Дорожная климатология

В течение года максимальная температура воздуха в приземном слое над континентами наблюдается в середине лета, над океанами – в конце, минимальная температура – в середине или конце зимы.

Амплитуда годового хода воздуха зависит от широты места, близости моря и высоты над уровнем моря. Наименьшая амплитуда наблюдается в экваториальной зоне, так как в ней приток тепла в течение года изменяется незначительно. Резкие различия в годовой амплитуде температуры наблюдаются между пунктами, расположенными в глубине континента на океанических островах.

Кроме того, в природе могут наблюдаться и непериодические изменения температуры – ото дня ко дню независимо от времени суток. Они связаны с изменением метеорологической обстановки (прохождением циклонов и антициклонов, атмосферных фронтов, вторжением теплой или холодной воздушной массы).

Поскольку нижняя часть атмосферы нагревается, главным образом, от земной поверхности, в тропосфере температура воздуха с высотой, как правило, понижается. Понижение

в среднем составляет 0,5 – 0,6 С на каждые 100 м подъема (рис. 2.12).

Рис. 2.12. Вертикальные градиенты температуры

Для количественной оценки пространственного изменения того или иного метеорологического элемента (например, температуры, давления, ветра) используется понятие градиент – изменение величины метеорологического элемента на единицу расстояния. В метеорологии принято считать градиент положительным, если его значение с расстоянием уменьшается.

Для количественной оценки пространственных изменений температуры используют вертикальный и горизонтальный градиенты температуры.

Вертикальный градиент температуры ν – изменение температуры на 100 м высоты.

При понижении температуры ν > 0, повышении ν < 0, а если температура воздуха с высотой не изменяется, ν = 0.

Горизонтальный градиент температуры – изменение температуры на 1 км расстояния. Слои атмосферы, в которых наблюдается рост температуры с высотой (ν < 0), называются слоями инверсии. Слои атмосферы, в которых температура с высотой не изменяется, называются слоями изотермии (ν = 0). Линия, описывающая изменение температуры с высотой, называется кривой стратификации. На горизонтальной плоскости линии равных значений температур

называются изотермами.

Для наглядного представления о распределении температуры в горизонтальной плоскости (на поверхности Земли или каком-либо уровне) значения температуры в пунктах наблюдения наносятся на географическую карту. При анализе карт проводят изотермы. В результате получается карта поля температуры, или карта изотерм.

Атмосферное давление – это сила, действующая на единицу горизонтальной поверхности 1 см2, вызываемая весом простирающегося вверх через всю атмосферу столба воздуха. Чем больше высота этого столба и чем плотнее воздух в нем, тем больше атмосферное давление. Следовательно, значение атмосферного давления уменьшается с высотой и равно нулю на верхней границе атмосферы. Распределение атмосферного давления в приземном слое изображено на рис. 2.13.

Рис. 2.13. Карта распределения среднегодовых значений давления в приземном слое атмосферы

Атмосферное давление измеряют высотой столба ртути, уравновешивающего вес столба воздуха в приборе, называемом барометром. Различают барометры чашечные, сифонные и сифонно-чашечные (рис. 2.14). Принципиальная схема работы чашечного барометра приведена на рис. 2.15. Стационарный чашечный барометр изображен на рис. 2.16, барометр-анероид – на рис. 2.17. Высота столба ртути в барометре измеряется в миллиметрах, следовательно, единицей измерения атмосферного давления служит миллиметр ртутного столба (мм рт. ст.), причем 1 мм рт. ст. = 133,3 Па (Паскаля) = 1,333 мбар (миллибара).

Рис. 2.14. Барометры:

а – чашечный; б – сифонный; в – сифонно-чашечный

Рис. 2.15. Принцип работы чашечного барометра

Рис. 2.16. Стационарный чашечный барометр:

1 – стеклянная калиброванная трубка; 2 – чашка; 3 – отверстие винта для передачи атмосферного давления; 4 – металлическая оправа; 5 – нониус; 6 – кремальер; 7 – стеклянный

кожух; 8 – термометр; 9 – кольцо для подвешивания прибора

Рис. 2.17. Схема работы ртутного барометра (а); барометра-анероида (б): 1 – биметаллическая пластина; 2 – анероидная коробка; 3- указательная стрелка

Кроме ртутного барометра атмосферное давление может измеряться барометроманероидом, шкала которого градуируется в тех же единицах по ртутному барометру-эталону. Для непрерывной записи атмосферного давления используются барографы-самописцы (рис. 2.18).

Рис. 2.18. Барограф-самописец атмосферного давления

Атмосферное давление изменяется с высотой по логарифмическому закону: в нижних слоях атмосферы оно уменьшается быстрее, чем в верхних. Высота, в пределах которой атмосферное давление изменяется на одну единицу (мм рт. ст. или мбар), называется барической ступенью.

В нижних слоях воздуха вблизи уровня моря изменение атмосферного давления на 1 мм рт. ст. происходит при изменении высоты на 10 - 11 м, а в стратосфере – при изменении высоты на несколько десятков и даже на целые сотни метров.

Величина барической ступени, а следовательно, и скорость изменения атмосферного давления с высотой, будет различной не только на разных высотах, но и в зависимости от того, в каком воздухе мы ее определяем: в теплом или в холодном.

Величина барической ступени рассчитывается по формуле

где рср и t – средние давление и температура, соответствующие уровню, на котором определяется барическая ступень.

Формулу для расчета величины барической ступени можно получить из уравнения статики

∆р = -gρ∆Н,

где ∆р – изменение давления с высотой; g – ускорение свободного падения;

ρ – массовая плотность воздуха; ∆Н – изменение высоты.

Это уравнение вытекает из природы атмосферного давления как силы, обусловленной весом столба воздуха с основанием, равным 1 см2.

Величина барической ступени позволяет привести величины давления относительно уровня моря. На приземных синоптических картах атмосферное давление всегда приводится относительно уровня моря Этим исключается необходимость учета влияния высоты местности на величину давления.

При барометрическом нивелировании учитывается давление воздуха в разных точках. При этом используется формула:

h = K(1 + tm)(lgB1 – lgB2),

где K = 18,470 – эмпирический коэффициент;

= 1/273 – коэффициент температурного расширения воздуха; tm = /t1 + t2/2 – среднее значение температур воздуха в точках 1 и 2; B1, B2 – атмосферное давление в точках местности 1 и 2.

Распределение среднемесячного атмосферного давления и ветра в приземном слое показано на рис. 2.19.

Рис. 2.19. Карта распределения среднемесячного многолетнего значения давления и ветра в приземном слое атмосферы

(январь)

Карты январских и июльских изобар представлены на рис. 2.20, 2.21.

Рис. 2.20. Карта январских изобар

Рис. 2.21. Карта июльских изобар

В атмосферном воздухе всегда находится водяной пар, содержание которого в воздухе называется его влажностью. Влажность воздуха связана не только с содержанием в нем водяного пара, но и с его температурой. Различают действительную влажность воздуха на данный момент времени и максимально возможную при данной температуре, когда будет достигнуто состояние насыщения: станет невозможным дальнейшее увеличение в воздухе

концентрации водяного пара, поскольку процессы испарения и конденсации его будут взаимно компенсировать друг друга.

Влажность воздуха характеризуется рядом величин.

Для оценки влажности воздуха используются такие понятия, как упругость водяного пара, удельная, абсолютная и относительная влажность, точка росы и дефицит точки росы.

Упругость водяного пара – это часть атмосферного давления, создаваемая водяным паром, который, как и всякий газ, обладает некоторой упругостью, выражаемой в миллибарах или миллиметрах ртутного столба. Различают фактическую упругость водяного пара е и максимально возможную при данной температуре Е.

Удельная влажность – это количество водяного пара в граммах, содержащееся в одном килограмме воздуха. Удельная влажность воздуха остается неизменной при любых процессах (нагревании, охлаждении, расширении, уменьшении объема), если не происходит конденсации или дополнительного испарения.

Абсолютная влажность – это количество водяного пара в граммах, содержащееся в одном кубическом метре воздуха.

Относительная влажность – это процентное отношение количества водяного пара, фактически содержащегося в воздухе, к максимально возможному его количеству при данной температуре (количеству, которое необходимо для достижения насыщения):

f e 100

E .

Относительная влажность указывает, насколько сух воздух в данный момент при данном значении его температуры, т.е. насколько он близок или далек от состояния насыщения. При изменении температуры изменяется и относительная влажность воздуха.

При любой относительной влажности воздух можно довести до состояния насыщения, если мы будем его охлаждать до тех пор, пока не начнется конденсация водяного пара.

Температура воздуха, при которой достигается насыщение воздуха водяным паром при неизменном атмосферном давлении, называется точкой росы. Точка росы обозначается td или Td. Разность между фактической температурой воздуха и точкой росы называют дефицитом точки росы t – td. Чем больше дефицит точки росы, тем суше воздух (меньше его относительная влажность); при t – td = 0 относительная влажность равна 100 %.

На метеорологических станциях в первую очередь определяются парциальное давление е, относительная влажность воздуха f, точка росы td и дефицит влажности d.

Измерение влажности в приземном воздухе производят психрометрическим методом – с помощью показаний двух термометров: одного – обычного с сухим резервуаром ртути и другого

– с резервуаром ртути, смоченным водой (рис. 2.22). Испарение воды охлаждает резервуар термометра. Влажность воздуха определяется при разности показаний сухого и смоченного термометров по психрометрическим таблицам.

Приборы с двумя термометрами для измерения влажности воздуха называются психрометрами. Они бывают стационарными, размещаемыми в специальной метеорологической будке, и переносными – с вентиляционным устройством и защитой от солнечных лучей (рис. 2.23). Пращевой психрометр представлен на рис. 2.24.

Относительная влажность измеряется гигрометром – волосяным (рис. 2.25) или пленочным (рис. 2.26), датчиком в котором служит влагочувствительная пленка или обезжиренный волос, натяжение которого, изменяющееся в зависимости от влажности воздуха, передается стрелке со шкалой, градуированной в процентах относительной влажности.

Прибор-самописец, позволяющий записывать показания гигрометра на бумажной ленте, называется гигрографом. Общий вид гигрографа представлен на рис. 2.27, а принципиальная схема его работы – на рис. 2.28.

Основным методом измерения влажности воздуха можно счи-тать психрометрический с использованием стационарных и аспира-ционных психрометров, основанный на законе Дельтона, который устанавливает следующую зависимость количества воды V, испа-ряющейся с

поверхности S, от дефицита влажности Е-е при тем-пературе этой поверхности t’ и атмосферного давления р:

V cS(E e) , p

где с – коэффициент пропорциональности, который зависит от скорости движения воздуха относительно испаряющей поверхности;

Е – максимальная упругость водяного пара при температуре испаряющей поверхности; е – фактическая упругость водяного пара в воздухе.

Расход тепла Q1 на выпаривание массы воды V равен

Q1 cSL(E e) , p

где L – теплота фазового перехода воды.

Рис. 2.22. Аспирационный психрометр:

1, 2 – термометры; 3 – трубка; 4 – защитные планки; 5, 6 – трубки; 7 – аспиратор; 8 – заводной ключ; 9 – грушеподобная пипетка; 10, 11 – резервуары термометров; 12 – зажим; 13 – приспособление для защиты от сильного ветра