В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 36
Текст из файла (страница 36)
Зная зависимость давления насыщенного параот температуры, можноопределить точку росы —температуру, при которойводяной пар становитсянасыщенным. Из рис. 4.6видно, что если единичный объем пара, состояние которого характеризуется точкой Л , охлаж-(4.2)УлрУГ0СТЬводяного пара, мо^Рис. 4.6. Упругость насыщенных паров воды какфункция температурыдать при постоянном давлении, то при достижении точки В , лежащейна кривой насыщения, пар сконденсируется. Температура, соответствующая точке В , — так называемая точка росы 0р.
При охлаждениипара до точки росы начинается его конденсация. В атмосфере появляются туманы, выпадает роса.Кривая давления насыщения дает возможность определить относительную влажность. Для состояния пара в точке А давление водяного пара определяется ординатой еа (в приведенных на рис. 4.6значениях координат еа = 20 мб), а давление насыщения ew определяется ординатой точки С на кривой насыщения (в указанном награфике случае ew = 31,5 мб для температуры 25°С). Теперь можнорассчитать относительную влажность:/ = (eJ ew) ■ 100% = (20/31,5) • 1 0 0 % -6 3 ,5 % .Относительная влажность возрастает не только при увеличении водяного пара, но и при уменьшении температуры.Интенсивность испарения помимо температуры воды определяется еще и другими метеорологическими факторами. В атмосфере испарение воды происходит не в вакууме, а в воздушной среде с внешним барометрическим давлением р0.
В результате молекулы параиспытывают дополнительное соударение с молекулами воздуха ичасть водяного пара вновь возвращается на поверхность жидкости,где происходит конденсация. Эмпирически было показано, что интенсивность испарения и внешнее барометрическое давление р0 связаны соотношением(*»-')•■<«>где С — постоянная, определяемая из эксперимента, S — площадьсвободной поверхности.Наблюдения и расчеты показывают, что давление паров воды вслое воздуха, непосредственно прилегающем к поверхности океана,близко к насыщенному при температуре, равной температуре поверхности океана (ТПО).
С высотой давление паров в атмосфере падает.Это приводит к диффузии водяного пара вверх, в область меньшегодавления паров. Подъем водяного пара в атмосферу и его перемешивание с газами воздуха ведет к испарению новой порции воды. В своюочередь скорость переноса пара в приводном слое зависит от интенсивности турбулентности, следовательно, от скорости ветра и егоградиента по высоте. Как можно было ожидать, испарение сильнозависит от скорости ветра, что было показано ранее, в гл. III.Особо следует отметить, что испарение резко уменьшается призагрязнении океана поверхностно-активными веществами (ПАВ).Прямыми измерениями в океане было показано, что потоки влагив зонах нефтяного загрязнения уменьшаются на 80-^90%. Это резкоснижает поступление тепла и влаги в атмосферу и может вызватьэкологически неблагоприятную обстановку в локальных регионахокеана.П РО Ц ЕССЫ КОНДЕНСАЦИИ В АТМ ОСФ ЕРЕИ ОБРАЗОВАНИЕ ТУМ АНОВКонденсация водяного пара в атмосфере происходит в результатеохлаждения воздушных масс.
Охлаждение может иметь место приконтакте с холодной поверхностью океана или суши и при подъемевоздуха вверх после достижения температуры точки росы. Процессконденсации может развиваться только при достижении парами водыдавления насыщения (w/ws = 1).При подъеме воздушной массы конденсация происходит в объеме.Для начала объемной конденсации пар должен быть пересыщен, т.е.w/ws > 1. Степень пересыщения зависит от наличия в атмосфере такназываемых ядер (центров) конденсации — частиц водяного и твердого аэрозоля, а также ионизированных атомов.
Обычно в атмосфересодержится достаточное количество центров конденсации, чтобы конденсация началась сразу же при превышении влажности уровня насыщения.Конденсация также может иметь место при смешении воздушных масс. На рис. 4.6 приведены точки D и Е в разных состояниях.При смешении объемов в равных количествах смесь перейдет в область жидкого состояния и произойдет конденсация (точка F ) .Процессы конденсации в атмосфере приводят к образованию туманов и облаков. Различают следующие виды туманов.1. Радиационный туман. Образуется над поверхностью суши врезультате потери тепла на длинноволновое излучение в ночноевремя. Такие туманы по понятным причинам чаще всего наблюдаются при безоблачном небе.2.
Адвективный туман. Образуется в результате натекания теплого и влажного воздуха на более холодные воды океана и суши.Большинство морских туманов — это адвективные туманы.3. Фронтальный туман. Образуется при смешении воздушных массс различной температурой и влажностью (рис. 4.6, точка F).О БРА ЗО ВА Н И Е ОБЛАКОВОблака — это одна из стадий гидрологического цикла воды. Онипредставляют собой систему крошечных водных частиц, взвешенныхв воздухе (в среднем 108 частиц/м3).При подъеме влажных воздушных масс они из-за расширенияохлаждаются.
Понижение температуры приводит к насыщению водяного пара и его конденсации на аэрозольных частицах. Рост капельвследствие конденсации и слияния их между собой вызывает падениетаких капель. При переходе на более низкий уровень высоты каплимогут испариться. Такой процесс конденсации и испарения постояннопроисходит в облаках. Большие капли достигают земной поверхности, однако, как показывают расчеты, высота облака при этом должна быть не менее 4 • 103 м.Облака могут образоваться при подъеме воздушных масс вследствие обтекания горных систем и образования атмосферных волн (см.рис.
1.11), при конвективном подъеме воздуха вверх, а также присмешении воздушных масс с разными характеристиками (состояние Fна рис. 4.6).Облака классифицируют по высоте расположения в атмосфере, посоставу (капли воды или кристаллы льда), а также по степени вертикального развития.На рис. 4.7 приведена схема указанной классификации облаков стрехъярусным распределением по высоте: нижний ярус — до 2 кмвысоты, средний — до 6 и верхний — до 10 км. В настоящее времятипы облаков определяются с использованием атласа, где приведеныцветные фотографии различных типов облачных систем.
Кроме того,вводятся различные наименования облаков, которые помогают представить себе внешний вид облачных систем. Например, приставка"st га to” указывает на то, что облако слоистообразное и вытянутопо горизонтали, “cumulo” относится к облакам-башням, вытянутымпо вертикали, и, наконец, “nimbus” — относится к дождевым облал е о и с ты енаковальня-6 кмв ы сококучевы е— 2 к м --------------------с л о и с т о -д е ж д е в ы“с л о и с ты еP ul. 4.7.
Типы облаков и высота, па которой они образуются в средних широтах202кам. Особо следует отмстить кучеводождевые облака; занимающие повысоте все три яруса. Если в зоненижнего яруса они состоят из водяных капель, то верхняя часть их состоит из ледяных кристаллов. Следует еще упомянуть перистые и перисто-слоистые облака верхнего яруса.Эти облака состоя! из ледяных кристаллов и вызывают гало вокруг Сол Рис. 4.8. Спектральное распределенца и Луны.ние противоизлучения атмосферы иОсобый интерес представляет вли стадии его трансформации в спектряние облаков на перекос длинновол излучения черного телановой радиации в атмосфере.
Этоможно продемонстрировать на примере изменения спектра поглощения (испускания) атмосферы в зависимости от состояния облачногопокрова (рис. 4.8). При увеличении облачности (по Больцу, 1949)окно прозрачности атмосферы уменьшается (пунктирные линии) иизлучение (поглощение) переходит в черное, т.е.
эффективное излучение практически падает до нуля, что меняет режим радиационногобаланса атмосферы и океана и ведет к перестройке тепломассообменамежду океаном и атмосферой.ГЛАВА 5ОСНОВЫ ДИ Н АМ И К И АТМ ОСФ ЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ.СИЛЫ, ДЕЙСТВУЮ Щ ИЕ В АТМОСФЕРЕИ ГИДРОСФЕРЕ ЗЕМЛИДвижущими силами в атмосфере Земли являются сила градиентадавления и сила тяжести. В гидросфере Земли движущей силой оказывается также и сила трения. Сила Кориолиса, центробежные силы,существующие при криволинейном движении, и внутреннее трениемежду слоями жидкости являются силами, лишь отклоняющими итормозящими движение.Рассмотрим идеальную, т.е.
невязкую, жидкость и выделим в нейобъем dx dy dz (рис. 5.1). На выделенный объем в направлении оси хбудет действовать силаЕсли силу градиента давления отнести к единице массы, то длясоставляющих этой силы в направлениях осей координат х, у, z будутсправедливы выражения= -1^Р(5.2)Р dzР ду'Выражение для составляющейпо вертикальной оси Gz учитывает силу тяжести, направленную вниз. При статическомравновесии жидкости Gz = 0.■Р*4> Это соотношение будет такжевыполняться, когда жидкостьдвижется горизонтально, т.е.если отсутствует вертикальноеускорение.Атмосфера и гидросфераРис. 5.1. Расчет силы, обусловленной градиентом давленияучаствуют во вращении Землис угловой скоростьюприэтом на каждую частицу жидкости, движущуюся со скоростью v поотношению к земной поверхности, действует сила Кориолиса.
Отнесенная к единице массы, эта сила выражается следующим образом:Г = хр дх'гУFK = [v • 2 » ] .Выберем на поверхности Земли точку М и поместим в нее правую систему координат: ось х направлена к югу, ось у ориентированана восток и ось z — вверх. В этом случае составляющие силы Кориолиса имеют вид= 2 (vo)z —иKo^j = 2cov sin <p,FKy = 2 (wcox — uoj^j = — 2a)w cos <p —2cou sin <p,(5.3)= 2 (uojy —vaj^j = 2cov cos <p.Здесь <p — географическая широта, (и, v , w) и(cox, coy>coz) — проекции векторов v и (о по осям х, у и z соответственно.Наибольший интерес представляет горизонтальная составляющаясилы Кориолиса FKs- В выражениях для F^ и FKy можно пренебречьслагаемыми, содержащими вертикальную скорость w, так как она ватмосфере и гидросфере в десятки раз меньше и и г>.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
