Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 15
Текст из файла (страница 15)
Применяемые в настоящее время в оперативной практике синоптические методы прогноза погоды в значительной степени основаны на учете движения воздушных масс и атмосферных фронтальных зон. Различают теплые и холодные воздушные массы (ТМ и ХМ). Относительно теплой (или просто теплой) называется воздушная масса, температура которой на данном уровне выше температуры на том же уровне в соседней относительно холодной (или просто холодной) воздушной массе.
Если теплая масса движется на более холодную подстилающую поверхность (например, с океана на материк зимой), то она под влиянием земной поверхности, как правило, охлаждается. При движении ХМ на более теплую подстилающую поверхность (например, с океана на материк летом ичи с материка на океан зимой) эта масса, как правило, прогрев ается, Если воздушная масса длительное время находится над однородной подстилающей поверхностью, то она приобретает свойства, которые определяются свойствами этой поверхности и факторами географического характера (широта места, время года, приток солнечной радиации и др.). В связи с этим существует географическая классификация воздушных масс.
В зависимости от района формирования воздушные массы делят на следующие типы: а) арктический воздух (ЛВ); б) умеренный воздух (УВ), или воздух умеренных широт; в) тропический воздух (ТВ); г) экваториальный воздух. Общие сведеннн о воздушнаЯ оболонке Земли Строенве атмОсферы Арктический воздух, как говорит само название, формируется в высоких широтах (в Арктике). По сравнению с другими воздушными массами АВ обладает наиболее низкой температурой и абсолютной влажностью, а также наибольшей прозрачностью.
Тропический воздух формируется в субтропических широтах океанов и материков. Ему свойственны наиболее высокие температура и абсолютная влажность, а также наибольшая замутненность. Умеренный воздух, формирующийся в средних широтах, по своим физическим свойствам занимает промежуточное положение между АВ и ТВ. Каждый из основных типов воздушных масс (АВ, УВ, ТВ) делят в свою очередь на морской (м) и континентальный (к) воздух в зависимости от того, над какой поверхностью (водой или сушей) озб формировалась и длительное врети а „оль"' мя перемешалась воздушная врон хи масса до прихода в интересую- 1 щий нас район. Таким образом, различают: мАВ и кАВ, мУЗ в нласаоеше и кУВ, мТВ и кТВ.
Свойства морского и континентального воздуха различны. Большое влняРис. 2.3. Схема фронтальной зоны иие на свойства воздуха оказывает время года. Так, летом кУВ теплее мУВ, а зимой — наоборот. Фронтальные зоны в реальных условиях всегда представляют собой переходные зоны сравнительно малой толщины. На рис, 2.3 представлено сечение переходной зоны вертикальной и горизонтальной плоскостями.
Во фронтальной зоне метеорологические величины (температура, плотность, влажность, скорость ветра и др.) претерпевают резкое изменение; так, например, температура при переходе из ТМ в ХМ изменяется на несколько градусов (иногда до 10— 15 'С). Толщина по вертикали (АВ на рис. 2.3) фронтальной зоны составляет несколько сотен метров (реже до 1 — 2 км). Тангенс угла наклона а (называемый наклоном) фронтальной зоны, как правило, не превышает 1/50. Таким образом, фронтальные зоны наклонены под малым углом (в среднем 0,5') к горизонту. Холодная масса, обладающая большей плотностью, всегда располагается под фронтальной зоной, а теплая — над ней. Толщина фронтальной зоны значительно меньше горизонтальных размеров воздушных масс, поэтому при теоретических исследованиях ее рассматривают как поверхность. При таком подходе быстрое, но все же непрерывное изменение метеорологических величин во фронтальной зоне заменяется скачкообразным (разрывным) изменением на фронтальной поверхности.
Исключение со- ставляет давление, которое при переходе через фронтальную поверхность не терпит разрыва. Линия пересечения фронтальной поверхности с какой-либо другой поверхностью (в частности, с поверхностью уровня моря) носит название атмосферного фронта, В реальных условиях фронт, как показывает рис. 2.3, всегда представляет собой зону конечной ширины. Из рис. 2.3 следует, что ширина фронта АС=АВ/1ц и. Полагая АВ=0,5 км, 1д сх=1/100, найдем АС =50 км. Таким образом, фронт имеет ширину в несколько десятков километров.
Однако по сравнению с размерами воздушных масс ширина фронта мала. По этой причине на синоптических картах фронт изображают в виде линии (кривой). Вместе с воздушными массами перемещаются фронтальные поверхности и фронты. В зависимости от направления движения различают теплые и холодные фронты. Теплым фронтом (ТФ) называют такой фронт, который смещается в сторону ХМ (на рис.
2.3 слева направо). При прохождении теплого фронта через пункт наблюдения происходит потепление: на смену ХМ приходит ТМ. Холодиьсе фронты /ХФ), согласно определению перемещаются в сторону ТМ (на рис. 2.3 справа налево). 5 Атмосферный озон Трехатомный кислород Оз, называемый озоном, несмотря на ничтожно малое количество его, играет важную роль в физических процессах, происходящих в верхних слоях (стратосфере и мезосфере).
Озон наблюдается в слое от земной поверхности до высоты около 70 км, но его основное количество сосредоточено в слое 20 — 55 км. Общее содержание озона Х в вертикальном столбе воздуха, если его привести к нормальному давлению (1013„2 гПа) при температуре 0'С колеблется от 1 до 6 мм. Величину Х называют приведенной толщиной слоя озона или общим количеством озона. Кроме этой характеристики содержания озона используются и другие.
Плотность озона ра обычно выражают в мкг/м' (1 мкг/мз= =10 ' г/м'). Парциальное давление озона рз чаще всего оценивают в миллипаскалях (1 мПа= — !О ' Па=10 ' гПа). Если рз выражено в мкг/м', а рз — в миллипаскалях, то, согласно уравнению состояния, Рз = 1,7322 1О 'рзТ. Поскольку температура воздуха в слое озона изменяется относительно мало, то рз практически прямо пропорционально рз Отпор Заказ дь 241 Общие сведении о воздушной оболачне Земли Строение атмосферы шенне смеси гв=ре/р — отношение плотности озона к плотности воздуха — равно гз = 1 657 ! Рт/Р где Р— давление воздУха. Давление Рв и плотность Р, достигают максимума на высоте 20 — 26 км. Вследствие убывания р максимум гв расположен выше максимума рв, нередко выше 30 км. Средняя плотность озона в слое 0 — 70 км равна 90 мкг/м', максимальная плотность 600 мкг/и'.
Общая масса озона в атмосфере составляет около 3,2 10' т. Из всего потока солнечной радиации, падающей на Землю, озон поглощает около 1 %. Озон сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию с длинами волн 0,22 — 0,29 мкм (с максимумом поглощения при Л= =0,255 мкм). Коэффициенты поглощения озона в этом участке спектра настолько велики, что энергия солнечных лучей полностью поглощается уже в самой верхней части слоя озона, на высотах до 50 — 45 км. Благодаря этому на указанных высотах температура воздуха возрастает до значений, близких к нулю. Ультрафиолетовые лучи обладают высокой биологической активностью: они убивают бактерии многих видов, вызывают загар и даже ожоги человеческой кожи, содействуют образованию в организме витамина /7, способствующего росту и предупреждающего рахит.
Однако полезными оказываются лишь небольшие дозы ультрафиолетовой радиации. Известны вредные последствия неумеренного загара. И это при условии, что до земной поверхности доходит лишь ничтожная доля биологически активных лучей (с длиной волны Л от 0,29 до 0,32 мкм). Если бы не было озона, то биологически активные ультрафиолетовые лучи совершенно изменили бы все биологические процессы, а может быть, и в целом органическую жизнь на Земле. Общее количество озона в вертикальном столбе воздуха определяется путем спектроскопических измерений интенсивности лучей данной длины волны (от 0,29 до 0,36 мкм), дошедших до земной поверхности. Если произведены измерения при двух высотах Солнца, то на основе законов ослабления солнечной радиации в атмосфере (см.
главу ?) можно рассчитать приведенную толщину слоя озона. Распределение озона по высоте (до 30 км) было изучено с помощью спектрографов, поднимаемых на шарах-зондах. В последние десятилетия измерения с помощью спектрографов пронзвелены на ракетах. Ракетные данные позволили изучить спектр солнечной радиации в ультрафиолетовом участке и распределение плотности озона по высоте.
Физические и химические процессы, под влиянием которых образуется озон в атмосфере, имеют сложную природу. В атмосфере одновременно происходят процессы образования и разрушения озона. Простейшая схема образования молекулы озона Ов может быть представлена в следующем виде. Под влиянием поглощения ультрафиолетовой радиации происходит распад молекулы кислорода иа два атома: О,+йч=О(вр)+О('0) прн 0,122 мкм Л(0,175 мкм; О, + От+ Ар=О('Р)+О('Р)+ О, при Л.= 0,24 мкм. Здесь йр — квант (порция) солнечной энергии с частотой р, 'р, тР— знаки уровней энергии вновь образующихся атомов. Атомы кислорода, образовавшиеся под влиянием поглощения солнечной энергии, оказываются возбужденными (обладают большим запасом энергии по сравнению с нормальным состоянием), поэтому молекула озона может образоваться лишь при тройном соударении: О, + О'+ М = Ов+ М', где М вЂ” молекула азота или какого-либо другого газа, воспринимающая на себя избыток энергии, выделяющейся при образовании молекулы озона.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
