В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 37
Текст из файла (страница 37)
111. Особо следует отметить, что испарение резко уменьшается при загрязнении океана поверхностно-активными веществами (ПАВ). Прямыми измерениями в океане было показано, что потоки влаги в зонах нефтяного загрязнения уменьшаются на 80 —:907,'. Это резко снижает поступление тепла и влаги в атмосферу и может вызвать экологически неблагоприятную обстановку в локальных регионах океана. ПРОЦЕССЫ КОНДЕНСАЦИИ В АТМОСФЕРЕ И ОБРАЗОВАНИЕ ТУМАНОВ Конденсация водяного пара в атмосфере происходит в результате охлаждения воздушных масс. Охлаждение может иметь место при контакте с холодной поверхностью океана или суши и при подъеме воздуха вверх после достижения температуры точки росы.
Процесс конденсации может развиваться только при достижении парами воды давления насыщения (и/м, = 1). При подъеме воздушной массы конденсация происходит в объеме. Для начала объемной конденсации пар должен быть пересыщен, т.е. ю/ю, > 1. Степень пересыщения зависит от наличия в атмосфере так называемых ядер (центров) конденсации — частиц водяного и твердого аэрозоля, а также ионизированных атомов.
Обычно в атмосфере содержится достаточное количество центров конденсации, чтобы конденсация началась сразу же при превышении влажности уровня насьпцения. Конденсация также может иметь место при смешении воздушных масс. На рис. 4.6 приведены точки О и Е в разных состояниях. При смешении объемов в равных количествах смесь перейдет в область жидкого состояния и произойдет конденсация (точка Р). Процессы конденсации в атмосфере приводят к образованию туманов и облаков. Различают следующие виды туманов. 1.
Радиационный туман. Образуется над поверхностью суши в результате потери тепла на длинноволновое излучение в ночное время. 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 масс с различной температурой и влажностью (рис. 4.б, точка Р).
ОБРАЗОВАНИЕ ОБЛАКОВ Облака — это одна из стадий гидрологического цикла воды. Они представляют собой систему крошечных водных частиц, взвешенных в воздухе (в среднем 10 частиц/м ). 201 При подъеме влажных воздушных масс они из-за расширения охлаждаются. Понижение температуры приводит к насыщению водяного пара и его конденсации на аэрозольных частицах.
Рост капель вследствие конденсации и слияния их между собой вызывает падение таких капель. При переходе на более низкий уровень высоты капли могут испариться. Такой процесс конденсации и испарения постоянно происходит в облаках. Большие капли достигают земной поверхности, однако, как показывают расчеты, высота облака при этом должна быть не менее 4 10З 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 при смешении воздушных масс с разными характеристиками (состояние Р на рис. 4.б).
Облака классифицируют по высоте расположения в атмосфере, по составу (капли воды или кристаллы льда), а также по степени вертикального развития. На рис. 4.7 приведена схема указанной классификации облаков с трехъярусным распределением по высоте: нижний ярус — до 2 км высоты, средний — до б и верхний — до 10 км. В настоящее время типы облаков определяются с использованием атласа, где приведены цветные фотографии различных типов облачных систем. Кроме того, вводятся различные наименования облаков, которые помогают представить себе внешний вид облачных систем.
Например, приставка "в~га1о" указывает на то, что облако слоистообразное и вытянуто по горизонтали, "спши1о" относится к облакам-башням, вытянутым по вертикали, и, наконец, "п1тпЬиз" — относится к дождевым обла- Рис. 4.7. Типы облаков и высота, на которой они образуются в средних широтах 202 кам. Особо следует отмстить кучево- а, Нт/(м .мам,) дождевые облака., занимающие по ' высоте все три яруса.
Если в зоне нижнего яруса они состоят из водяных капсль, то верхняя часть их состоит из ледяных кристаллов, Следует еще упомянуть перистые и перисго-саонстыо обааха верхнего яруса. Эти облака состоят из ледяных кри- ~г Л, мам сталлОВ и Вызывают гало ВОКРУ'г СОл рас 4 я спектраду.пое распре~еле нца и Луны. иис протиаоизлучениа атмосферы и Особый интерес представляет вли- стадии его трапсформапии а спектр я е блаков на перек дликк ол- иалУ"е|п1а "ериосо тела новой радиации В атмосфере. Это можно продемонстрировать на примере изменения спектра поглощения (испускания) атмосферы в зависимости от состояния облачкого покрова (рис. 4,8).
При увеличении облачности (по Больцу, 1949) окко прозрачности атмосферы уменьшается (пунктирные линии) и излучение (поглощение) переходит в черное, т.е. эффективное излучение практически падает до нуля, что меняет режим радиационного баланса атмосферы и океана и ведет к перестройке тепломассообмска между океаном и атмосферой. ГЛАВА 5 ОСНОВЫ ДИНАМИКИ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ. СИЛЫ, ДЕЙСТВУЮЩИЕ В А ТМОСФЕРЕ И ГИДРОСФЕРЕ ЗЕМЛИ ~1у Л = — — с1х с/у сй. др дх (5.1) 203 Движущими силами в атмосфере Земли являются сила градиента давления и сила тяжести. В гидросфере Земли движущей силой оказывается также и сила трения. Сила Кориолиса, центробежные силы, существующие при криволинейном движении, и внутреннее трение между слоями жидкости являются силами, лишь отклоняющими и тормозящими движение.
Рассмотрим идеальную, т.е. невязкую, жидкость и выделим в ней объем с1х ду ~й (рис. 5,1) . Ка выделенный обьем в направлении оси х будет действовать сила Если силу градиента давления отнеСти- к- единице- массы,— то--для составляющих этой силы в направлениях осей координат х, у, я будут справедливы выражения 1 др 1 др 6= — — — 6= — — — — я (5.2) у Р ду' ' Р д~ Выражение для составляющей Е по вертикальной оси б, учитывает силу тяжести, направленную вниз.
При статическом Ф С равновесии жидкости 0 = О. Р+-~ а ~~ А ~ ~ Это соотношение будет также выполняться, когда жидкость Р Их' движется горизонтально, т.е. если отсутствует вертикальное х ускорение. Рис. 5.1. Расчет силы, обусловленной гради- Атмосфера и гидросфЕра ентом давления участвуют во вращении Земли с угловой скоростью со, при этом на каждую частицу жидкости, движущуюся со скоростью ч по отношению к земной поверхности, действует сила Кориолиса.
Отнесенная к единице массы, эта сила выражается следующим образом: 1 др б = — —— Р дх' .Гк = ч 2со Выберем на поверхности Земли точку М и поместим в нее правую систему корр~дйнат: ось х направлена к югу, ось у ориентирована на восток и ось г — вверх. В этом случае составляющие силы Кориолиса имеют вид Рк„— — 2 юсо, — вто = 2сои з1п ~р, ку = 2 мох иск = — 2со~ч созЮ вЂ” 2сои з1пю, Рк, — — 2 исо — ~со. = 2в~ сову. (5.3) Здесь р — географическая широта, (и, о, ю) и (мх, му, ж,) — проекции векторов ч и со по осям х, у и ~соответственно. Наибольший интерес представляет горизонтальная составляющая силы Кориолиса Ркл. В выражениях для Р и Р можно пренебречь Ку слагаемыми, содержащими вертикальную скорость ю, так как она в атмосфере и гидросфере в десятки раз меньше и и о.
Тогда можно записать р„= ърФ + р~ = 2р$'и,, (5.4) 204 где- Г=1/и -~.и, ш,=и в!пр. Так как для Северного полушария параметр Кориолиса 1 = 2м, > О, а для Южного — 2со, < О, то в Северном полушарии сила Кориолиса будет отклонять движущие частицы вправо от направления их движения, а в Южном — влево. Силы вязкости или трения между движущимися слоями жидкости формируют непрерывное поле скорости и необратимо переводят часть кинетической энергии в тепло. В состоянии покоя силы вязкости себя проявить не могут. Напряжение трения, обусловленное действием молекулярной вязкости, пропорционально градиенту скорости: (5.5) у ди ди ди дх2 д дя Р (5.7) Аналогично можно получить выражения для сил трения, действующих в направлениях осей у и л. ОСНОВНЫЕ УРАВНЕНИЯ ДИНАМИКИ и уРАВнение неРАзРыВИОсти Для объема жидкости единичной массы справедливы соотно- шения (5.8) здесь | — время.
205 где д — коэффициент динамической вязкости воздуха. Сила же, обусловленная вязким трением, приложенная к единице массы слоя толщиной ~~ и действующая в направлении оси х, будет иметь вид Согласно выражению (5.5), силы трения наиболее ярко проявляются в пограничных слоях, где значения градиентов скорости велики. При постоянном значении коффициента ~ = сопз1 и в случае, когда скорость есть функция всех трех координат, составляющая силы трения по оси х равна Учитывая сказанное выше о силах, действующих в атмосфере и гидросфере, и считая, что составляющие скорости являются функция)аи координат и времени, выражения (5.8) можно записать следующим образом: Ии 1 др ди ди ди — = — — — + 2сои яп~р+ + + ~й Р дх Р дх2 ду2 д~2 йг 1 др и до до ди — = — — — — 2сои я'пр+ + + сй Р ду Р дх2 ду2 д~2 (5.9) с/ю 1 др и дю дю дю — = — — — +2 о совр+- + + -я.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
