Турбулентность в приземном слое атмосферы.

Экспериментальные установлено, что в приземном слое имеют место резкие колебания значений метеорологических элементов, их флуктуации. Все эти колебания носят случайный характер и являются следствием неупорядоченных вихревых движений в атмосфере, называемых турбулентными. Флуктуациями или пульсациями метеорологических элементов называют отклонение их мгновенной величины от осредненной.

Хаотическое перемещение воздуха в атмосфере наблюдается практически всегда. Наличие турбулентного обмена в приземном слое обуславливает передачу количества движения, тепла, влаги, пыли, радиационных излучений, газов и других субстанций и свойств с одних уровней в атмосфере на другие.

В поверхностном пограничном слое воздуха, простирающемся не выше 100 м над земной поверхностью, влиянием вращения Земли (силой Кориолиса) можно пренебречь по сравнению с влиянием самой поверхности. Значительное влияние на скорость движения воздушного потока в приземном слое атмосферы оказывает местное изменение плотности, не зависящие от основного поля давления. Ветер в этом слое вследствие близости подстилающей поверхности является турбулентным. Кроме того на характер потока влияют суточные изменения температуры и плотности воздуха.

Турбулентность в приземном слое резко меняется на протяжении суток. В условиях сплошной плотности облачности, когда ветер сильный или умеренный, градиент температуры остается небольшим и устойчивым. В этих условиях степень турбулентности мало меняется на протяжении суток. Во всех других случаях большие суточные изменения температуры деятельной поверхности, вызываемые поглощением коротковолновой солнечной радиации днем и излучением длинноволновой радиации ночью, в значительной мере влияют на воздушный поток. Таким образом, турбулентность воздушного потока в приземном слое атмосферы является результатом совместного или раздельного воздействия динамического и термического факторов.

В чистом виде динамический фактор проявляется при безразличном равновесии в атмосфере, что означает практически для приземного слоя изотермию.

Исследования показали, что при средней скорости ветра порядка 6 м/с в приземном слое происходит около 800 изменений направления ветра в час.

Изучение турбулентности в приземном слое атмосферы имеет важное значение с точки зрения изучения условий формирования микроклиматических особенностей отдельных территорий, формирования тепло- и влагообмена, ветрового режима в приземном слое. Изучение закономерностей турбулентного обмена потребует дальнейших экспериментальных исследований с использованием новой высокочувствительной аппаратуры в разных географических условиях.

Тема 5. Вода в атмосфере

Атмосферная влага является звеном круговорота воды в природе. Она существенно влияет на развитие природных процессов в географической оболочке. В атмосфере находится постоянно 12 000 – 14 000 км³ воды. Главный источник влаги в атмосфере – это Мировой океан, с поверхности которого она испаряется. Часть влаги попадает в атмосферу при испарении ее с водоемов, расположенных на суше, а также в результате транспирации ее растениями

Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, влажный. Это значит, что в его состав вместе с другими газами входит водяной пар.

Воздух без водяного пара называют сухим. У земной поверхности сухой воздух содержит 78% по объему (76% по массе) азота и 21% по объему (23% по массе) кислорода, т.е. сухой воздух на 99% состоит из двухатомных молекул азота N₂ и кислорода О₂. Оставшийся 1 % почти целиком приходится на аргон Ar. Всего 0,03 % приходится на диоксид углерода (углекислый газ) СО₂. Содержание многочисленных других газов, входящих в состав приземного воздуха, составляет тысячные, миллионные и миллиардные доли процента. Это неон Ne, гелий He, метан CH₄, криптон Kr, водород Н₂, закись азота N₂O, ксенон Хе, озон О₃, диоксид азота NO₂, диоксид серы SO₂, аммиак NH₃, угарный газ СО, йод I₂, радон Rn и др.

Влагооборот состоит из испарения воды с земной поверхности, ее конденсации в атмосфере, выпадения осадков и стока.

ИСПАРЕНИЕ И НАСЫЩЕНИЕ

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы вследствие транспирации (испарение растительностью). Испарение, в отличие от транспирации, называют еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе - суммарным испарением.

Суть процесса испарения заключается в отрыве отдельных молекул воды от водной поверхности или от влажной почвы и переходе в воздух в качестве молекул водяного пара.

Одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит обратных процесс их перехода из воздуха в воду или в почву. Когда достигается состояние подвижного равновесия - возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности, - испарение прекращается: отрыв молекул с поверхности продолжается, но он покрывается возвращением молекул. Такое состояние называют насыщением, водяной пар в этом состоянии насыщающим, а воздуха, содержащий насыщающий водяной пар, - насыщенным. Парциальное давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщенного водяного пара.

СКОРОСТЬ ИСПАРЕНИЯ

Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени (например, за сутки) с данной поверхности. Она прежде всего пропорциональна разности между давлением насыщенного водяного пара при температуре испаряющей поверхности и фактических давлением водяного пара в воздухе: E_s - e (закон Дальтона). Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению р. Наконец, испарение зависит от скорости ветра v. Итак,

V = (E_s - e) / p  f(v).

ИСПАРЯЕМОСТЬ И ИСПАРЕНИЕ

Говоря о количестве воды, испарившейся в той или иной местности, нужно различать фактическое испарение и возможное испарение, или испаряемость.

Испаряемостью называют максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги. Таково испарение с чашки испарителя, куда регулярно добавляют воду. Испарение с поверхности водоема или избыточно увлажненной почвы также может быть названо испаряемостью.

Испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением с поверхности почвы. Для почвы с недостаточным увлажнением фактическое испарение меньше, чем для водной поверхности при тех же условиях, т. е. меньше испаряемость, потому что не хватает влаги, которая могла бы испариться.

ХАРАКТЕРИСТИКИ ВЛАЖНОСТИ

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере используют различные характеристики влажности воздуха.

Парциальное давление е - основная и наиболее употребительная характеристика влажности.

Относительная влажность f , т. е. отношение фактического давления водяного пара к давлению насыщенного пара при данной температуре, выраженное в процентах:

f = (e/E)  100%.

Абсолютная влажность а - масса водяного пара в граммах в 1 м³ воздуха, т. е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на кубический метр.

Удельная влажность (массовая доля водяного пара) q - отношение массы водяного пара в некотором объеме к общей массе влажного воздуха в том же объеме.

Температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар достигает насыщения при неизменном общем давлении воздуха называется точкой росы .

Разность между температурой воздуха Т и точкой росы  называется дефицитом точки росы :  = Т - .

Разность между давлением насыщенного водяного пара Е при данной температуре и фактическим давлением е пара в воздухе (D = E - e) называется дефицитом насыщения. Иначе говоря, дефицит насыщения показывает сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в гектопаскалях.

КОНДЕНСАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ

Конденсация - переход воды из газообразного в жидкое состояние. При конденсации в атмосфере образуются мельчайшие капли диаметром порядка нескольких микрометров. Более крупные капли образуются путем слияния мелких капель или в результате таяния ледяных кристаллов.

Конденсация начинается, если воздух достигает насыщения, а это чаще всего происходит в атмосфере при понижении температуры. Водяной пар с понижением температуры до точки росы достигает состояния насыщения. При дальнейшем понижении температуры избыток водяного пара сверх того, что нужно для насыщения, переходит в жидкое состояние.

В атмосферных условиях происходит не только конденсация, но и сублимация - образование кристаллов, переход водяного пара в твердое состояние. Этот процесс происходит при очень низких температурах - ниже -40°С .

ЯДРА КОНДЕНСАЦИИ

Образование капель при конденсации в атмосфере всегда происходит на так называемых ядрах конденсации. Если зародыш капли возникает без ядра в виде комплекса молекул, он оказывается неустойчивым: молекулы тат же разлетаются снова. Роль ядра конденсации заключается в том, что оно вследствие своей гигроскопичности увеличивает устойчивость образовавшегося зародыша капли.

ОБРАЗОВАНИЕ ОСАДКОВ

Осадки выпадают в том случае, если хотя бы часть элементов, составляющих облако (капель или кристаллов), по каким-либо причинам укрупняется. Когда обычные облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что сопротивление и восходящие движения воздуха больше не могут удерживать их во взвешенном состоянии, они выпадают из облака в виде осадков. Капли могут укрупняться в результате взаимного их слияния.

Обильные осадки не могут возникнуть лишь при укрупнении капель путем их слияния. Для выпадения осадков необходимо, чтобы облака были смешанными, т. е. чтобы в них находились переохлажденные капли и кристаллы. Именно такими являются высокослоистые, слоисто-дождевые и кучево-дождевые облака. Для соседствующих переохлажденных капель и кристаллов в смешанных облаках условия влажности разные: для капель имеет место насыщение, а для кристаллов - пересыщение. В этом случае кристаллы будут быстро расти путем сублимации, количество водяного пара в воздухе быстро уменьшится, и для капель водяной пар в облаке станет ненасыщенным. Поэтому одновременно с ростом кристаллов будет происходить испарение капель, т. е. перегонка водяного пара с капель на кристаллы. Таким образом в нижней части облака или облачного слоя появляются крупные кристаллы. Если в нижней части облака температура выше нуля, кристаллы тают и превращаются в капли, которые выпадают из облака в виде дождя.

Водяной пар

Во влажном воздухе у земной поверхности содержание водяного пара составляет в среднем от 0,2 % в полярных широтах до 2,5 % у экватора, а в отдельных случаях колеблется почти от нуля до 4 %.

С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата.

Давление водяного пара

Содержание водяного пара в воздухе называют влажностью воздуха. Мерой влажности являются парциальное давление водяного пара (обычно давление водяного пара) и относительная влажность. Водяной пар, как всякий газ, создает определенное давление. Давление водяного пара е пропорционально его плотности (массе в единице объема) и его абсолютной температуре. Давление водяного пара выражается в тех же единицах, что и давление воздуха, т. е. в гектопаскалях (1 гПа = 1 мб). Давление водяного пара в состоянии насыщения Е называют давлением насыщенного водяного пара.

Уравнение состояния сухого воздуха

Основными величинами, характеризующими физическое состояние газа, являются его давление, температура и плотность. Эти величины не независимы одна от другой. Газы сжимаемы, поэтому их плотность меняется в широких пределах в зависимости от давления и температуры. Связь между давлением, температурой и плотностью для идеальных газов устанавливается уравнением состояния газа, известным из физики. Для единицы массы газа его можно записать

pv = RT,

где p - давление, v - удельный объем, т. е. объем единицы массы газа, T - температура по абсолютной шкале, R - удельная газовая постоянная, зависящая от природы газа. Учитывая, что плотность  = 1/v, уравнение для единицы объема можно записать как

 = p/RT или p = RT .

Плотность воздуха

Плотность - это масса в единице объема. В метеорологии плотность воздуха не измеряется, она вычисляется с помощью уравнения состояния газов по измеренным значениям давления p и температуры Т.

Плотность воздуха в каждом месте непрерывно изменяется во времени так же, как давление и температура. Плотность воздуха меняется также с высотой, потому что с высотой меняются атмосферное давление и температура. Давление с высотой всегда понижается, а вместе с ним уменьшается и плотность. Температура с высотой, как правило, понижается, по крайней мере, в нижних 10-15 км атмосферы. Но падение температуры ведет к увеличению плотности. В результате совместного влияния понижения давления и температуры плотность с высотой в общем понижается, но не так сильно, как давление. В среднем для Европы она равна у земной поверхности 1,25 кг/м³, на высоте 5 км - 0,74, 10 км - 0,41, 20 км - 0,09 кг/м³.

Содержание влаги в атмосфере характеризуется рядом показателей:

1. Абсолютная влажность

2. Максимальное влагосодержание

3. Относительная влажность

4. Дефицит влажности

Абсолютная влажность показывает фактическое количество водяного пара в граммах в 1 м³ воздуха. Она зависит от температуры воздуха и поступления влаги в него.

Максимальное влагосодержание – это предельно возможное содержание водяного пара в воздухе при данной температуре.