Дидактическая единица 2 - «Вода в атмосфере. Атмосферное давление».

Лекция 7. Вода в атмосфере.

Водяной пар в воздухе. Упругость водяного пара.

Во влажном воздухе у зем.поверх. содержится от 0,2% (полярные ши­роты) до 2,5% (экваториальные) водяного пара; в отдельных случаях от 0% до 4%. Водяной пар непрерывно поступает в атм.вследствии испарения с по­верхности водоёмов и почвы транспирации растений. От зем.поверх. посту­пает вверх, а возд.течениями переносится из одних мест Земного шара в др.

В атм. может наступать состояние насыщения, когда водяной пар со­держится в воздухе, в количестве предельно возможном при данной t⁰ . При этом водяной пар называют насыщающим, а воздух насыщенным. Состояние насыщения обычно достигается при понижении t⁰ воздуха. Когда оно достиг­нуто, то при дальнейшем снижении t⁰, часть водяного пара становится избы­точной и конденсируется (переходит в жидкое состояние) или сублимирует­ся (переходит в твёрдое состояние). В воздухе возникают капельки или ледя­ные кристаллики облаков и туманов, которые могут 1) укрупняться и выпа­дать на земную поверхность в виде осадков, или 2) могут испаряться. → Со­держание водяного пара в воздухе в каждом участке атмосферы непрерывно меняется.

Характеристики влажности воздуха.

Содержание В.п. в воздухе называют влажностью воздуха. Основные характеристики - упругость водяного пара, относительная и абсолютная влажностью. В.п. Как всякий газ обладает упругостью (давлением).

Фактическая упругость водяного пара - е - оказываемое им давление измеряемся в мм рт.ст. или миллибарах.

Упругость В.п. в состоянии насыщения называют упругостью насыще­ния - Е — это максимальная упругость в.п.возможная при данной t⁰. Упру­гость насыщения растёт с t⁰ воздуха: при более высокой t⁰ воздух способен удержать больше в.п.,чем при более низкой.

На каждые 10⁰С упругость насыщения увеличивается ≈ в 2 раза.

Если в воздухе содержится в.п. меньше,чем нужно для насыщения его при данной t⁰, можно определить, насколько воздух близок к состоянию на­сыщения. Для этого определяется относительная влажность - r -(она харак­теризует степень насыщения воздуха водяным паром).

r = е /Е ∙ 100%

При насыщении е = Е и r = 100%

Абсолютная влажность воздуха - плотность водяного пара - а (выра­жается в граммах на 1 м³ воздуха).

Удельная влажность S -отношение массы в.п.к массе влажного возду­ха в том же объёме (выражается в граммах в.п. на 1 кг воздуха).

Дефицит влажности Д - разность между упругостью насыщения Е и фактической упругостью пара е при данной t⁰ воздуха.

Д = Е - е

Точка росы τ - t⁰ при которой содержащийся в воздухе в.п. Мог бы на­сытить воздух.

Испарение и испаряемость.

Испарение зависит от 1) t⁰ нагретой поверхности, 2) от дефицита влаж­ности и 3) скорости ветра.

Закон Дальтона.

W(исп) = E - e ∙ f (исп)

W(исп) -кол -во воды в граммах, испарившееся за 1 сек с ед.поверхно­сти в 1 см².

f (исп)- эмпирически установленный «ветровой фактор», имеющий по разным данным величину от 0,5 до 1,0.

Различают фактическое испарение и испаряемость (максимально воз­можное испарение не ограниченное запасами влаги). Над водной поверхно­стью фактическое испарение и испаряемость совпадают, над сушей испаре­ние может быть изначально меньше испаряемости.

С высотой упругость в.п. убывает; убывает и абсолютная и удельная влажность, т.к. давление и плотность воздуха с высотой уменьшается.

Суточный и годовой ход влажности. Изменение влажности воздуха с высотой.

Конденсация и сублимация в атмосфере и на земной поверхности. Ядра конденсации.

Конденсация - переход воды из газообразного состояния в жидкое происходит в атм. в виде образования мельчайших капелек диаметром в несколоко микронов. Более крупные капли образуются при слиянии мелких или таянии ледяных кристаллов.

В воздухе насыщенным вод.паром при понижении t⁰ воздуха до точки росы τ или увеличении в нем количества в.п. происходит конденсация, при t⁰ ниже 0⁰ С, вода минуя жидкое состояние может перейти в твёрдое, образуя ледяные кристаллы; этот процесс называется сублимация.

Конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах кон­денсации, на земной поверхности и различных предменах.Важнейшими ядра­ми конденсации являются частички растворимых гигроскопичных солей, особенно морской соли (они попадают в воздух при волнение моря, при раз­брызгивании морской воды и т.д.). Безядерные комплексы очень неустойчи­вы.

Когда t⁰ воздуха охлаждающегося от подстилающей поверхности дости­гает точки росы, на холодную поверхность из него оседают: роса, иней, измо­розь, жидкие и твёрдые (наледь) налеты, гололёд.

Дымка, туман, мгла и условия их образования. Смог.

Типы туманов. Туманы охлаждения: радиационные – поземные и высо­кие, адвективные. Туманы испарения и смешения.

География распространения туманов.

Лекция 8. Облака, их образование.

Облака и их образование, структура, строение, ярусы.

Если конденсация (сублимация) водяного пара происходит на некото­рой высоте над поверхностью, то образуются облака. Они отличаются от ту­манов положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм.

Облака — скопление продуктов конденсации и сублимации, их возник­новение связано с адиабатическим охлаждением поднимающегося воздуха. Поднимающийся воздух охлаждается постепенно, достигает границы, где его t⁰ становится равной точке росы. Эту границу называют уровнем конденса­ции. Выше её при наличие ядер конденсации могут образовываться облака. Нижняя граница облаков совпадает с уровнем конденсации. Кристаллизация происходит при t⁰ ниже -10⁰С. Опускаясь ниже уровня конд. капельки обла­ков могут испаряться.

Облака переносятся возд.течениями. Если относительная влажность в воздухе, содержащим облака, убывает, то они могут испариться.При опре­делённых условиях часть облачных элементов укрупняется, утяжеляется и может выпадать из облака в виде осадков.

По строению облака делятся на 3 класса:

1) водяные (капельные) - при положительных t⁰ состоят из капель диа­метром в тысячные и сотые доли мм, при отрицательных t⁰ состоят из пере­охлаждённых капелек ;

2) ледяные (кристаллические) - образуются при достаточно низких t⁰ ;

3) смешанные - состоят из смеси переохлаждённых капель и ледяных кристаллов, образуются при умеренно отрицательных t⁰ .

Формы облаков очень разнообразны. В современной международной классификации делятся на 10 родов, в которых различают значительное чис­ло видов, разновидностей и дополнительных особенностей.

Международная классификация облаков.

Облака этих родов встречаются на высотах между уровнем моря и тро­попаузой. Условно разлтчают 3 яруса, границы ярусов зависят от географи­ческой широты и t⁰ условий.

Верхний ярус облаков: полярные широты - 3-8 км, умеренные- 5-13 км, тропические — 6 -18 км.

Средний ярус облаков: полярные широты - 2-4 км, умеренные - 2-7 км, тропические - 2-8 км.

Нижний ярус облаков: во всех широтах - до 2 км.

Основные семейства и рода облаков и условия их образования.

По высоте и внешнему виду облака объединяются в 4 семейства:

I cем. - облака верхнего яруса

II cем. - облака среднего яруса

III cем. - облака нижнего яруса

IV cем. - облака вертикального развития

10 основных родов облаков объединяются в семейства следующим об­разом.

I cем. - облака верхнего яруса

1. перистые - Cirrus (Ci)

2. перисто-кучевые - Cirrocumulus (Cc)

3. перисто-слоистые - Cirrostatus (Cs)

II cем. - облака среднего яруса

4. высоко - кучевые - Altocumulus (Ac)

5. высоко - слоистые - Altoostatus (As) (могут проникать в верхний ярус)

III cем. - облака нижнего яруса

6. слоистокучевые - Stratocumulus (Sc)

7. слоистые - Stratus (St)

8. слоисто - дождевые - Nimbostratus (Ns) (почти всегда располагаются в ниж­нем ярусе, но обычно проникают и ввышележащие ярусы)

IV cем. - облака вертикального развития (основания лежат в нижнем ярусе, вершины постигают положения облаков вырхнего яруса)

9. кучевые - Cumulus (Cu)

10. кучево -дождевые - Cumulonimbus (в т.ч. грозовые и ливневые)

Процессы образования облаков.

Характер и форма облаков обуславливаются процессами вызывающи­ми охлаждение воздуха, приводящими к облакообразованию.

Выделяют несколько генетических типов облаков.

I. Облака конвекции (кучевообразные) образуются в результате конвек­ции, при нагревании неоднородной поверхности: 1) внутримассовые (связа­ны с процессами внутри воздушных масс); 2) фронтальные (возникают благодаря процессам, связанным с фронтами, т.е. на границах между воздуш­ными массами); 3) орографические (образуются при натекании воздуха на склоны гор и возвышенностей).

II. Волнистые облака возникают преимущественно под слоем инвер­сии (слоистые, слоисто-кучевые, высоко-слоистые). В устойчивых воздуш­ных массах основной процесс развития облаков — слабый турбулентный перенос водяного пара вместе с воздухом от земной поверхности вверх и по­следующее его адиабатическое охлаждение.

III. Облака восходящего скольжения (слоистообразные) - это огромные облачные системы, вытянутые вдоль тёплых или холодных фронтов (особен­но хорошо выраженные в случае теплого фронта).

Световые явления в облаках: гало, «венцы», глории, иридизация, раду­га.

Облачность. Географическое распределение облачности и туманов. Су­точный и годовой ход облачности.

Лекция 9. Осадки и атмосферное электричество.

Атмосферными осадками называют воду, выпавшую на поверхность из атмосферы в виде дождя, мороси, крупы, снега, града. Осадки в основном выпадают из облаков, но далеко не всякое облако даёт осадки.

Формы осадков: дождь, морось, снежная крупа, снег, ледяная крупа, град.

Образование осадков. Капельки воды и кристаллики льда в облаке очень малы, они легко удерживаются воздухом, даже слабые восходящие токи увлекают их вверх. Для образования осадков необходимо укрупнение облач­ных элементов, чтобы они смогли преодолеть восходящие токи. Укрупнение происходит, 1) в результате слияния капелек и сцепления кристаллов; 2) в ре­зультате испарения одних элементов облака, диффузного переноса и конден­сации водяного пара на других элементах (особенно в смешанных облаках). По происхождению различают осадки:1) конвективные (образуются в жар­ком поясе-от южного до северного тропика), 2) орографические и 3) фронтальные (образуются при встрече воздушных масс с разной t⁰ и др. фи­зическими свойствами, выпадают из теплого воздуха в умеренном и холод­ном поясах).

Характер выпадения осадков зависит от условий их образования: моро­сящие, ливневые и обложные осадки.

Снежный покров, снеговая линия. Гололёд. Метель, буран, поземка, пур­га. Методы измерения осадков. Карты изогиет.

Электричество облаков и осадков. Гроза. Гром и молния. Шаровая молния, «огни Святого Эльма».

Характеристики режима осадков. Суточный ход осадков (совпадает с суточным ходом облачности) и его типы: 1) континентальный (имеет 2 мак­симума — утром и после полудня, и 2 минимума — ночью и перед полу­днем) и 2) морской (береговой) — 1 максимум (ночью) и 1 минимум (днём).

Годовой ход осадков, т.е. изменение количества осадков по месяцам в различных климатических поясах различен. Основные типы годового хода осадков: 1) экваториальный (осадки выпадают равномерно весь год, max пе­риод равноденствия); 2) муссонный (max - летом, min - зимой — субэквато­риальный климатический пояс и восточные окраины материков в умер. и субтроп.поясах, особенно в Евразии и Северной Америке); 3) средиземно­морский (max - зимой, min - летом; западные окраины материков в субтропи­ческом поясе); 4) континентальный умеренного пояса ( в теплый период в 2-3 раза больше, при движении вглубь материка общее количество осадков уменьшается); 5) морской умеренного пояса (выпадают рваномерно по сезо­нам, небольшой max в осенне-зимнее время).

Изменчивость сумм осадков. Засухи. Продолжительность и интенсив­ность осадков.

Географическое распределение осадков. Характеристики увлажнения. Коэффициент увлажнения (Г.Н.Высоцкого) — это отношение количества ат­мосферных осадков, выпадающих за определённый период (R), к испаряемо­сти (Ем) за тот же период.

К_увл = R / Ем

Увлажнение тоже зонально, выделяют зоны избыточного (К_увл>1), нор­мального (K_увл≈1), недостаточного (K_увл<1) увлажнения.

К_увл определяет господствующий тип растительности: К_увл >1 - леса; K_увл≈1 - лесостепь,саванны; 0,3 <K_увл<1 - степи; 0,1<K_увл<0,3 - полупустыни и пусты­ни.

Лекция 10. Атмосферное давление и барическое поле. Циклоны, антициклоны.

Атмосферное давление и барическое поле. Барическая ступень.

Всякий газ производит давление на ограничевающие его стенки, т. е. действует на эти стенки с какой-то силой давления, направленной перпенди­кулярно к стенке. Числовую величину этой силы, отнесённую к единице пло­щади, и называют давлением. Атмосферное давление можно выразить в г на 1 см² или кг на 1 м². На уровне моря оно близко к 1кг на 1 см². Со времён фи­зика Торричилли (XVI в.) принято выражать атм.дав. в мм рт.ст. Это значит, что атм.дав. Сравнивают эквивалентным ему давлением столба ртути. За нормальное принято атм.дав. 760 мм рт.ст. Это атм.дав. уравновешивается столбиком ртути высоттой 760 мм, сечением 1 см² при t⁰=0⁰ С на уровне моря на 45⁰ широты. В настоящее время атм.дав. Принято измерять также в милл­барах. 760 мм рт.ст.=1013 мб 1мб=0,75 мм рт.ст.

750 мм рт. ст.= 1000 мб 1 мм рт.ст =1,33 мб

Распределение атм.дав. называют барическим полем. Атм.дав.- есть ве­личина склярная, т.е. в каждой точке атмосферы оно характеризуется одним числом. Следовательно, барическое поле — склярное поле, его можно нагляд­но представить в пространстве поверхностями равных значений данного скляра, а на плоскости — линиями равных значений — изобарическими по­верхностями и изобарами.

Изменение давления с высотой.

Атм.дав. с высотой убывает. Расстояние в метрах на которое надо под­няться или опуститься, чтобы атм.дав.изменилось на 1мб, называют бариче­ской ступенью. Барическая ступень с высотой растёт. Барическая ступень обратно пропорциональна величине самого атм.дав.и прямо пропорциональ­на t⁰ воздуха. → Чем больше высота, тем ниже атм.дав., тем больше бариче­ская ступень.

При одном и том же давлении барическая ступень больше при более высокой t⁰ , чем при более низкой

Например, при t⁰ = 0⁰С и атм.дав. = 1000 мб - барическая ступень = 8 м/мб, т.е. надо подняться на 8 м, чтобы атм.дав. упало на 1 мб.

С приростом t⁰ барическая ступень растёт на 0,4% на каждый градус. Например, на высоте 5 км, где атм.дав. близко к 500 мб при t⁰ = 0⁰С бариче­ская ступень равна 16 мб.

Пространственное распределения атм.дав. непрерывно меняется с тече­нием времени. Следовательно, изменяется и положения изобарических по­верхностей в атмосфере. Чтобы следить за изменениями барического поля в практике метеослужб ежедневно составляют по аэрологическим наблюдени­ям карты изобарических поверхностей, т.е. Карты барической топографии.

В атмосфере всегда существуют области, где давление повышено или понижено по сравнению с окружающими областями. Фактически вся атмо­сфера состоит из таких областей повышенного или пониженного давления, расположение которых всё время меняется.

При этом в областях пониженного давления — циклонах, или бариче­ских депрессиях или min,на каждом уровне самое низкое давление в центре, а к переферии растёт; т.к. давление с высотой падает — то изобарические по­верхности в циклоне прогнуты в виде воронок, снижаясь от переферии к цен­тру (барические системы трёхмерные).

Рис. 1.

В областях повышенного давления — антициклонах, или барических max, - напротив в центре будет наивысшее давление.

Рис. 2.

Рассматривая синоптические карты, мы замечаем, что в одних местах изобары проходят гуще, чем в др. Следовательно, атм.давл. в первом случае изменяется быстрее, а во втором - медленнее. Изменение давл. в горизонталь­ном направлении характеризуется барическим градиентом. Барический гра­диент — это изменение давл.на единицу расстояния в строну уменьшения давл., внаправлении перпендикулярном к изобаре.

Горизонтальный барический градиент — это вектор, направление которого совпадает с направлением нормали к изобаре (т.е. перпендикуляр­но) в сторону уменьшения давления. Чем градиент выше, тем гуще проведе­ны изобары.

Рис. 3.

Барические системы: барический максимум (антициклон) и минимум (циклон), гребень, ложбина, седловина.

Области повышенного и пониженного давл., на которые постоянно рас­членяется баричесое поле атм. - называют барическими системами. Бариче­ские системы основных типов — циклон и антициклон, на приземных синоп­тических картах обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами неправильной,но в целом округлой формы.

Рис. 4.

Кроме них различают барические системы с незамкнутыми изобарами: 1) ложбина — полоса пониженного давл. между 2 областями повышенного давл.; изобары в ней или почти параллельны, или вытянуты в виде лат.буквы V (часто это переферийная вытянутая часть циклона); 2) гребень — полоса повышенного давл.между 2 областями пониженного давл., изобары в ней или почти параллельны, или вытянуты в виде лат.буквы U (часто это переферий­ная часть антициклона, его отрог); 3) седловина — участок барического поля между 2 циклонами и 2 антициклонами (в центре точка седловены).

Рис. 5. Барические системы.

Географическое распределение давления. Центры действия атмосфе­ры - постоянные и сезонные (экваториальные барические депрессии; Алеут­ский, Исландский и др. min; Азорский, Гавайский, Сибирский и др. max).

Сезонные изменения давления.

Лекция 11. Ветер и изменение давления.

В зависимости от распределения атмосферного давления воздух посто­янно перемещается в горизонтальном направлении. Это горизонтальное перемещение из области повышенного в область пониженного атм. давления называют ветром, чем больше разница давления, тем выше v ветра. Скорость (v) и направление ветра всё время меняются. Ветер всегда обладает турбулентностью, т.е. отдельные количества воздуха в потоке перемещаются не по параллельным путям, а в воздухе возникают многочисленные беспо­рядочные вихри и струи разных размеров - элементы турбулентности. Отдельные количества воздуха увлекаемые ими движутся по всем направле­ниям. Турбулентный характер ветра обнаруживается при наблюдении над распространением дыма в атмосфере.

Скорость, сила и направление ветра. Порывистость.

Ветер характеризуется: 1) скоростью (v) - измеряется в м/с, км/ч (-для авиации), в узлах -морская миля/час; v зависит от барического градиента;

2) силой (определяется давлением, оказываемым на предметы и изме­ряется в кг/м², зависит от v ветра).

Сила ветра измеряется в баллах по шкале Бофорта.

0 баллов — штиль

4 балла — умеренный ветер v = 5 - 7 м/с

7 баллов — сильный ветер v = 12 - 15 м/с

9 баллов — шторм v = 18 - 21 м/с

12 баллов — ураган v > 29 м/с

У земной поверхности v ветра обычно — 4 - 8 м/с, редко более 12 - 15 м/с. В штормах и ураганах умеренных широт v ветра может превышать 30 м/с, по­рывами до 60 м/с. В тропических ураганах v ветра до 65 м/с порывами до 100 м/с. В смерчах и тромбах возможны v ветра более 100 м/с

3) направление ветра — имеется в виду а) либо точка горизонта отку­да дует ветер (выделяют 8 основных румбов — С; С-В; В; Ю-В; Ю; Ю-З; З; С-З и 8 промежуточных румбов); б) либо угол образуемый направлением ветра с меридианом места наблюдения (т.е. его азимут) отмечается в граду­сах, отсчёт ведётся от севера по часовой стрелке. При наблюдении ветра в высоких слоях атмосферы указываются градусы, в приземных слоях — рум­бы. Наглядное представление опреобладании ветров различного направления в данном месте за определённый отрезок времени (месяц,сезон, год) даёт диаграмма «роза ветров» (отражает повторяемость ветра различного направ­ления по дням).

Рис. 1. «Роза ветров».

Ветер, бладающий резко выраженными колебаниями v и направления называют порывистым, приособенно сильной порывистости говорят о шквалистом ветре.

Влияние трения на скорость и направление ветра.

V движения воздуха в нижних слоях атмосферы замедляется вслед­ствии трения о подстилающую поверхность. Сила трения наиболее велика в приземном слое, а с высотой она убывает и на уровне ≈ 1000 м становится незначительной. Следовательно, нижний слой тропосферы от земной поверх­ности до уровня трения (≈ 1000 м) называют слоем трения (или планетар­ным пограничным слоем).

Влияние препятствий на ветер.

Препятствия отклоняют воздушное течение: 1) оно должно либо обтекать препятствие с боков; 2) либо перетекать через него сверху. Горизонтальное обтекание происходит чаще.

Перетекание через препятствие приводят к важнейшим географиче­ским следствиям: а) орографическое усиление облачности и осадков на на­ветренных склонах (при поднятии воздушных масс); б) уменьшении облачно­сти, образование фёнов и пр. на подветренных склонах (при нисходящем дви­жении).

Рис. 2.

Обтекая препятствие с боков ветер перед ним ослабевает, но с боковых сторон усиливается — особенно у выступов препятствий (углы зданий, бере­говые мысы и пр.). За препятствием v ветра уменьшается, там образуется ветровая тень. Усиливается ветер попадая в суживающееся орографическое ложе между 2 горными хребтами или в проливах между высокими острова­ми, или между высотными зданиями городских улиц и пр.

Рис. 3.

Геострофический и градиентный ветер.

Прямолинейное равномерное движение воздуха без трения — называют геострофическим ветром.Равномерное движение воздуха без трения по кру­говым траекториям — градиентный ветер.

Влияние барического градиента и ускорение Кориолиса на ветер.

Ускорение (или сила) Кориолиса, возникающая вследствии вращения Земли, вызывает отклонение от первоначального направления всех гори­зонтально движущихся объектов и потоков (в т.ч. ветра) вправо — в север­ном полушарии и влево — в южном. Сила Кориолиса ≈ 0 на экваторе и мак­симальна на полюсах.

Постоянные (пассаты и пр.) и сезонные ветры.

Местные ветры: бризы, бора, фён и горно-долинные ветры. Местные названия ветров: баргузин, мистраль, самум, афганец, «черный эбе» и др.