Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 17
Текст из файла (страница 17)
В южной части широтной зоны 40— 65' с. ш, преобладает обратная связь между Х и а (» ~ О), в северной — прямая (» ~ О). Объясняется это тем, что уменьшение индекса циркуляции отражает увеличение скорости переноса воздушных масс вдоль меридианов, что способствует выравниванию содержания озона между низкими и высокими широтами. Так как Х в основном с широтой увеличивается, то выравнивание сопровождается ростом количества озона на юге и уменьшением его на севере (всюду имеется в виду северное полушарие). Увеличение общего содержания озона в струйных течениях Г. П. Гущин объясняет вертикальным турбулентным обменом, который в них сильно развит, С усилением турбулентного обмена увеличивается поток озона из стратосферы в тропосферу.
Поскольку в верхних слоях (выше 25 — 30 км) происходит непрерывное образование озона, восполняющее отток его вниз, рост интенсивности турбулентного обмена сопровождается увеличением содержания озона в тропосфере и во всем вертикальном столбе атмосферы. Анализ материалов наблюдений за озоном указывает на то, что турбулентный обмен (как вертикальный, так и горизонтальный) и вертикальные движения играют важную роль в перераспределении количества озона между различными слоями н зонами атмосферы, а также в изменении его содержания во времени.
Дальнейшее развитие теории (по пути построения которой сделаны лишь первые шаги), учитывающей турбулентный обмен н вертикальные движения, поможет дать более полное объяснение наблюдаемым особенностям распределения озона, а затем н предсказывать изменение содержания озона над всем земным шаром. В последнее время выдвинута гипотеза аэрозольного происхождения озона. Сущность ее сводится к тому, что прн испарении жидких аэрозольных частиц образуется свободный радикал ОН, по ледующее соединение которого с водяным паром и кислородом с приводит к возникновению озона (одна нз возможных схем ткова: ОН+ НРО+ Об+ М- Об+ НнО+ М; здесь М вЂ” нейтральная частица).
На основе этой гипотезы удается объяснить ря известных из наблюдений фактов: увеличение количества озона при фене, рассеивании тумана, дымки или низкой облачняд сти; наличие вторичного максимума концентрации озона в облает и тропосферы и др. В подобных случаях наблюдается повышеия нне температуры н испарение жидких аэрозолей, концентрац которых перед этим была повышенной. Общие сведение е веэдушиаб ебеваене Земан з Статина атмосФеры 75 Глава 3 Статика атмосферы Раздел метеорологии, в котором устанавливаются закономерности строения атмосферы при отсутствии движения ее относительно поверхности Земли, носит название статики атмосфервь Атмосфера, как правило, находится в движении относительно земной поверхности (наблюдается ветер).
Тем не менее выделение статики в самостоятельный раздел оправдано, поскольку устанавливаемые здесь законы распределения давления и плотности по высоте с высокой степенью точности оказываются справедливыми и в случае движения атмосферы. Законы статики широко используются при решении целого ряда практических задач. Наиболее важная из них — определение высоты прибора, станции или летательного аппарата (в частности, самолета) по измеренному давлению (барометрическнй метод расчета высот). 1 Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия Система находится в равновесии (покое), если результирующая всех сил, действующих на систему, равна нулю. Все силы подразделяются на лассовые и поверхностные, Массовыми силами, действующими на атмосферу в целом и на отдельные ее части, являются сила тяжести и отклоняющая сила вращения Земли (нли кориолисова сила).
Поверхностные силы, действующие в атмосфере,— это сила давления и сила трения. Но кориолисова сила и сила трения появляются лишь при движении атмосферы относительно поверхности Земли или одних ее частей относительно других. Поэтому силами, действующими в атмосфере в состоянии покоя, являются сила тяжести и сила давления. Ускорение свободного падения д представляет собой результирующую (векторную сумму) ускорения гравитационного (ньютонова) притяжения 27, и центробежного ускорения Х: а=и.+ К. Центробежная сила возникает вследствие суточного вращения Земли, в котором полностью участвует и атмосфера.
В каждой точке она перпендикулярна к оси вращения Земли. Направление, в котором действует сила тяжести, носит название истинной вертикали, а поверхность, в каждой точке которой сила тяжести перпендикулярна к ней,— уроненной поверхности. Под влиянием касательной (к меридиану) составляющей центробежной силы Земля приобрела сплюснутую форму. С достаточной для практики степенью точности уровенные поверхности можно считать эллипсоидами вращения. В этом случае зависимость ускорения свободного падения от расстояния и до центра Земли и широты места ф записывается в виде уМ У тег 2 -(, ф) ', и —,(Зз!и ф — 1) — ит г сои ф, 2 2 т Г где де=9,80665 м/си-9,81 м/с' — ускорение свободного падения на широте 45' и на уровне моря; г — высота точки над уровнем моря; от =0,0026 и ад=3,14 10 ' м ' — постоянные.
Для сравнения приводим значения ускорения свободного падения д на поверхностях некоторых планет Солнечной системы: Марс Юпитер Солнце 3,7б 23,8 — 2б,о 274,0 Планета . г и/ст Меркурий Венера Земля 3,88 8,8О 9,8! Зависимость ускорения свободного падения от широты и высоты учитывается при решении ограниченного числа задач, рассматриваемых в метеорологии.
К числу таких задач относится прежде всего измерение давления воздуха с помощью ртутных барометров (задача инструментальной метеорологии). Высота столба ртути в барометре при фиксированном давлении зависит от ускорения свободного падения на данной широте и высоте станции над уровнем моря, а также от температуры ртути. Ускорение свободного падения нужно рассматривать как функцию высоты н широты прн решении вопросов, относящихся к строению и физическим процессам, происходящим на больших высотах. Это, например, вопрос о плотности и составе воздуха на больших высотах, об ускользании газов из земной атмосферы, о высоте и форме верхней 2 !72 где )тг — экваториальный радиус эллипсоида; р=е — — —— 2 уМ параметр формы Земли (е — сжатие эллипсоида); о2 — угловая скорость суточного вращения Земли; М вЂ” масса Земли; т — универсальная гравитационная постоянная (6,6720.
10 " Н мт/кги), При решении тех немногих задач метеорологии, в которых нужно учитывать зависимость д от и и ф, обычно используется еще более простая, чем (1.1), формула д (г, тр) = де (! — а, соз 2тр) (1 — атг), (1.2) Статяяе лтмоеферы Обягяе сведения о лочдушяоа оболоеяе Земля (2.3) 2 Основное уравнение статики атмосферы Р=арая (2. 1) Р— (Р+ г/Р) — Р. (2.2) (2.7) г Сила даалення — вектор, напрааланне которого соападаат с нормалью к поверхности (анутрь объема).
Давление воздуха — сяаляр, раа- ный отношению модуля силы данае. ння к элементарной площадн, на яо- торую зта сила действует, ' Это уравнение справедливо н для гидросферы. границы атмосферы и др. Во всех случаях зависимость д от гр и г можно учесть путем перехода от высоты к вводимой ниже (см. п. 6) геопотенциальной высоте. Пусть атмосфера находится в состоянии покоя по отношению к земной поверхности. Такое состояние атмосферы называется статическим. Тогда горизонтальная составляющая градиента давления 6з должна обращаться в нуль (в противном случае подвлиянием этой силы воздух придет в движение).
Для этого необходимо и достаточно, чтобы изобарические поверхности совпадали Р гьР с уровенными. Ре "Р Выделим в атмосфере две изо- 1Р барические поверхности, располол женные на высотах г и г+йг (рис. 3.1). Давление на этих поверхностях обозначим через р и Р+ йР. Между и зоб арически ми парне Зл. к ныаоду основного уравне- верхностЯми Р и Р+г/Р выделим ння статики атмосферы. объем воздуха с горизонталь- ными основаниями ! мя. На нижнее основание выделенного объема воздуха действует сила давления р, направленная снизу вверх, на верхнее основание — сила давления р+др, направленная сверху вниз.' Силы давления, действующие на боковые грани объема воздуха, взаимно уравновешиваются.
Кроме сил давления, на объем воздуха действует сила тяжести Р, равная по модулю и направленная сверху вниз (по вертикали). Спроектируем все силы, действующие на выделенный объем воздуха, на положительное направление вертикали г, вдоль которой действует (в отрицательном направлении) сила тяжести. Сумма этих проекций равна Поскольку выделенный объем воздуха находится в покое, векторная сумма всех действующих на объем сил, т.
е. результирующая их, и сумма проекций этих сил на любое направление должны тождественно обращаться в нуль: р — (р+ йр) — Р= О. Подставив вместо Р его выражение по соотношению (2.1), получим основное уравнение статики атмосферы ' — йр — йрдг=О или — йр= дрйз. (2.4) Разделив левую и правую части (24) на йз, получим второй вид основного уравнения статики атмосферы: — йр/аг = др. (2.5) Величина — ар/аз=6, представляет собой вертикальную составляющую градиента давления.
В случае статического равновесия 6г=О, поэтому 6г равно полному градиенту давления: 6г=6. Правая часть (2.5) представляет собой силу тяжести, действующую на единичный объем воздуха, масса которого равна р. Таким образом, основное уравнение статики физически выражает собой равновесие двух сил — градиента давления и силы тяжести. Из основного уравнения статики атмосферы можно сделать три важных вывода. 1.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
