1-2.Состав сухого воздуха у земной поверхности. Водяной пар в воздухе. Характеристики влажности. Формула Магнуса. Изменение состава воздуха с высотой. Распределение озона в атмосфере.Стратосферный озон .

Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, влажный( содержится водяной пар). Содержание водяного пара в воздухе колеблется в значительных пределах- между сотыми долями процента и несколькими процентами. При существующих в атмосфере температуре и давлении водяной пар может переходить из одного агрегатного состояния в другое, может поступать в атмосферу заново в процессе испарения. Поэтому в метеорологии сначало рассматривают отдельно сухой воздух и водяной пар, а затем влажный воздух.

Сухим называется воздух, не содержащий водяного пара. У земной поверхности сухой воздух имеет следующий состав (в объемных единицах): азот 78% по объёму( 76% по массе), кислород 21%(23% по массе), аргон 0,93%, углекислый газ 0,03%. Также содержатся неон, гелий, метан, криптон, водород и др. За последние 20 лет концентрация CO₂ выросла на 12-15%.

Содержание водяного пара в воздухе колеблется от 0,2% в полярных широтах, до 2,5% у экватора. В связи с этим процентное содержание других газов переменное. Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения и транспирации растениями.

Для каждого значения температуры данного объема атмосферы существует предельно возможное количество водяного пара. Когда такое количество достигнуто, водяной пар называют насыщающим, а воздух, содержащий его – насыщенным. Состояние насыщения обычно достигается при понижении температуры воздуха. Если состояние насыщения достигнуто, а температура продолжает понижаться, то часть водяного пара становится избыточной и конденсируется. В воздухе возникают облака и туманы. С водяным паром в воздухе связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности.

Содержание водяного пара в воздухе называют влажностью воздуха. Мерой влажности является парциальное давление водяного пара и относительная влажность. Давление водяного пара пропорционально его плотности и абсолютной температуре. Давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщенного водяного пара Е. Это максимальное давление водяного пара, возможное при данной температуре. Оно определяется эмпирической формулой Магнуса:

^at/b+t,

где Е₀ – давление насыщенного пара при температуре 0С. Давление насыщенного пара над чистой водой и надо льдом различно, поэтому различны и коэффициенты в формуле Магнуса.

Степень близости воздуха к состоянию насыщения характеризуется относительной влажностью. Относительная влажность – отношение фактического парциального давления водяного пара е, содержащегося в воздухе, к давлению насыщенного водяного пара Е при температуре этого воздуха, выраженное в процентах:

.

Если воздух находится в состоянии насыщения, относительная влажность равна 100%.

В зависимости от распределения газов по высоте выделяют гомо- и гетеросферу. В гомосфере (до 100 км) перемешивание настолько велико, что гравитационное распределение газов (по закону Дальтона – в покоящейся смеси газов каждый распределяется в пространстве независимо от присутствия других) не наблюдается. В слое 100-200 км преобладающим газом атмосферы остается молекулярный азот. Выше 100 км происходит процесс расслоения газов по плотности, осложненный диссоциацией молекул на атомы. Кислород диссоциирует на атомы уже на высоте 20 км. На высоте 200 км число атомов кислорода становится равным числу молекул азота. Гравитационное разделение происходит в чистом виде только с благородными газами – аргоном и гелием. Вся внешняя часть атмосферы (выше 100 км) характеризуется непрерывным изменением состава воздуха как по слоям, так и во времени. Эта часть атмосферы носит название гетеросферы. Общая плотность воздуха становится вдвое мньше, чем у земной поверхности, на высоте 5-6 км, а плотность водяного пара убывает вдвое в среднем уже на высоте 1,5- 2 км. На высоте 5-6 км давление водяного пара и , следовательно, его содержание в воздухе в 10 раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 10-12 км его в сто раз меньше. Т.о, выше 10-15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.

Озон- это трехатомный кислород. Он образуется в слоях от 15 до 70 км и поглощает УФ радиацию с длинами волн от 0,15 до 0,29 км. В чистой атмосфере у земной поверхности озон содержится в ничтожных количествах. Максимальное содержание озона в полярных областях на высотах 15-20 км, в умеренных- 20-25 км, в тропических и субтропических- 25-30 км, выше содержание озона убывает и на высоте в 70 км сходит на нет. Приведенный слой 3 мм. Значение : поглощает солнечную радиацию -повышает температуру воздуха на высотах 30-55 км, спасает от губительного УФ излучения. Жизнь образовалась, когда содержание кислорода достигло 1 %, и образовался озоновый слой. Загрязнение-увеличение концентрации озона в приземных слоях. В присутствии некоторых хим соед распад озона на О и О₂ резко ускоряется(N,H,Cl,Br). Источники N-азотные удобрения, выхлопы газа летательных аппаратов. Н-пары воды, выбрасываемые в атмосферу самолетами и ракетами,Cl- особое влияние на O₃- фреоны(холодильные установки и аэрозольные упаковки). Впервые озоновая дыра была замечена над Антарктдой в 1985 году.

Водяной пар в воздухе и характеристики влажности воздуха. Изменение влажности с высотой.

Влажность воздуха прежде всего зависит от того, сколько водяного пара поступает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. В то же время в каждом месте влажность зависит от атмосферной циркуляции. Наконец для каждой температуры существует некоторое предельное влагосодержание.

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере используют различные характеристики влажности воздуха. Основная и наиболее употребительная характеристика влажности – парциальное давление водяного пара e. Также широко используется относительная влажность f, равная отношению фактического давления пара к давлению насыщенного пара при данной температуре, выраженному в процентах:

.

Абсолютная влажность а – масса водяного пара в граммах в 1 м³ воздуха, т.е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на м³. Если плотность водяного пара _w = 0,622e/R_dT выразить в г/м³, а е – в гПа, получится выражения для абсолютной влажности:

.

Абсолютная влажность воздуха меняется при адиабатических процессах. При расширении воздуха его объем увеличивается, то же количество водяного пара распределяется на больший объем, абсолютная влажность уменьшается. При сжатии она растет.

Удельная влажность (массовая доля водяного пара) q – отношение массы водяного пара в некотором объеме к общей массе влажного воздуха в том же объеме. Если объем равен 1 м³, то массы численно равны плотностям и q = _w/. С учетом формул для плотности водяного пара и плотности влажного воздуха (см. вопрос №15) можно записать:

.

Удельная влажность – безразмерная величина. Ее значения всегда очень малы. Удельную влажность обычно выражают в промилле или в г/кг (число граммов водяного пара в кг воздуха). При адиабатических процессах удельная масса не изменяется, поскольку не меняется масса воздуха (только объем).

Отношение смеси S – отношение массы водяного пара к массе сухого воздуха в том же объеме. Если объем равен 1 м³, то S = _w/_d или

.

Так же, как и удельную влажность, отношение смеси на практике обычно выражают в г/кг: числом граммов водяного пара на кг сухого воздуха.

Точка росы  – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар достигает насыщения при неизменном общем давлении воздуха. Очевидно, что чем меньше разница между фактической температурой воздуха и точкой росы, тем ближе воздух к состоянию насыщения.

Дефицит точки росы  - разность между фактической температурой воздуха и точкой росы:  = Т - .

Дефицит насыщения D – разность между давлением насыщенного пара Е при данной температуре и фактическим давлением водяного пара в воздухе: D = E – e. Иначе говоря, дефицит насыщения, сколько водяного пара (в единицах давления) не достает для насыщения воздуха при данной температуре.

Изменение влажности с высотой: с высотой давление водяного пара убывает, убывает и абсолютная и относительная влажность. Давление и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее( даже значительно быстрее), чем общее давление и общая плотность воздуха. Зависит это от того, что источником водяного пара служит поверхность Земли( океаны, моря). Половина всего водяного пара приходится на нижние 1,5 км и свыше 99 % на тропосферу. Относительная влажность убывает с высотой менее закономерно. В общем она с высотой убывает. Но на уровнях, где происходит облакообразование, относит влажность, конечно,повышенная. В слоях с температурной инверсией она уменьшается очень резко вследствие повышения температуры.

Жидкие и твёрдые примеси в атмосферном воздухе, диоксид углерода, парниковый эффект.

Кроме атмосферных газов воздух может содержать : а) другие газы(пожары, человеческая деятельность, извержения), б).жидкие, в). твердые частички. Твердые и жидкие частицы самого разнообразного состава и различного происхождения называются аэрозолями(естественного и антропогенного происхождения). Твёрдые аэрозоли: вулканическая пыль, тонкий пепел, частицы дыма, частицы пыли почвенного и органического происхождения, космическая пыль. Жидкие аэрозоли: капельки морской соли. + бактерии, пыльца и споры. Составляющие газового загрязнения : сернистый газ, оксид углерода, диоксид углерода, нитраты, сероводород. Также значительная часть аэрозолей возникает в результате превращения в атмосфере. Небольшая часть из перечисленных примесей составляют крупные частицы радиусом более 5 мкм, например пыль. Почти 95% частиц имеют радиусы менее 5 мкм, поэтому они могут длительное время удерживаться в атмосфере. Удаляются с осадками(+кислотные дожди). Все примеси и аэрозоли в наибольшем количестве содержатся в нмжних слоях атмосферы, т.к источник-земная поверхность. В стратосфере второй максимум аэрозолей-слой Юнге,толщиной около 10 км.. максимум аэрозолец находится между 18-25 км в тропиках и опускается до 14-20 км к полюсам. Главным образом это капли серной кислоты. Масса стратосферных аэрозолей примерно в 30-70 раз меньше средней массы тропосферных аэрозолей. Но благодаря их устойчивости они заметно ослабляют проходящую через них радиацию Солнца, рассеивая ее и увеличивають альбедо системы земля-атмосфера.

Переносятся на большие расстояния.

Атмосфера, содержащая газы, поглощающие в этой области спектра (т. н. парниковые газы — H2O, CO2, CH4 и пр.), существенно непрозрачна для такого излучения, направленного от её поверхности в космическое пространство, т.е. имеет в ИК-диапазоне большую оптическую толщину. Вследствие такой непрозрачности атмосфера становится хорошим теплоизолятором, что, в свою очередь, приводит к тому, что переизлучение поглощённой солнечной энергии в космическое пространство происходит в верхних холодных слоях атмосферы. В результате эффективная температура Земли как излучателя оказывается более низкой, чем температура её поверхности.1997 год-Киотское соглашение.

Атмосферное давление, его физический смысл, единицы измерения, географическое распределение, центры действия, географическое распределение давления в свободной атмосфере.

Основными характеристиками физ. состояния воздуха являются давление, темпратура, плотность. Газы сжимаемы, поэтому эти 3 хараактеристикм тесно связаны. Эта связь выражается уравнением состояния идеального газа: pV=RT. R- удельная газовая постоянная, зависящая от природы газа. R_d=287,05 м²/с²К, R_w=461,51 м²/с²к

Давление газа – сила (результирующая сила ударов молекул газа об ограничивающие его стенки), приходящаяся на единицу площади, направленная перпендикулярной к ней:

.

При возрастании температуры и сохранении неизменным объема газа скорости молекулярных движений увеличиваются и, следовательно, растет давление.

В любом воображаемом объеме воздуха наблюдается давление окружающего воздуха на воображаемые стенки, ограничивающие данный объем и такое же давление воздуха изнутри объема на воображаемые стенки и на окружающий воздух. Выделенный объем может быть сколь угодно малым и в пределе сводится к точке. Таким образом, в каждой точке атмосферы имеется определенное атмосферное давление или давление воздуха. При этом ориентация стенок выделенного воображаемого объема не играет никакой роли, т.е. в покоящемся воздухе давление не зависит от направления нормали и, следовательно, является скаляром. Давление –единственная физическая величина, измеряемая в помещении( помещение не герметично).На земной пов-ти давление мало изменяется в пространстве dP/dx=1гПа/100км. По вертикали dP/dz=1 гПа/ 10м. существуют стандартные высоты, на которых измеряют давление: ур.м. 1013 гПа, 1,5 км-850 гПа, 3 км- 700 гПа, 5,5км- 500 гПа, 9 км-300 гПа(самолеты). Измеряется ртутным барометром и барометром-анероидом.

В системе СИ давление измеряется в Паскалях (Па): 1Па = 1Н / 1м². В метеорологии до недавнего времени использовалась единица системы СГС миллибар (мбар): 1мбар = 10³ дин / 1 см², 1мбар = 1гПа. На практике также широко используется единица давления 1 мм. рт. ст.

Давление в 1 мм рт. ст. – вес столба ртути высотой в 1 мм, приходящийся на 1 м² на уровне моря и широте 45. Плотность ртути 13,59610³ кгм^-3, ускорение свободного падения равно 9,80665 м/с. Объем такого столба ртути равен 1 мм  1 м² = 10^-3 мм², масса равна V = 10^-3 м³ 13,596  10³ кгм³ = 13,596 кг, сила давления = mg = 13,596 кг  9,80665 м/с = 133,33 Н. Следовательно, давление в 1 мм рт. ст. на 1 м² равно давлению в 133,33 Па = 1,3333 гПа  4/3 гПа; 1гПа = 3/4 мм. рт. ст.

Максимальное давление на З- 1086 гПа-Сибирь, мин-860 гПа-Манила( тропич циклоны). Москва макс 1059 гПа(дек 1997г).

Центры действия атмосферы - обширные области атмосферы с преобладанием антициклонов или циклонов; области высокого и низкого давления над океанами и материками, выявляемые на картах среднего многолетнего атмосферного давления в виде участков с повышенным или пониженным давлением воздуха.

Центры действия атмосферы определяют преобладающее направление ветров в системе общей циркуляции атмосферы. Центры действия атмосферы оказывают заметное влияние на распределение воздушных течений, а также на погоду и климат обширных регионов Земли. Различают постоянные и сезонные центры действия атмосферы. Азиатская депрессия - область низкого атмосферного давления над Азией с центром над Афганистаном; один из сезонных центров действия атмосферы. Зимой азиатская депрессия заменяется отрогом азиатского (зимнего) антициклона. Алеутская депрессия - область низкого атмосферного давления в северной части Тихого океана, в районе Алеутских островов, выявляющаяся на многолетних средних картах.

Алеутская депрессия - один из центров действия атмосферы. Алеутская депрессия хорошо выражена зимой и почти исчезает летом; связана с частым пребыванием и углублением центральных циклонов. Антарктический антициклон. Исландская депрессия(пост). Постоянный центр действия атмосферы - центр действия атмосферы проявляющийся в течение всего года:

- экваториальная полоса пониженного давления;

- субтропические полосы повышенного давления Северного и Южного полушарий;

- области пониженного давления над океанами в высоких широтах умеренных поясов;

- области повышенного давления над сушей Арктики и Антарктидой.

Темпратура воздуха, шкалы измерения температуры, суточный и годовой ход изменения темпратуры в воздухе, на поверхности почвы и на поверхности воды.

Воздух,как и всякое тело, всегда имеет температуру, отличную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется с изменением времени. Кроме того, в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха меняется в широких пределах: наиболее высокое значение температуры в тропических пустынях-немного менее 60 ^оС, а самое низкое – на станции Восток -90^оС.т.о размах температуры на зш у зп равен 150 ^оС.шкала Цельсия: ноль шкалы-тает лёд, 100-кипит вода( то и др при 1013 гПа). Шкала кельвина –полное прекращение теплового хаотического движения молекул, т.е самой низкой температуре. По шкале Цельсия это будет -273,15^оС. В США, Англии и некоторых странах бывшей Британской империи до сих пор шкала Фаренгейта. За ноль в этой шкале принята температура смеси снега и нашатыря, а за 100-нормальная температура человеческого тела. t^oC = (5/9)(t^oF-32), t^oF=(9/5)t^oC+ 32.

Лучшие измерения температуры почвы можно получить электрическими термометрами. Минимум температуры наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю- отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшими притоками суммарной радиации. Максимум – в 13-14 часов. Последующая отдача тепла из верхнего слоя почвы происходит не только путём эффективного излучения, но и путём возросшей теплопроводности, а также увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла вглубь почвы. Эти потери тепла оказываются значительно большими, чем радиационный приток, поэтому температура на поверхности почвы падает с 13-14 ч до утреннего минимума. Зависит от изменения облачности. Максимальные темпратуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте будки. Днём солнечная радиация прежде всего нагревает почвк, а потом воздух от нее. Ночные минимумы температуры ниже чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением,а уже от нее охлаждается воздух. Сут макс- сут мин=амплитуда. Зависит от экспозиции склонов( южные больше нагреваются), от почвенного покрова) растительный покров летом снижает температуру на пов-ти почвы, снежный покров ее повышает—уменьшение амплитуды).

Основное отличие в воде—тепло распространяется преимущественно путём турбулентности, следовательно, нагреванин/охлаждение распространяются на более широкий слой, чем в посве, вследствие этого, изменения температуры на пов-ти воды незначительны.колебания, как и в почве, распространяются с опазданием.

Амплитуда суточного хода температуры в метео будке меньше, чем на поверхности почвы на 1/3. Минимум в суточном ходе температуры воздуха у зп приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум на 14-15 часов. Зависит от облачности, притока воздушных масс с другой температурой. Существуют непериодические изменения температуры( Хельсинки). Амплитуда. С увеличением широты, суточная амплитуда убывает, тк убывает полуденная высота солнца. Характер почвы, формы рельефа( в вогнутых формах рельефа сут амплитуда больше, чем в выпуклых), близость водных бассейнов( в приморских местностях амплитуда меньше).