среднем для всех широт, принятое по международному соглашению (международная стандартная атмосфера). При этом предполагается, что в атмосфере выполняются уравнение состояния для идеальных газов и основное уравнение статики, которые вместе взятые определяют связи (виртуальной) температуры, давления и плотности воздуха с геопотенциалом (или высотой).

Ныне применяемая С. А. Международной организации гражданской авиации (1952) основана на следующих исходных данных: атмосферное давление на уровне моря 1013,25 мб, температура на том же уровне +15°, вертикальный градиент температуры до высоты 11 км — 6,5°/км, дальше, до высоты 25 км, изотермия. При этом принимаются значения: газовой постоянной для сухого воздуха 2,8704·106 зрг/г·К, точки замерзания при стандартном давлении — 273,16 К, ускорения силы тяжести — 980,665 см2/с. Есть дополнения С. А. расчетами до высот в несколько сот километров при разных предположениях о распределении температуры с высотой.

Основное назначение С. А. — служить основанием для калибровки альтиметров, расчетов летних характеристик самолетов, проектирования самолетов и ракет, построения баллистических таблиц.

6. ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА. ЕДИНИЦЫ И МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЯ.

Температура воздуха - степень нагретости воздуха, определяемая при помощи термометров и термографов. Нагревание в атмосфере совершается за счет тепла, излучаемого от поверхности Земли. Большое значение в переносе тепла имеют воздушные течения. С их помощью тепло, вместе с воздухом, переносится в гориз-ом направлении с одного места на другое наз-ся адвекцией. Движение воздуха может быть ламинарное и турбулентное.

Методы определения температуры воздуха.Температура возд.измеряется всегда на метеостанциях. Термометры устанавливаются в психометрических будках. Один термометр сухой, другой смоченный, кончик его области батистом, опущен в воду. Температура воздуха на данный момент опред-ся по сухому термометру.

Суточный ход темп-ры воздуха.Он имеет max и min.Min наблюдается около восхода солнца, появляется движение воздушного потока. Мах – около 14-15 часов. Разница между мах и min наз-ся суточной амплитудой температуры воздуха. Ее величина зависит от времени года, рельефа и др. Над водной поверх-ью амплитуда суточных колебаний меньше, чем над сушей.

Годовой ход темп-ры воздуха.Характеристика годового хода служит амплитуда темп-ра воздуха. Она представляет собой разность между среднемесячными температурами воздуха, самыми теплыми и холодного в году. Годовые амплитуды велики: на побережье до 10^оС, на суше до 60^оС

7.ИЗМЕНЕНИЕ Т В ПР-ВЕ И ВО ВРЕМЕНИ.

Распределение температуры по вертикали.Температура воздуха с высотой убывает, если воздушная масса понижается, то она охлаждается на 1^оС через 100 м при отсутствии пара –адиабатический температурный коэфиц.При опускании воздушн.масса попадает в слой с высоким давлением и происходит адиаботич-ое нагревание, повышение на 1^оС через 100м приводит к удалению воздушного пара.

Температурные инверсии.В тропосфере, при некоторых условиях, наблюдается случайн.повышение температуры. Это бывает в нижних слоях воздуха – нижняя температурная инверсия. Образуется ночью, в ясную сухую тихую погоду. Инверсия исчезает утром, в следствии нагревания воздуха и нижнего слоя. Ночью инверсии образуются в долинах, котловинах, в результате стекания воздуха и накопления его на дне.Интенсивные инверсии наблюдаются в северо-восточной Сибири. В Якутске созд-ся инверсии до 1500-2000 м, поэтому в Якутске зимой, в более высоких местах бывает тепло.

Водяной пар в атмосфере.Поступ. в атм. с испарением воды с различных водн. поверхностей.Водяной пар является самой неустойчивой частью атмосферы.

Температура изменяется в течение суток. Минимальная температура воздуха на высоте 2 м бывает перед восходом солнца. Над океанами и морями максимум температуры воздуха наступает на 2—3 часа раньше, чем над материками. Представление о суточном ходе температуры получают осреднением данных наблюдений за многолетний период. Вторжение теплых или холодных воздушных масс искажают этот осредненный ход — холодная воздушная масса понижает температуру, а теплая масса, пришедшая ночью, может ее повысить. Изменение температуры в пределах суток (амплитуда) зависит от ряда причин: географической широты места, времени года, характера деятельной поверхности, облачности, рельефа местности и высоты над уровнем моря. Наибольшая суточная амплитуда колебаний температуры воздуха наблюдается в субтропиках и убывает к высоким широтам. В зависимости от времени года наибольшие амплитуды в умеренных широтах бывают зимой, а наименьшие — летом. В полярную ночь почти нет суточного хода температуры. Над водной поверхностью амплитуда суточного хода меньше, чем над сушей — порядка 2—3°.

8. ПОДСТИЛАЮЩАЯ ПОВ-ТЬ. ДЕЯТЕЛЬНЫЙ СЛОЙ.

ПОДСТИЛАЮЩАЯ ПОВЕРХНОСТЬ — разнообразные компоненты земной поверхности, взаимодействующие с атмосферой и влияющие на ее состояние. Вода и суша, равнины и горы, леса и вспаханное поле, талая земля и снег и тому подобное различно взаимодействуют на поглощение солнечной радиации и отдачу тепла атмосфере, испарение, силу ветра и тому подобного. Это видоизменяет погоду, создает мезоклимат.

Деятельный слой в метеорологии, слой почвы, тепловое состояние и влагосодержание которого обусловлены теплообменом с атмосферой, а температура испытывает суточные и сезонные колебания. Простирается до слоя постоянной годовой температуры.

9. ВЕРТ. И ГОР. ГРАДИЕНТ Т.

Температура может изменяться как по горизонтали (вдоль земной поверхности), так и по вертикали (с подъемом вверх). В первом случае величину изменения температуры характеризует горизонтальный, во втором вертикальный градиенты температуры.

Величина горизонтального градиента температуры выражается в градусах на определенное расстояние (чаще всего это расстояние составляет 100 км). В однородной воздушной массе, занимающей большие площади, величина горизонтального градиента температуры составляет десятые доли градуса на 100 км.

Так как в атмосферу тепло поступает главным образом от земной поверхности, то в тропосфере температура с высотой обычно понижается.

Величина, характеризующая вертикальные изменения температуры воздуха, называется вертикальным температурным градиентом, он обычно рассчитывается в градусах °С на 100 м высоты.

Величина вертикального температурного градиента не постоянна и зависит от характера воздушной массы, времени суток, года и других причин. При обычном понижении температуры с высотой вертикальный температурный градиент считается положительной величиной. При росте температуры с высотой, он является отрицательной величиной, а слой воздуха, где это наблюдается, называется инверсией. При неизменной температуре с высотой вертикальный градиент температур равен нулю, а слой носит название изотермии.

В стандартной атмосфере вертикальный температурный градиент принят равным 0,65°/100 м.

Вертикальный температурный градиент характеризует температурное строение атмосферы или ее термическую стратификацию. При помощи этого градиента можно рассчитать температуру на любой высоте.

Наглядное представление о распределении температуры по высотам дает график температурной стратификации. На этом графике по горизонтальной оси откладывается температура (от меньшего значения к большему — слева направо), по вертикальной оси — высота, или давление воздуха, соответствующее данной высоте. Нанесенные на этот график точки наблюдаемой температуры по высотам (по данным радиозонда или самолета) соединяются между собой, в результате чего получается кривая, называемая кривой стратификации. Наклон кривой влево соответствует нормальному падению температуры с высотой; наклон кривой вправо соответствует инверсии; если кривая идет вертикально вверх, наблюдается слой изотермии.

Для наглядного представления о поле температур на какой-либо площади или вдоль вертикального разреза атмосферы по маршруту строятся линии одинаковых температур, называемые изотермами.

10. СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД Т ВОЗДУХА.

Температура воздуха в приземном слое имеет хорошо выраженный суточный ход. Это является следствием того, что земная поверхность, являющаяся основным источником тепла для атмосферы, наиболее сильно нагревается днем и охлаждается ночью. Суточные колебания температуры наблюдаются в слое воздуха от поверхности земли до высоты 1 —1,5 км, что обусловлено непрерывным турбулентным перемешиванием, происходящим в пограничном слое тропосферы. В суточном ходе температурный максимум наблюдается около 14 — 15 ч местного времени, минимум наступает незадолго до восхода солнца.

Разница между максимумом и минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры воздуха. Величина этой амплитуды зависит от широты места, времени года, земной поверхности, рельефа местности, растительного покрова, облачности.

Рассмотрим влияние указанных факторов.

Широта места. С возрастанием широты уменьшается полуденная высота солнца над горизонтом. Это является причиной уменьшения суточной амплитуды температуры воздуха по мере увеличения широты места. Наибольшие амплитуды наблюдаются в субтропических широтах (особенно в пустынях, располагающихся на этих широтах). Здесь они достигают 15—20° С и более. Наименьшие амплитуды бывают в полярных районах, где они составляют 2—3° С.

Время года. Летом суточные амплитуды температуры наибольшие (в этот период полуденная высота солнца и продолжительность дня большие), зимой амплитуды наименьшие. В среднем летом они составляют 10—15° С, зимой 3—5° С.

Земная поверхность. Над водной поверхностью суточные колебания температуры меньше, чем над сушей, так как поверхность воды имеет более постоянную температуру, чем суша. В среднем суточная амплитуда температуры над океаном составляет 1—1,5° С, а на той же широте в глубине континента может доходить до 15—20° С и более.

Рельеф местности.Суточная амплитуда температуры бывает большей в котловинах и меньшей на возвышенностях. Объясняется это тем, что в ночные часы в котловины стекает холодный воздух.

Растительный покров. Над почвой, покрытой растительностью, суточные амплитуды температуры меньше, чем над обнаженной почвой.

Облачность. В ясные дни суточные амплитуды бывают значительно большими, чем в пасмурные.

Выше пограничного слоя суточная амплитуда температуры уменьшается. Так, в умеренных широтах на высотах 4—6 км она составляет около 2° С, на 8—10 км — около 5—6° С и на 12 — 14 км — около 4° С. Некоторый рост амплитуды на высотах 8— 10 км объясняется влиянием излучения тепла тропопаузой. Основной максимум температуры на всех указанных уровнях наблюдается в послеполуденные часы (14—16 ч), минимум — в ночные часы (вскоре после полуночи).

Годовые изменения температуры

На континенте максимум температуры воздуха наблюдается в июле, минимум — в январе. На океанах и побережьях время наступления крайних температур запаздывает по сравнению с континентом и наблюдается максимум чаще всего в августе, минимум — в феврале или начале марта.

Годовой ход температуры воздуха зависит от широты места, близости моря и высоты места над уровнем моря.

Зависимость от широты места выражается в том, что наименьшие амплитуды годовых колебаний температуры наблюдаются в экваториальной зоне, где приток тепла в течение года мало изменяется. С увеличением широты местности годовая амплитуда температуры увеличивается, достигая наибольших значений в полярных широтах. Близость моря уменьшает амплитуду годового хода температуры. С удалением от моря амплитуда увеличивается. С высотой годовая амплитуда температуры уменьшается.

11. ЗАМОРОЗКИ.

Заморозки. Заморозок на почве - это понижение температуры почвы и растений ночью до 0 °С и ниже вследствие эффективного излучения, в то время как в воздухе на высоте двух метров (в метеорологической будке) температура остается выше 0 °С. Заморозок в воздухе - это понижение температуры воздуха до 0 °С и ниже вечером и ночью при положительных средних суточных температурах. Заморозки бывают весной и

осенью, когда средние суточные температуры воздуха уже или еще положительные. Различают заморозки радиационные и адвективные. В большинстве случаев в возникновении заморозков играет роль как предварительная адвекция холодного воздуха (арктического) в данный район, так и последующее ночное излучение, охлаждающее почву, а от нее и прилегающий к ней воздух до отрицательных температур. Осенью возможны заморозки без холодных вторжений, в результате лишь радиационного выхолаживания, понижающего температуру воздуха. Условием образования заморозков является ясная, безветренная ночь. Распространенной мерой борьбы с заморозками является дымление, т. е. создание дымовой завесы, способствующей уменьшению эффективного излучения. Кроме того, частицы дыма, являясь ядрами, конденсации, способствуют образованию в воздухе капель воды и выделению теплоты конденсации, несколько повышающей температуру воздуха. Мерой борьбы с заморозками на больших площадях является дождевание с помощью разбрызгивающих установок.

12. АДВЕКЦИЯ. ИНВЕРСИЯ, ИЗОТЕРМИЯ.

Адвекция — в метеорологии перемещение воздуха в горизонтальном направлении и перенос вместе с ним его свойств: температуры, влажности и других. В этом смысле говорят, например, об адвекции тепла и холода. Адвекция холодных и тёплых, сухих и влажных воздушных масс играет важную роль в метеорологических процессах и тем самым влияет на состояние погоды.

Инверсия (метеорология) — аномальное изменение какого-либо параметра (как правило температуры) с увеличением высоты.

Изотермия 1. Неизменность температуры воздуха с высотой в некотором слое атмосферы. Изотермия приближенно осуществляется в нижней стратосфере. Иногда уточняют: вертикальная изотермия.2. Постоянство температуры при некотором атмосферном процессе, например, при изотермическом расширении.

13. ХАР-КИ ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА. ЕДИНИЦЫ И МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЯ.

Влажность воздуха — это величина, характеризующая содержание водяных паров в атмосфере Земли, одна из наиболее существенных характеристик погоды и климата.

Влажность воздуха в земной атмосфере колеблется в широких пределах. Так, у земной поверхности содержание водяного пара в воздухе составляет в среднем от 0,2 % по объёму в высоких широтах до 2,5 % в тропиках. Упругость пара в полярных широтах зимой меньше 1 мбар (иногда лишь сотые доли мбар) и летом ниже 5 мбар; в тропиках же она возрастает до 30 мбар, а иногда и больше. В субтропических пустынях упругость пара понижена до 5—10 мбар.

Абсолютная влажность воздуха (f) — это количество водяного пара, фактически содержащегося в 1 м³ воздуха. Определяется как отношение массы содержащегося в воздухе водяного пара к объёму влажного воздуха.( г/м³)

Относительная влажность воздуха () — это отношение его текущей абсолютной влажности к максимальной абсолютной влажности при данной температуре. Она также определяется как отношение парциального давления водяного пара в газе

к равновесному давлению насыщенного пара (%)

Относительная влажность очень высока в экваториальной зоне (среднегодовая до 85 % и более), а также в полярных широтах и зимой внутри материков средних широт. Летом высокой относительной влажностью характеризуются муссонные районы. Низкие значения относительной влажности наблюдаются в субтропических и тропических пустынях и зимой в муссонных районах (до 50 % и ниже).

С высотой влажность быстро убывает. На высоте 1,5-2 км упругость пара в среднем вдвое меньше, чем у земной поверхности. На тропосферу приходится 99 % водяного пара атмосферы. В среднем над каждым квадратным метром земной поверхности в воздухе содержится около 28,5 кг водяного пара.

Методы измерения влажности воздуха. Для измерения влажности воздуха служат психрометры. Влажность воздуха определяется только в теплое время года. В холодное – гигрометром.

Гигрометр устанавливается в психометринской будке, а для фиксации влажности воздуха используют гигроградо.

Суточные и годовые колебания абсолютной влажности воздуха.Колебания имеют тесную связь с суточными колебаниями температуры воздуха над морями и океанами.

14. УРАВНЕНИЯ СОСТОЯНИЯ СУХОГО И ВЛАЖНОГО ВОЗДУХА.

Ур. Сост. Вл. В-ха: q=P/RT_v где: плотность вл в-ха, давление, удельная газовая постоянная, виртуальная т-ра.

Ур-е вл в-ха имеет тот же вид, что и Ур-е сухого, благодаря понятию виртуальной т-ры. Рахница закл. В том, что в Ур-ии состояния вл в-ха стоит расчетная Вирт. Т-ра, а в Ур-ии состояния сухого – истинная т-ра атм. В-ха, ихмеренная термометром.

15.ВИРТУАЛЬНАЯ ТЕМПЕРАТУРА.(+см 14)

Виртуальной температурой называется температура, которую должен иметь сухой воздух, чтобы его плотность равнялась бы плотности влажного воздуха. Только при высокой температуре и большой влажности разность плотностей становится заметной.

Tv=T(1+0,608q), где q-удельная влажность в-ха.

Виртуальная температура определяется по формуле Tv=T(1+0.378•e/P), где T, e, P – температура воздуха, упругость водяного пара и атмосферное давление соответственно.

Пользуясь виртуальной температурой можно применять к влажному воздуху уравнения состояния и другие соотношения справедливые для сухого воздуха. Введя виртуальную температуру в уравнение состояния влажного воздуха можно получить его плотность: =P/RTv, где R – газовая постоянная сухого воздуха, равная в СИ 2.87×102 [дж/кг·град].

16.ИСПАРЕНИЕ, КОНДЕНСАЦИЯ И СУБЛИМАЦИЯ ВОДЯНОГО ПАРА В АТМ.

Количество водяного пара зависит от физико-географических условий местности и некоторых других факторов. Оно различно в разное время года и суток. Процесс испарения состоит в том, что молекулы воды, преодолевая силы молекулярного сцепления, отрываются от водной или другой испаряющей поверхности. Они быстро распространяются в воздухе, а затем переносятся воздушными потоками на большие расстояния. В то же время молекулы водяного пара переходят из воздуха в воду, на почву, растительный или снежный покров. Когда число возвращающихся молекул начинает превышать число отрывающихся, происходит обратный процесс — конденсация водяного пара на поверхности.

Испарение в природе — это сложный процесс, интенсивность которого обусловлена многими причинами. Скорость испарения зависит от атмосферного давления, скорости ветра. Если ветер дует с суши на водоем, скорость испарения увеличивается, а когда он направлен с воды на сушу, скорость испарения с водоема уменьшается. Испарение с поверхности морей и океанов оказывает влияние на их соленость, так как упругость насыщения над раствором меньше, чем над пресной водой.

Распределение влажности в атмосфере крайне неравномерно. Влажность быстро убывает с высотой. Верхняя тропосфера cуше приземного воздуха. Из атмосферы водяной пар снова выпадает на землю в виде дождя и снега. Влажность стратосферы в общем очень низка.

Сублимация водяного парав атмосфере, процесс непосредственного перехода водяного пара, содержащегося в воздухе, в твёрдую фазу воды (лёд, снег). Может иметь место при отрицательной температуре воздуха, когда упругость водяного пара превышает упругость насыщения по отношению к поверхности льда. С. в. п. происходит как в свободной атмосфере, так и на земной поверхности и на земных предметах. В атмосфере водяной пар сублимируется на замёрзших капельках, снежинках и некоторых твёрдых частицах. При температурах ниже -40 ?С С. в. п., по-видимому, возможна на любых частицах, а также и на комплексах молекул воды. Продуктом С. в. п. в атмосфере являются ледяные кристаллы, вырастающие затем в снежинки. На земной поверхности и на земных предметах образуются изморозь и иней. С. в. п. играет важную роль в процессе образования облаков и осадков атмосферных.

Конденсация водяного пара в атмосфере, переход водяного пара, содержащегося в воздухе, в жидкое состояние (капли). В расширенном значении термин «Конденсация водяного пара» применяется к переходу водяного пара как в жидкое, так и в твёрдое состояние. В метеорологии переход водяного пара в твёрдое состояние (кристаллы, снежинки) называется сублимацией, в отличие от физики, где под сублимацией понимают обратный процесс.

В атмосфере всегда имеется вода, которая может присутствовать одновременно в газообразном, жидком и твёрдом состояниях. Несмотря на то, что в нижних слоях атмосферы в каждом км3 воздуха содержатся сотни, а летом даже тысячи кг парообразной воды, Конденсация водяного пара в атмосфере возможна только в случае, если упругость пара е (или парциальное давление) превышает упругость насыщения Е. Конденсация водяного пара на самой земной поверхности и на наземных предметах приводит к образованию росы, инея, изморози и др. Конденсация водяного пара, обеспечивая образование облаков и осадков, служит важным звеном влагооборота на земном шаре. Тепло, отбираемое у земной поверхности при испарении и выделяемое при Конденсация водяного пара, играет огромную роль в теплообмене между землёй и атмосферой.

17. СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ХАР-К ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА.

Суточный и годовой ход влажности. С повышением температуры увеличивается испарение, а следовательно, и содержание в воздухе водяного пара. Суточный ход абсолютной влажности воздуха над поверхностью морей и океанов, на побережье и над материками зимой параллелен суточному ходу температуры. Наибольшие значения приходятся на 14—15 ч, наименьшие—на время, близкое к восходу Солнца.

Над материками и на побережье при устойчивом береговом ветре в суточном ходе абсолютной влажности наблюдается два максимума (около 10 и 22 ч) и два минимума (около времени восхода Солнца и около 16 ч). Уменьшение абсолютной влажности воздуха в послеполуденные часы объясняется вертикальным обменом воздуха, при котором влажный у земной поверхности воздух поднимается вверх и на его место приходит более сухой воздух. В предвечерние часы конвекция ослабевает, а испарение с нагретой почвы еще велико, поэтому влагосодержание у земной поверхности начинает расти. В ночные часы испарение сильно уменьшено, воздух у земной поверхности охлаждается и содержащийся в нем водяной пар конденсируется в виде росы. Отсюда и уменьшение абсолютной влажности.

Годовые колебания абсолютной влажности совпадают с годовым ходом температуры: наибольшие значения в северном полушарии приходятся на июль, наименьшее — на январь.

Абсолютная влажность, так же как и испарение, в своем географическом распределении также следует за распределением температуры: наибольшие значения наблюдаются в экваториальной зоне и убывают к полюсам.

Суточные и годовые колебания относительной влажности воздуха над материками и на побережье примерно обратные суточному и годовому ходу температуры воздуха. Объясняется это тем, что с повышением температуры возрастает упругость водяного пара е и упругость насыщения Е, причем последняя возрастает значительно быстрее.

Над морями и океанами суточный ход относительной влажности параллелен суточному ходу температуры. Это связано с тем, что из-за испарения влагосодержание воздуха увеличивается, а упругость насыщения изменяется незначительно, так как суточный ход температуры очень мал.

В годовом ходе относительной влажности повсеместно минимумы приходятся на лето, а максимумы — на зиму, кроме прибрежных областей, где наблюдаются муссоны.

Наиболее высокие значения как абсолютной, так и относительной влажности наблюдаются над океанами: с удалением от них в глубь континентов в общем происходит уменьшение влажности. С высотой абсолютная влажность быстро убывает, и уже на высоте 8—10 км содержание водяного пара становится ничтожно малым.

18. АТМ. ДАВЛЕНИЕ. ЕДИНИЦЫ И МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЯ.

Атмосферное давление — давление атмосферы на все находящиеся в ней предметы и Земную поверхность. Атмосферное давление создаётся гравитационным притяжением воздуха к Земле.

На земной поверхности атмосферное давление изменяется от места к месту и во времени. Особенно важны определяющие погоду непериодические изменения атмосферного давления, связанные с возникновением, развитием и разрушением медленно движущихся областей высокого давления (антициклонов) и относительно быстро перемещающихся огромных вихрей (циклонов), в которых господствует пониженное давление. Отмечены колебания атмосферного давления на уровне моря в пределах 641 — 816 мм рт. ст. (внутри смерча давление падает и может достигать значения 560 мм ртутного столба).

Нормальным атмосферным давлением называют давление в 760 мм рт.ст. на уровне моря при температуре 15 °C. (Международная стандартная атмосфера - МСА)(101 325 Па).

В соответствии с международной системой единиц (система СИ) основной единицей для измерения атмосферного давления является гектопаскаль (гПа), однако, в обслуживании ряда организаций разрешается применять старые единицы: миллибар (мб) и миллиметр ртутного столба (мм рт.ст.).

1 мб = 1 гПа; 1 мм рт.ст. = 1.333224 гПа

19.ИЗМЕНЕНИЕ ДАВЛЕНИЯ ВОЗДУХА ПО ВЫСОТЕ

Атм. Давление убывает с увеличением высоты. Эту закон-ть впервые выявил Паскаль. Для хар-ки изменения Р с высотой исп. Барическая ступень – высота, на которую надо подняться, чтобы давление уменьшиось на единицу. Барическая ступень (дельта h) обратно пропорциональна верт. Градиенту атм давления в этом слое. Ф-ла: дельта h=(8000/P)*(1+0,004t). Если Р не меняется, тоследует, что при повышении Т на 1 градус барическая ступень увеличивается примерно на 0,4%. В теплом в=\-хе барическая ступень больше, чем в холодном, при неизменном Р.

20. ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ГРАДИЕНТ ДАВЛЕНИЯ

Вертикальный градиент зависит, в первую очередь от самого давления, а также температуры воздуха. Поэтому в нижнем слое атмосферы давление наибольшее, особенно при низких температурах. Барическая ступень — это высота, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 мб. Одним из частных решений основного уравнения статики является барометрическая формула Лапласа, учитывающая влажность воздуха и зависимость ускорения силы тяжести от высоты и широты места. По этой формуле можно определить превышение одного пункта над другим на определенной географической широте, располагая наблюдениями над давлением, температурой воздуха и упругостью водяного пара в рассматриваемых пунктах. Формула Лапласа, дающая высокую точность расчетов, часто используется в более упрощенном виде — допускают, что воздух сухой, и не учитывают зависимость ускорения силы тяжести от широты и высоты. Зная две из трех входящих в барометрическую формулу величин (давление, температура, высота), нетрудно определить третью. Таким образом высота двух пунктов вычисляется с точностью до 1 м. И хотя это можно сделать с помощью геодезических методов, по барометрической формуле и метеорологическим наблюдениям проще и быстрее, что особенно важно в горных районах. Можно также вычислить распределение давления по высоте и решить задачу приведения давления к уровню моря и ряд других практически важных задач.

Для существования человека убывание давления с высотой имеет очень большое значение. На больших высотах у человека наступает так называемая горная болезнь — гипоксия, или кислородное голодание, т. е. кровь здесь недостаточно насыщается кислородом. Люди не могут селиться выше 5200 м — этот предел зафиксирован в Перу. В Индии встречаются поселения на высоте до 4000 м. Выше 7000 м человек не может жить и работать без кислородной маски. Лишь некоторые птицы поднимаются до высоты 7—9 км.

21.ОСНОВНОЕ УР-Е СТАТИКИ АТМ.

Уравнение, описывающее изменение атмосферного давления с высотой в предположении статического равновесия, т. е. при равновесии силы тяжести и вертикальной составляющей барического градиента:

dp=-pgdz, или dp/p=-(g/RT)*dz

Интеграл этого уравнения называется барометрической формулой.

22. БАРИЧЕСКАЯ СТУПЕНЬ, ЕЕ ЗАВИСИМОСТЬ ОТ ФАКТОРОВ

барометрическая ступень (барическая ступень) — величина, определяющая изменение высоты в зависимости от изменения атмосферного давления. Применяется при барометрическом нивелировании и при пересчёте показаний статоскопа в разность высот.

Зависит от давления и температуры воздуха.

Наглядный смысл барометрической ступени — высота, на которую надо подняться, чтобы давление понизилось на 1 гПа.

Согласно общепринятому определению, Барическая ступень, барометрическая ступень, разность высот двух точек на одной вертикали, соответствующая разности атмосферного давления в 1 мбар между этими точками (1 мбар = 100 н/м2). Б. с. тем больше, чем ниже давление. Поэтому с высотой она увеличивается. На уровне моря, при стандартном давлении в 1000 мбар и температуре воздуха 0?С, Б. с. близка к 8 м на 1 мбар. На высоте порядка 5 км, где давление примерно в 2 раза ниже, чем на уровне моря, Б. с. близка к 15 м на 1 мбар. С ростом температуры воздуха Б. с. увеличивается на 0,4% на каждый градус температуры. Б. с. пользуются при барометрическом нивелировании.

23. БАРОМЕТРИЧЕСКИЕ ФОРМУЛЫ

Барометрическая формула — зависимость давления или плотности газа от высоты в поле тяжести. Для идеального газа, имеющего постоянную температуру T и находящегося в однородном поле тяжести (во всех точках его объёма ускорение свободного падения g одинаково), барометрическая формула имеет следующий вид: p0=exp[-Mg*(h-h0)/RT], где p — давление газа в слое, расположенном на высоте h, p0 — давление на нулевом уровне (h = h0), M — молярная масса газа, R — газовая постоянная, T — абсолютная температура. Из барометрической формулы следует, что концентрация молекул n (или плотность газа) убывает с высотой по тому же закону: n=n0[-mg*(h-h0)/kT, где m — масса молекулы газа, k — постоянная Больцмана.

Барометрическая формула может быть получена из закона распределения молекул идеального газа по скоростям и координатам в потенциальном силовом поле (см. Статистика Максвелла — Больцмана). При этом должны выполняться два условия: постоянство температуры газа и однородность силового поля. Аналогичные условия могут выполняться и для мельчайших твёрдых частичек, взвешенных в жидкости или газе.

Барометрическая формула показывает, что плотность газа уменьшается с высотой по экспоненциальному закону. Величина , определяющая быстроту спада плотности, представляет собой отношение потенциальной энергии частиц к их средней кинетической энергии, пропорциональной kT. Чем выше температура T, тем медленнее убывает плотность с высотой. С другой стороны, возрастание силы тяжести mg (при неизменной температуре) приводит к значительно большему уплотнению нижних слоев и увеличению перепада (градиента) плотности. Действующая на частицы сила тяжести mg может изменяться за счёт двух величин: ускорения g и массы частиц m.

Барометрическая формула лежит в основе барометрического нивелирования — метода определения разности высот h между двумя точками по измеряемому в этих точках давлению (p1 и p2). Поскольку атмосферное давление зависит от погоды, интервал времени между измерениями должен быть возможно меньшим, а пункты измерения располагаться не слишком далеко друг от друга. Барометрическая формула записывается в этом случае в виде: h = 18400(1 + at)lg(p1 / p2) (в м), где t — средняя температура слоя воздуха между точками измерения, a — температурный коэффициент объёмного расширения воздуха. Погрешность при расчётах по этой формуле не превышает 0,1—0,5 % от измеряемой высоты. Более точна формула Лапласа, учитывающая влияние влажности воздуха и изменение ускорения свободного падения.

24.ПОЛНЫЙ ГРАДИЕНТ ДАВЛЕНИЯ ВОЗДУХА

Количественное изменение давления в пространстве характеризуется полным градиентом давления G, который представляет собой вектор, направленный по нормали к изобарической поверхности в сторону убывания давления, а по величине равный изменению давления на единицу расстояния. Полный градиент давления можно разложить на вертикальную и горизонтальную составляющие. В атмосфере давление в вертикальном направлении изменяется во много раз быстрее, чем в горизонтальном. Поэтому изобарические поверхности наклонены к горизонту под углом, составляющим всего несколько секунд и лишь иногда минут.

Горизонтальный градиент давления характеризует изменение давления в горизонтальном направлении. Так как линии пересечения изобарических поверхностей с горизонтальной поверхностью являются изобарами, то можно сказать, что горизонтальный градиент давления на определенном уровне представляет собой вектор, направленный по нормали к изобаре в сторону низкого давления, а по величине равный изменению давления на единицу расстояния: G_T=-(дельтаp/дельтаn), где дельтаp - разность давления между двумя точками, находящимися на нормали к изобаре; дельтаp - расстояние между ними. Знак минус показывает, что в горизонтальном направлении давление убывает.Чем меньше расстояние между изобарами, тем больше горизонтальный градиент давления.

25.ПЛОТНОСТЬ СУХОГО И ВЛАЖНОГО ВОЗДУХА

Плотность воздуха — масса газа атмосферы Земли на единицу объема или удельная масса воздуха при естественных условиях. Величина плотности воздуха является функцией от высоты производимых измерений, от его температуры и влажности. Обычно стандартной величиной считается значение 1,225 кгм3, которая соответствует плотности сухого воздуха при 15°С на уровне моря.

Плотностью воздуха называется отношение массы воздуха его объему и выражается в кг/м³. Плотность влажного воздуха представляет собой сумму плотности сухой части воздуха и водяных паров. Следует помнить, что влажный воздух при равных температуре и давлении всегда легче сухого.

Плотность и удельный объем влажного воздуха являются величинами переменными, зависящими от температуры и относительной влажности воздушной среды.

Плотность воздуха — это масса (вес) 1 куб.м смеси воздуха и водяного пара при определенной температуре и относительной влажности.