Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

Федеральное государственное автономное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Дальневосточный федеральный университет»

(ДВФУ)

Школа Естественных наук

УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС ДИСЦИПЛИНЫ

МЕТЕОРОЛОГИЯ

Специальность 021600.62 - Гидрометеорология

Профиль - метеорология

Форма подготовки - очная

Разработал:

Блохина В.И.



УМКД.(112)-021600.62-МЕН.Б.2.2.1-2012

ШЕН ДВФУ

Кафедра океанологии и гидрометеорологии

курс 1 семестр 1-2

лекции 54 час

практические занятия - 72 час

самостоятельная работа -126 час.

зачет -1 семестр

экзамен -2 семестр

семинарские занятия 6час.

консультации

всего часов аудиторной нагрузки -126час.

реферативные работы 2

контрольные работы -4

Учебно-методический комплекс составлен в соответствии с требованиями федерального государственного образовательного стандарта высшего профессионального образования 021600 -- гидрометеорология

(№535 от 20.05.2010г., утвержденный приказом Министерства образования и науки Российской Федерации), образовательного стандарта ДВФУ

Учебно-методический комплекс дисциплины обсужден на заседании кафедры океанологии и гидрометеорологии «________»________________ 2012г.

Составитель: к.г.н., доц. Блохина В.И.



ВВЕДЕНИЕ

Предмет метеорологии

Земля как планета состоит из трех оболочек: твердой (литосферы), жидкой (гидросферы) и газообразной (атмосферы). Физические и химические процессы в этих оболочках изучаются многими науками, которые носят общее название «науки о Земле». Метеорология -- наука о физических процессах и явлениях в атмосфере Земли в их взаимодействии с земной поверхностью и космической средой. Само слово «метеорология» произошло от двух "греческих слов: «метеор», что в древней Греции означало всякое небесное явление (движение звезд, облаков и т. п.), и «логос», т. е. изучение, познание. Современному содержанию науки об атмосфере более соответствовал бы термин-аэрология («аэрос» -- атмосфера, воздух) /2-4/.

По своим свойствам атмосфера весьма неоднородна в пространстве и крайне изменчива во времени. Она постепенно переходит в межпланетную среду, поэтому ее верхняя граница достаточно неопределенна.

Практика ставит перед метеорологией задачу познания законов, управляющих атмосферными процессами. В метеорологии широко применяется экспериментальный метод, особенно для изучения процессов образования облаков и туманов, оптических и электрических явлений. Опыты проводятся как в лабораторных, так и в природных условиях. К исследованию атмосферных процессов и явлений широко привлекается математика и вычислительная техника.

Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины

При изучении атмосферы приходится опираться на ряд законов, установленных другими науками. В метеорологии особенно широко используются законы физики, в первую очередь таких ее разделов, как учение о теплоте, об электромагнитных колебаниях, о строении вещества. Для изучения метеорологии необходимо знать основы математики, теоретической механики, гидромеханики, географии и астрономии. Поскольку атмосферные процессы тесно связаны с процессами, происходящими в земной коре и водной оболочке, то отсюда ясна связь метеорологии с такими науками, как геофизика, физика моря, океанология и гидрология, с которыми ее роднит общность многих научных и практических задач.

Развитие метеорологии как науки привело к оформлению отдельных крупных ее разделов в самостоятельные научные дисциплины. Они различаются между собой изучаемыми объектами и особенностями методики их исследования (первый принцип деления метеорологии). К таким дисциплинам относятся:

Физика атмосферы (или общая метеорология) -- учение об общих закономерностях атмосферных явлений и процессов. Она изучает структуру атмосферных явлений, устанавливает связь между метеорологическими величинами и явлениями, вскрывает внутренние закономерности этих явлений. Кроме того существует деление физики атмосферы на такие самостоятельные разделы, как динамика атмосферы, физика пограничного слоя, физика верхней атмосферы, физика облаков и осадков, учение о лучистой энергии Солнца и Земли (актинометрия), атмосферная оптика и атмосферное электричество.

Синоптическая метеорология--учение о закономерностях распределения и изменения погоды на больших площадях и методах ее предсказания. В основе этой дисциплины лежит синоптический метод, заключающийся в анализе атмосферных процессов с помощью синоптических карт, или карт погоды которые представляют собой географические карты с нанесенными, на них данными метеорологических наблюдений во многих точках обозреваемой территории. Оформились две научные дисциплины --долгосрочные прогнозы погоды и гидродинамические (численные) методы предсказания погоды.

Долгосрочным называют прогноз погоды, составляемый на промежуток времени не менее 3 суток. В основе гидродинамических методов прогноза погоды лежат системы уравнений, описывающие изменение атмосферных процессов и явлений во времени и пространстве. Решение этих систем осуществляется с помощью численных методов, а расчет искомых величин выполняется на ЭВМ большого быстродействия и памяти.

Климатология -- учение о закономерностях формирования климата в различных географических районах и его колебаниях. Климатом называют многолетний, характерный для данного района режим погоды.

В соответствии со вторым принципом -- использования установленных в метеорологии закономерностей и данных наблюдений для удовлетворения нужд различных отраслей экономики -- в составе метеорологической науки оформилась серия прикладных дисциплин, таких, как авиационная метеорология, агрометеорология, морская метеорология, медицинская метеорология и др.

Теоретические основы измерения метеорологических величин и наблюдения за атмосферными явлениями составляют содержание научной дисциплины технические средства метеорологической службы. В составе этой дисциплины сформировались самостоятельные разделы, как радиометеорология и спутниковая метеорология.

Одной из особенностей атмосферы является неоднородность ее свойств в пространстве и изменчивость их во времени. Это объясняется весьма сложным характером взаимодействия атмосферы с земной поверхностью, с космической средой и с Солнцем. Непосредственно от Солнца атмосфера нагревается мало. В основном солнечная радиация поглощается земной поверхностью. Атмосфера же нагревается главным образом от земной поверхности. Неоднородность земной поверхности и различие в притоке солнечной радиации в разных географических районах создают неравномерность в нагревании воздуха, что приводит к возникновению движений в атмосфере, которые в свою очередь способствуют перераспределению тепла.

Вторая особенность атмосферных процессов связана с наличием водяного пара в атмосфере. При определенных условиях водяной пар конденсируется, образуются туманы и облака. Облака же в свою очередь служат источником многих атмосферных явлений -- осадков, гроз и целого ряда оптических явлений. Облака, кроме того, существенно изменяют энергетические ресурсы в атмосфере, поскольку при конденсации водяного пара выделяется большое количество тепла, а появление облаков заметно понижает приток солнечной радиации к земной поверхности и уменьшает потерю тепла ею за счет излучения. Эти особенности чрезвычайно осложняют изучение атмосферных процессов и их предсказание.

Третья особенность атмосферных процессов состоит том, что в каждый момент времени они развиваются над всей территорией земного шара. Это требует соответствующей организации наблюдений за состоянием атмосферы. Во всех государствах мира организована сеть метеорологических станций, космические наблюдения Их достоинство заключается и том, что они могут охватить наблюдением практически всю территорию земного шара.

Наконец, четвертой особенностью атмосферных процессов является их многомасштабность. Масштаб (размер) атмосферных явлений и процессов изменяется от нескольких метров до многих тысяч километров. Если же учесть процессы образования облаков и осадков, то этот интервал масштабов необходимо расширить в сторону меньших размеров до 10-6--10-7 м (таковы размеры зародышевых капель). Так, отдельные облака, смерчи и др. имеют размеры от нескольких десятков метров до 100 км, облачные системы фронтов, воздушные массы, циклоны и антициклоны -- от сотен километров до 1000 -2000 км. Наиболее крупными объектами являются спиралеобразные облачные системы, открытые с помощью ИСЗ, струйные течения и так называемые длинные волны, масштаб которых сравним с радиусом Земли.



Градиент метеорологических величин

Метеорологические величины изменяются как во времени, так и в пространстве, т. е, являются функциями координат точки x, y, z и времени t:

f=f (x, y, z)

где f--произвольная метеорологическая величина.

Совокупность значений метеорологической величины во всем пространстве (или ограниченной области его) называют полем этой величины.

Для характеристики пространственного распределения метеорологических величин в фиксированный момент времени вводится понятие зквискалярной поверхности, в каждой точке которой, согласно определению, метеорологическая величина сохраняет постоянное значение:

f (x, y, z)=С,

где С -- постоянная для данной эквискалярной поверхности. Эта постоянная различна для разных поверхностей. Эквискалярные поверхности различных метеорологических величин носят название: давления -- изобарические, температуры -- изотермические, плотности -- изопикнические и т. д.

Кривые пересечения эквискалярных поверхностей с любой другой поверхностью (в частности, с поверхностью уровня моря) называют изолиниями величины f. Применительно к давлению это изобары, к температуре -- изотермы и т. д.

Количественной мерой изменения метеорологической величины в пространстве служит градиент этой величины. Градиентом (grad f) величины f называют вектор, который по направлению совпадает с нормалью N к эквискалярной поверхности (положительное направление -- в сторону уменьшения f), а по модулю равен производной от f по N, но с обратным знаком:

Наибольший практический интерес представляют горизонтальная и вертикальная проекции grad f. Горизонтальную и вертикальную проекции градиента принято называть соответственно горизонтальным и вертикальным градиентами.

Поскольку п (нормаль к изолиниям) направлена в сторону убывания f, то горизонтальный градиент всегда положителен: --дf/дп > 0. Вертикальный градиент может быть как положительным, так и отрицательным. Справедливо следующее общее правило: если величина f убывает с высотой, то вертикальный градиент ее положителен: --дf/дz > 0; если величина f растет с высотой, то вертикальный градиент этой величины отрицателен: : --дf/дz < 0.

Давление воздуха (Р)

Основной единицей давления, согласно Международной системе единиц (СИ), служит паскаль (Па); 1 Па = 1 Н/м2 -- 1 кг/(м с2).

На синоптических картах изобары проводят через 5 гПа. Горизонтальный градиент давления рассчитывают чаще всего в гПа на 100 км, его значение в условиях атмосферы обычно колеблется от 1 до 5 гПа/ 100 км. Так как давление всегда падает е высотой, вертикальный градиент давления всегда положителен. В атмосфере вертикальный барический градиент в десятки и сотни раз больше горизонтального т. е. давление с высотой изменяется значительно быстрее, чем в горизонтальном направлении.

Температура воздуха (Т). Единицей температуры в шкале Кельвина служит кельвин (К), в шкалах МПТШ и Цельсия -- градус Цельсия (0С).

Горизонтальный градиент температуры чаще всего рассчитывают на 100 км. Обычно он составляет несколько градусов Цельсия на 100 км. Вертикальный градиент температуры () или, как его еще называют, вертикальный градиент стратификации, колеблется в условия атмосферы (в различных слоях и в разные моменты времени) в широких пределах. Он может быть как положительным, таки отрицательным. Если > 0, то температура в данном слое падает с высотой; если =0, то температура постоянна (изотермия); если < 0, то температура растет с высотой (инверсия температуры). Кривую распределения температуры по высоте, или кривую стратификации, обычно строят по данным измерений с помощью радиозонда. Точки на графике соединяют отрезками прямой. Построенная таким образом ломаная линия и будет представлять собой кривую стратификации.

Понятие о барических системах

Метеорологические станции, на которых производится измерение давления и других метеорологических величин, расположены, на различной высоте над уровнем моря. Так как давление изменяется с высотой, то измеренные на станциях значения его будут различаться прежде всего под влиянием разности высот. Оценить изменение давления в горизонтальном направлении (в частности, рассчитать горизонтальный градиент давления) можно, очевидно, только тогда, когда давление приведено (т. е. пересчитано) к какому-либо одному уровню. В качестве такого уровни обычно уровень моря. Приведенное к уровню моря давление и другие метеорологические величины (температура, точка росы, скорость ветра, количество высота и форма облачности и др.) наносятся на бланки географических карт, которые называются приземными картами погоды. Изобарические поверхности должны понижаться в сторону низкого давления.

Если провести изобары на достаточно обширной территории, то окажется, что они имеют различную форму. В зависимости от последней различают следующие виды барических образований. Область низкого давления, ограниченная замкнутыми изобарами, называется циклоном, а область высокого давления -- антициклоном. Области с У-образными изобарами на периферии циклонов носят название ложбин, а на периферии антициклонов -- гребней. Седловина представляет собой область, заключенную между двумя накрест расположенными циклонами и антициклонами. В некоторых районах изобары имеют форму, близкую к прямолинейной. Подчеркнем, что под низким и высоким давлением понимается относительное значение давления (по сравнению с давлением в соседних областях). Из приведенных рассуждений следует, что изобарические поверхности над циклоном вогнуты по направлению к земной поверхности, а над антициклоном выпуклы.

Горизонтальные размеры барических систем (циклонов и антициклонов в первую очередь) колеблются между несколькими сотнями и несколькими тысячами километров. Их вертикальная протяженность составляет несколько километров. Различают низкие и высокие циклоны и антициклоны. Первые распространяются вверх на 2--3 км, вторые, как правило, -- на всю тропосферу. В принципе можно рассчитать значение давления и построить карту его распределения не только на уровне моря, но и на других уровнях (например, 1, 3, 5, 9, 13, 16 км) /2-4/.

СОСТАВ И УРАВНЕНИЕ СОСТОЯНИЯ АТМОСФЕРЫ

Состав воздуха вблизи земной поверхности. Атмосфера представляет собой механическую смесь нескольких газов. Назовем сухим воздухом такую смесь, в состав которой не входит водяной пар /2-4/.

Состав сухого воздуха вблизи поверхности Земли характеризуется следующими данными. На долю основных газов (N2, 02, Аг) приходится около 99,96%, а на долю остальных --всего лишь около 0,04%.

В состав атмосферы всегда входят три переменные, крайне важные составные части -- водяной пар, озон и углекислый газ. Значение этих газов определяется, прежде всего тем, что они очень сильно поглощают радиацию и тем самым оказывают существенное влияние на температурный режим поверхности Земли и атмосферы. Углекислый газ является одной из важнейших составных частей питания растений. Он поступает в атмосферу в процессе горения, дыхания и гниения, расходуется же в процессе усвоения его растениями. Содержание водяного пара в атмосфере колеблется в широких пределах; оно близко к нулю при очень низких температурах и может достигать 4% при высоких температурах. С учетом различного содержания водяного пара несколько изменяется содержание др. газов.

Состав воздуха в более высоких слоях атмосферы Изучение состава воздуха на различных высотах начато свыше 200лет назад, когда Дальтоном был сформулирован (в 1802 г.) закон, согласно которому каждый газ распределяется в пространство независимо от присутствия других газов. Если перемешивание воздуха по вертикали отсутствует, то распределение давления i-того газа может быть рассчитано с помощью барометрической формулы, согласно которой давление более тяжелых газов должно убывать с высотой быстрее, чем более легких газов. Следовательно, на больших высотах должны преобладать легкие газы. В этом состоит идея гравитационного разделения газов, обнаружению которого посвящено большое количество исследований.

Однако чем тщательнее проводился эксперимент, тем все более очевидным становился факт отсутствия разделения газов в пределах нижних 90 -95 км (гомосфера).

Таким образом, можно считать твердо установленным факт постоянства состава воздуха до высоты около 95 км. Постоянный состав атмосферного воздуха как по вертикали, так и по горизонтали поддерживается перемешиванием. Немаловажное значение для выравнивания состава атмосферы имеет горизонтальное крупномасштабное перемешивание. Выше 95 км состав атмосферы существенно изменяется. Известную роль в этом изменении играет, по-видимому, процесс гравитационного разделения газов. Таким образом, можно считать твердо установленным факт постоянства состава воздуха до высоты около 95 км. Постоянный состав атмосферного воздуха, как по вертикали, так и по горизонтали поддерживается перемешиванием.

Уравнение состояния сухого воздуха. Состояние каждого из атмосферных газов характеризуется значениями трех величин: температуры, давления и плотности (или удельным объемом v=1/). Эти величины связаны между собой уравнением, которое носит название уравнения состояния газа.

Известно, что по своим физическим свойствам газ тем ближе к идеальном, чем выше его температура по сравнению с критической, а также чем меньше его давление по сравнению с давлением насыщения. При условиях, наблюдающихся в атмосфере, основные газы, входящие в состав воздуха, вёдут себя практически как идеальные газы. Поэтому уравнение состояния какого-либо газа имеет вид уравнения состояния идеального газа:

РiVi =RiT.

где Рi - парциальное давление; Т -- температура; Vi - -- удельный объем; R, -удельная газовая постоянная i-того газа;

Согласно закону Дальтона, поведение каждого газа в механической смеси не зависит от присутствия других газов, а общее давление смеси равно сумме парциальных давлений, т. е.

РV =RcT.



Rc-удельная газовая постоянная сухого воздуха.

Уравнение состояния влажного воздуха

Влажный воздух представляет собой механическую смесь сухого воздуха и водяного пара. Так как критическая температура водяного пара высокая (tкр==3740С), то он в реальных условиях атмосферы может переходить в жидкое и твердое состояние (конденсироваться и сублимироваться,), поскольку наблюдаемые температуры воздуха в атмосфере ниже критической температуры водяного пара (Т < Ткр). Отметим, что условие Т < Ткр необходимо, но недостаточно для перехода пара в жидкое и твердое состояние. Для начала конденсации водяного необходимо также, чтобы он достиг состояния насыщения.

Так как реально наблюдаемые температуры в атмосфере ниже критической температуры водяного пара, его физические свойства, вообще говоря, могут отличаться от свойств идеального газа. Однако экспериментальным путем установлено, что физические свойства водяного пара практически близки к свойствам идеального газа. По этой причине уравнение состояния водяного пара с достаточной степенью точности можно записать в виде

еVп =RпT, (1)

где е - упругость (парциальное давление), Vп - удельный объем, Rп -- удельная газовая постоянная водяного пара.

Расчеты показали, что в пределах 0 - 400С, приведенное уравнение может служить уравнением состояния как ненасыщенного, так и насыщенного водяного пара.

Перейдем к выводу уравнения состояния влажного воздуха. Для этого выделим в атмосфере 1г влажного воздуха. Пусть в нем содержится Sг водяного пара и (1--S) г сухого воздуха.

Примем следующие обозначения: P --общее давление, Т -- температура (одинаковая для водяного пара, сухого и влажного воздуха); е -- парциальное давление водяного пара; Р-е -- парциальное давление сухого воздуха. Уравнением состояния водяного пара служит уравнение (1).

Уравнение состояния сухой части воздуха имеет вид /Матвеев/

(P - e)VС = RСT

Составим отношение Rп/Rс =1,608. С учетом уравнения состояния сухого воздуха уравнение состояния влажного воздуха принимает вид

PV = RСT(1+0,608 S)

Удельная газовая постоянная R в этом уравнении величина переменная, зависящая от влажности воздуха S. В метеорологии множитель (1+0,608 S) обычно относят к температуре, вводя понятие виртуальной температуры Тv= Т (1+0,608 S).

Введение Тv позволяет сохранить газовую постоянную сухого воздуха в уравнении состояния для влажного воздуха; в этом ее большое практическое значение. Физический смысл Тv можно пояснить следующим образом: такую температуру должен иметь сухой воздух, чтобы его плотность при том же давлении равнялась плотности влажного воздуха. Сравнивая это уравнение с уравнением состояния для сухого воздуха следует, что при одинаковых температуре и давлении плотность влажного воздуха всегда меньше плотности сухого воздуха. Физически это объясняется тем, что в состав влажного воздуха входит водяной пар, который вытесняет часть сухого воздуха.

Характеристики влажности воздуха. Водяной пар -- это переменная составная часть атмосферы. Содержание водяного пара в атмосфере оценивают с помощью характеристик влажности воздуха, пли гидрометрических величин, к которым относятся: упругость водяного пара, абсолютная, удельная и относительная влажность, отношение смеси, точка росы и дефициты упругости и точки росы.

Упругость водяного пара е - парциальное давление водяного пара. При данной температуре упругость водяного пара не может превышать некоторое предельное значение Е, называемое упругостью насыщения или насыщающей упругостью водяного пара. Упругость насыщения зависит от температуры, возрастая вместе с увеличением последней.

Абсолютная влажность а -- масса водяного пара в граммах в 1 м3 влажного воздуха (г/м3).

Относительная влажность f -- отношение фактической упругости водяного пара е к насыщающей упругости Е над плоской поверхностью чистой волы, выраженное в процентах:

Удельная влажность s -- количество водяного пара в граммах 1 г влажного воздуха (г/г).

Точка росы -- температура, при которой содержащийся в воздкхе водяной пар при постоянных общем атмосферном давлении и удельной влажности становится насыщенным (по отношению к плоской поверхности воды). Подчеркнем, что точка росы служит характеристикой влажности воздуха, а не его термического режима. При данной температуре воздуха точка росы в зависимости от фактической упругости водяного пара может принимать самые различные значения.

Дефицит точки росы -- разность между температурой воздуха Т и точкой росы .

Строение атмосферы. Основные сведения о Земле как планете

Земля представляет собой одну из девяти больших планет, входящих в состав Солнечной системы. Солнце -- звезда средней величины -- служит единственным источником энергии, благодаря которой существует жизнь на Земле. Земля вращается вокруг Солнца по эллиптической орбите со средней скоростью 29,8 км/с, одновременно вращаясь вокруг своей оси с запада на восток. Плоскость вращения Земли вокруг Солнца носит название плоскости эклиптики. Земная ось наклонена к плоскости эклиптики под углом 660 34'. Благодаря вращению Земли вокруг Солнца и наклону земной оси по отношению к плоскости эклиптики происходит смена времен года.

В астрономии введено понятие о звездных (зв.) и солнечных (солн.) сутках. Год содержит около 365,25 солн. сут. Это означает, что за один год Земля совершает 365,25 оборота вокруг своей оси по отношению к Солнцу. Кроме того, пройдя за год всю орбиту, Земля сделает еще один оборот вокруг своей оси по отношению к неподвижным звездам. Поэтому один год равен 365,25 солн. сут, или 366,25 зв. сут. Отсюда 1 зв. сут равны 365,25/366,25 солн. сут. Угловая скорость суточного вращения Земли определяется как скорость вращения по отношению к неподвижным звездам.

Тщательная обработка астрономических наблюдений на нескольких обсерваториях за продолжительностью звездных суток, которые оцениваются при помощи независимых хранителей времени, позволила обнаружить годовые колебания длины суток. Такие изменения скорости вращения Земли обусловлены колебаниями в течение года скорости воздушных течений, горизонтальный масштаб (размер) которых сравним с размерами материков, океанов и всего полушария.

Совокупность таких воздушных течений носит название общая циркуляция атмосферы. При движении воздуха относительно поверхности Земли возникает сила трения, которая может или ускорять, или замедлять вращение твердой оболочки Земля. Этими колебаниями скорости ветра объясняется примерно 2/3 наблюдаемых изменений продолжительности суток в течение года. Возможно, оставшуюся 1/3 можно будет объяснить сезонными колебаниями сильных ветров в стратосфере. Известную роль в изменении угловой скорости вращения Земли играет также сезонное перераспределение масс воздуха между материками и океанами. Зимой избыточные массы воздуха скапливаются над материками, а летом над океанами. Поскольку материки и океаны распределены по земному шару неравномерно, перераспределение масс воздуха между ними приводит к изменению момента вращения Земли, а вместе с этим и угловой скорости.

Если бы Земля была вполне однородной или состояла из концентрических однородных слоев, то при отсутствии вращения вокруг своей оси она имела бы форму шара. Так как в действительности Земля вращается вокруг своей оси, то она деформировалась в сфероид, т. е. в малосплюснутый эллипсоид вращения. Однако истинная форма Земли несколько отлична от сфероида, что обусловлено неоднородностью земной поверхности и неравномерным распределением плотности во внутренних частях Земли эта сложная поверхность называется геоидом.

Принципы деления атмосферы на слои. Атмосфера по своим свойствам неоднородна. Изменяются такие физические величины, как температура, давление, плотность, состав и влажность воздуха, Содержание примесей и др. Наиболее резко они меняются по вертикали. В основе деления атмосферы по вертикали на слои лежат различные принципы, например, термический режим, состав воздуха, взаимодействие с земной поверхностью, влияние на летательные аппараты.

По принципу изменения температуры воздуха с высотой атмосферу принято делить на 5 слоев: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, экзосфера.

Слой (сфера)	Средняя высота, км нижней границ, км	Переходный слой
Тропосфера	0--11
Стратосфера	11--50	Тропопауза
Мезосфера	50-90	Стратопауза
Термосфера	90--450	Мезопауза
Экзосфера	Выше 450	Термопауза

По составу воздуха атмосфера делится на гомосферу (до 95 км) и гетеросферу. В первом слое относительный состав основных газов и относительная молекулярная масса воздуха практически не изменяются с высотой. В гетеросфере наряду с молекулярным азотом и кислородом появляются атомные кислород и азот. Поэтому относительная молекулярная масса воздуха в гетеросфере уменьшается с высотой. По этому же признаку в атмосфере выделяют озоносферу (20-55 км), в которой сосредоточена основная масса озона.

Начиная с высоты 50-60 км в атмосфере резко увеличивается содержание заряженных частиц (ионов и электронов). Вследствие этого слой атмосферы, расположенный выше указанного уровня, называют ионосферой. Внешняя часть атмосферы, где взаимные столкновения частиц редки и преобладающая их часть заряжена, составляет радиационный пояс Земли, В пределах радиационного пояса заряженные частицы совершают сложные колебательные движения вдоль силовых линий магнитного поля Земли и обладают значительными энергиями. Граница радиационного пояса со стороны освещенной части земной поверхности в плоскости геомагнитного экватора лежит на расстоянии 10--12 радиусов Земли (считая от центра Земли). В неосвещенной части она несколько ближе к Земле (9 - 10 радиусов).

Причиной ионизации в ионосфере является диссоциация молекул атмосферных газов при поглощении ультрафиолетовой и рентгеновой радиации Солнца, также под действием корпускулярной радиации - космической, солнечной и заключающейся в радиационном поясе Земли.

По признаку взаимодействия атмосферы с земной поверхностью атмосферу делят на пограничный слой (иногда называемый также слоем трения) и свободную атмосферу. В пограничном слое (высотой до 1- 1,5 км) на характер движения большое влияние оказывают земная поверхность и силы турбулентного трения. В этом слое хорошо выражены суточные изменения метеорологических величин. Внутри пограничного слон выделяется приземный слой атмосферы (высотой 50 -100 м), в пределах которого метеорологические величины (температура, скорость ветра, удельная влажность).

Для получения сведений о физических свойствах и строении атмосферы используются различные методы исследовании. Все они разделяются на прямые и косвенные. К прямым методам исследования атмосферы методы исследования атмосферы с помощью радиозондов, аэростатов.

Тропосфера, стратосфера и мезосфера. Характерной особенностью тропосферы является падение температуры с высотой. Среднее значение вертикального градиента температуры в тропосфере около 0,650/100м с возможными отклонениями средних значений до 0,3° С/100 м в ту и другую сторону. Значения же вертикального градиента в фиксированный момент времени в разных точках могут изменяться в широких пределах - от положительных значений порядка десятков градусов на 100 м до таких те отрицательных значений. В тропосфере образуются туманы и все наиболее важные виды облаков, формируются Осадки, грозовая деятельность. В ней сосредоточена основная масса атмосферы от 75% в умеренных и высоких широтах до 90% в низких.

Характерное для тропосферы падение температуры на некоторой высоте может прекращаться. Сначала падение температуры замедляется, а затем переходит в изотермическое распределение. Слой атмосферы, характеризующийся замедленным падением температуры < 0,20С/100 м), постоянством или ростом температуры с высотой, носит название стратосфера. Границы стратосферы в среднем располагаются на высотах 11 и 50 км; переходный слой от тропосферы к стратосфере называют тропопаузой. Выше тропопаузы температура чаще всего или не изменяется с высотой (= 0), или слабо растет ( < 0).

В мезосфере - слое атмосферы расположенном над стратосферой, наблюдается в среднем падение температуры с высотой. Средняя температура переходного слоя - стратопаузы (на высоте 45-55 км) близка к 00 с возможными отклонениями в ту или другую сторону на 200. Вблизи верхней границы мезосферы (на высоте 90 км) температура летом составляет в умеренных широтах -900, зимой - около-500.выше менопаузы - в термосфере температура снова падает.

Облака. Морфологическая классификация облаков включает описание внешнего вида облаков, а также указания на высоту их нижней границы (основания). В зависимости от высоты основания все облака принято делить на четыре семейства:

А. Облака верхнего яруса (высота НГО >6 км);

Б. Облака среднего яруса (высота НГО 2-6 км);

В. Облака нижнего яруса (высота НГО < 2 км);

Г. Облака вертикального развития; высота основания этих облаков, как правило, меньше 2 км, однако их вершина может находиться на любой высоте в пределах тропосферы.

Каждое из семейств включает несколько форм (родов) облаков, которые в свою очередь подразделяются на несколько видов и разновидностей. Фотографии наиболее часто наблюдаемых форм, видов и разновидностей облаков и их описание составляют содержание «Международного атласа облаков». Наименования облаков по международной классификации --латинские.

Общее число форм облаков (во всех четырех семействах) равно 10. Семейство облаков верхнего яруса включает три формы: перистые (С1), перисто-кучевые (Сс) и перисто-слоистые (Сs); семейство облаков среднего яруса -- две формы: высоко-кучевые (Ас) и высоко-слоистые (Аs); семейство облаков нижнего яруса -- три формы: слоисто-кучевые (Sс), слоистые (St) и слоисто-дождевые (Ns); семейство облаков вертикального развития -- две формы: кучевые (Сu) и кучево-дождевые (Сb).

В природе нередко встречаются переходные формы облаков или наблюдается сочетание нескольких форм (видов, разновидностей) облаков.

В стратосфере на высотах 22--27 км образуются так называемые перламутровые облака. В верхней мезосфере на высотах 82--85 км наблюдаются в летнее время, когда здесь наиболее низкие температуры, так называемые серебристые (или мезосферные) облака. Это очень тонкие облака, настолько прозрачные, что через них хорошо видны звезды. Прежде полагали, что эти облака образуются из вулканической пыли. В настоящее время исследователи считают, что происхождение серебристых облаков аналогично происхождению перистых облаков. Выше 85 км (в области мезопаузы) стратификация атмосферы сильно устойчивая, что способствует накоплению водяного пара. Здесь при очень низких температурах сравнительно небольшая концентрация пара оказывается достаточной для того, чтобы произошла сублимация.

Понятие о воздушных массах и фронтах

Атмосфера по своим свойствам неоднородна не только в вертикальном направлении, но и в горизонтальном. Меняются все метеорологические параметры, но эти изменения происходят неравномерно. Большие объемы воздуха, сравнимые по своим размерам с размерами материков и обладающие определенными физическими свойствами называются воздушными массами. Переходные зоны между различными воздушными массами, в которых наблюдаются достаточно быстрые изменения метеорологических величин называются фронтальными зонами. Различают теплые и холодные воздушные массы. В зависимости от района формирования воздушные массы делят на:

а) арктический воздух, б) умеренный воздух, в) тропический воздух, г) экваториальный воздух. Каждый из типов воздушных масс, в свою очередь, делится на морской и континентальный.

Во фронтальной зоне метеорологические величины претерпевают резкое изменение. Линия пересечения фронтальной поверхности, с какой либо другой поверхностью (уровень моря) носит название фронта. В реальных условиях фронт всегда представляет собой зону конечной ширины (несколько десятков километров). Однако по сравнению с размерами воздушных масс ширина фронта ничтожно 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 называется такой фронт, который смещается в сторону холодной воздушной массы. При прохождении теплого фронта через пункт наблюдения происходит потепление. Холодные фронты, согласно определению, перемещаются в сторону теплой воздушной массы.

Атмосферный озон

Трехатомный кислород О3, 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 колеблется от 1 до 6 мм, если его привести к нормальному давлению (1013,2 гПа) при температуре 0° С. Величину х называют приведенной толщиной слоя озона или общим количеством озона.

Кроме этой характеристики содержания озона используются и другие. Плотность озона обычно выражают в мкг/м3 (1 мкг/м3 = 10~6 г/м3). Однако термин «плотность озона» нередко употребляется и для обозначения приведенной толщины слоя озона, содержащегося в слое атмосферы километровой толщины. Общая масса озона в атмосфере составляет около 3,2*109 т. Из всего потока солнечной радиации, падающей на Землю, озон поглощает около 1%.

Вопрос об образовании слоя озона (озоносферы) и характерных особенностях его распределения в некоторой мере решает фотохимическая теория (Чепмен). Согласно этой теории, первичной реакцией, приводящей к образованию озонового слоя, является диссоциация молекулы кислорода, происходящая при поглощении ультрафиолетовых лучей Солнца.

Озон сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию с длиной волны от 0,22 до 0,29 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. Коэффициенты поглощения озона в ультрафиолетовом участке сравнимы с коэффициентами поглощения солнечного света металлами. И так же как в случае металлов наибольшая температура наблюдается на поверхности, на которую падает солнечный свет, так и в слое озона максимум температуры отмечается в самой верхней его части, хотя наибольшая плотность озона наблюдается на значительно меньших высотах (21--26 км).

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 (озонометры). Если произведены измерения при двух высотах Солнца, то на основе законов ослабления солнечной радиации в атмосфере можно рассчитать приведенную толщину слоя озона.

СТАТИКА АТМОСФЕРЫ

Раздел метеорологии, в котором устанавливаются закономерности строения атмосферы при отсутствии движения её относительно поверхности Земли, носит название статики атмосферы.

Несмотря на то, что атмосфера обычно находится в движении относительно земной поверхности (наблюдается ветер), изучение её статического состояния оправданно, так как устанавливаемые законы распределения давления и плотности воздуха по высоте с одинаковой точностью справедливы для статичной и движущейся атмосферы. Законы статики используются при решении многих практических задач. Наиболее важная из них - определение высоты прибора, станции или летательного аппарата по измеренному давлению (барометрический метод расчета высот.)

Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия

Система находится в равновесии (покое), если результирующая всех сил, действующих на систему, равна нулю.

Силы, действующие в атмосфере, можно разделить на две группы: массовые и поверхностные.

К массовым относятся силы, которые действуют на каждый элемент массы (или объем) независимо от того, существуют ли рядом с рассматриваемым элементом массы (объема) другие воздушные частицы.

Массовыми силами, действующими на атмосферу в целом и на отдельные её части, являются сила тяжести и отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса).

Поверхностные силы представляют собой силы взаимодействия некоторого объема воздуха и окружающей среды. Эти силы приложены к поверхностным частицам выделенного объема.

Поверхностные силы, действующие в атмосфере, - это сила давления и сила трения. Но кориолисова сила и сила трения появляются лишь при наличии движения атмосферы относительно поверхности Земли или одних её частей относительно других. Поэтому силами, действующими в атмосфере в состоянии покоя, являются сила тяжести и сила давления (см. приложение).

Ускорение свободного падения (ускорение силы тяжести) g представляет собой результирующую (векторную сумму) ускорения силы гравитационного (ньютонова) притяжения ga и центробежной силы Z:

g = ga + Z

Центробежная сил возникает вследствие суточного вращения Земли, в котором полностью участвует и атмосфера. В каждой точке она направлена вдоль перпендикуляра 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, - уровенной 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. При решении метеорологических задач зависимость ускорения свободного падения g от расстояния r до центра Земли и широты места ц записывается в виде:

g (z, ц) = g0 (1 - а1 cos2ц)(1- а2 z),

где g0 = 9,80665 м/с2 - ускорение свободного падения на широте 45є и на уровне моря; z - высота точки над уровнем моря; а1 = 0,0026 и а2 = 3,14 Ч10-7 м-1 - постоянные /Матвеев/.

Зависимость ускорения свободного падения от широты и высоты учитывается при решении некоторых задач, рассматриваемых в метеорологии. К числу таких задач относится, прежде всего, измерение давления воздуха с помощью ртутных барометров. 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 и широты при 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 границы атмосферы и др. Во всех случаях зависимость g от ц и z можно учесть путем перехода от высоты к вводимой геопотенциальной высоте.

Уравнение статики атмосферы

Рассмотрим в атмосфере вертикальный столб воздуха единичного сечения, причем предположим, что:

1) воздух находится в покое относительно земной поверхности;

2) воздух можно рассматривать как идеальный газ;

3) состав воздуха с высотой не меняется.

Тогда на любом уровне на высоте z для равновесия воздуха необходимо, чтобы его упругость p уравновешивала вес Q всего столба, расположенного выше данного уровня, т.е. чтобы

Q = p

Из этого равенства следует, что по мере поднятия вверх упругость воздуха p уменьшается вследствие уменьшения веса Q и что, измеряя упругость воздуха мы тем самым измеряем силу. Действующую на единицу поверхности, обусловленную весом воздушного столба, расположенного над данным уровнем. Эту силу определяем как силу атмосферного давления, обозначая её также как и упругость, через p. В случае если воздух находится в движении соотношение Q = p, строго говоря, не выполняется, но подробный анализ этого вопроса показывает, что в реальных условиях в атмосфере движения воздуха и ускорения в большинстве случаев настолько малы, что практически их влиянием можно пренебречь. Лишь в случае очень больших скоростей движений и особенно значительных вертикальных ускорений можно отметить некоторое незначительное их влияние на давление.

Рассмотрим условие, при котором отсутствуют вертикальные перемещения воздуха. Для этого на любой высоте в атмосфере выделим столб единичного сечения. Пусть давление на его нижнем основании будет p, а на верхнем p - dp. Тогда очевидно, что при отсутствии разности давлений в горизонтальном направлении уменьшение давления - dp, согласно Q = p, будет определятся весом столба воздуха. Если с - плотность воздуха на данной высоте z, а g - ускорение силы тяжести, то

- dp = сgdz

Это соотношение связывает давление и плотность с высотой для идеального газа, находящегося под действием силы тяжести. Оно справедливо при указанных выше условиях статического равновесия воздуха, и называется уравнением статики атмосферы. Из него непосредственно вытекает, что падение давления с высотой прямо пропорционально плотности воздуха. Разделив левую и правую части уравнения на dz получим второй вид основного уравнения статики атмосферы:

,

где -dp/dz - вертикальная составляющая градиента давления; gс - сила тяжести, действующая на единичный объем воздуха, масса которого равна с. 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.Если высота возрастает (dz > 0), то в правой части уравнения статики стоит произведение только положительных множителей: сgdz > 0. поэтому и левая часть также больше нуля -dp > 0 или dp < 0.

То есть, увеличению высоты (dz > 0) всегда соответствует отрицательное приращение давления (dp < 0). Это значит, что в атмосфере давление всегда убывает с увеличением высоты. Вывод о том, что этот закон справедлив всегда, вытекает из того, что основное уравнение статики выполняется с высокой степенью точности и в случае движения атмосферы.

2.Выделим в атмосфере вертикальный столб воздуха с поперечным сечением 1м2 и высотой от данного уровня z до верхней границы атмосферы za . Вес этого столба обозначим через Q. Так как вес элементарного столба с высотой dz равен gс dz (с dz - масса элементарного столба), то вес всего столба

.

Проинтегрировав правую и левую части уравнения статики в пределах от z, где давление p, до za , где давление равно нулю (по определению верхней границы), получим

или p = Q.

Таким образом, атмосферное давление или давление воздуха на каждом уровне равно весу столба воздуха единичного поперечного сечения и высотой от данного уровня до верхней границы атмосферы. Полученное следствие делает физически ясным и вывод об убывании давления с высотой: увеличение высоты приводит к уменьшению вертикальной протяженности вышележащей части столба воздух, и, следовательно, к уменьшению давления (по сравнению с нижележащими уровнями). В закрытых (негерметизированных) помещениях давление на каком-либо уровне практически не отличается (по закону Паскаля) от давления вне помещения на том же уровне.

3. Основное уравнение статики позволяет сделать выводы и относительно скорости убывания давления с высотой. Согласно этому уравнению, при подъеме на одну и ту же высоту (dz = const) уменьшение давления (-dp) тем больше, чем больше плотность воздуха с и ускорение свободного падения g. Основную роль играет плотность воздуха. С увеличением высоты она, как правило, убывает. Это значит, что чем выше расположен уровень, тем меньше убывание давления при подъеме на одну и ту же высоту dz.

Если точки А и В расположены на одной и той же изобарической поверхности, то плотность воздуха в этих точках будет зависеть только от температуры воздуха. Если ТА > ТВ , то при (p = const) по уравнению состояния сА < сB . Это в свою очередь означает, что при подъеме на одну и туже высоту (dz=const) понижение давления в точке А с более высокой температурой меньше, чем в точке В с более низкой температурой.

То есть: при увеличении высоты на одно и то же значение относительно некоторой изобарической поверхности понижение давления в более холодной воздушной массе больше, чем в теплой массе. В холодной воздушной массе давление с высотой убывает быстрее, чем в более теплой. Подтверждением этого вывода является тот факт, что на высотах (в средней и верхней тропосфере) в холодных воздушных массах преобладает низкое, а в теплых массах - высокое давление.

Оценим значение вертикального градиента давления -dp/dz. При нормальных условиях вблизи уровня моря с = 1,29 кг/м3, g = 9,81 м/с2 . Подставив эти значения в



,

получим, что градиент давления при нормальных условиях равен 12,5 гПа/100м. Это значение изменяется в зависимости от температуры и давления. При увеличении высоты вертикальный градиент давления уменьшается.

Барометрические формулы

Основное уравнение статики является одним из важнейших уравнений метеорологии, на основе которого устанавливаются закономерности распределения давления, плотности и массы воздуха по высоте. В своем дифференциальном виде основное уравнение статики позволяет выполнить расчет изменения давления лишь для малых приращении высоты dz.

На практике всегда необходимо иметь данные о распределении давления в слоях атмосферы конечной толщины или определить толщину таких слоев по измеренным значениям давления. Для этой цели основное уравнение статики записывают в конечном (интегральном) виде, т.е. находят его интегралы. Интегралы основного уравнения статики атмосферы, полученные при разных предположениях относительно изменения температуры и плотности воздуха с высотой, называются барометрическими формулами. На основе этих формул решаются такие важные практические задачи, как расчет распределения давления и плотности по высоте, определение высот различных летательных аппаратов по измеренному давлению, приведение давления к уровню моря и др.

Для получения интегральной формы основного уравнения статики проинтегрируем левую и правую части уравнения

- dp = сgdz

в пределах от уровня моря z = 0 (или земной поверхности), где давление p0 , до произвольной высоты z, где давление p. Получим интегральную форму для сухого воздух:

.

Здесь с = с(z) - функция высоты.

Вторую интегральную форму основному уравнению статики можно придать, если воспользоваться уравнением состояния влажного воздуха

p = RcсTv ,

где Rc - удельная газовая постоянная; Tv - виртуальная температура. Найдем из этого уравнения значение с и перепишем уравнение статики в следующем виде:

.

Интегрируя в пределах от 0 до z и от p0 до p, получаем интегральную форму для влажного воздуха

.

Полученные интегральные формы для сухого и влажного воздуха широко используются для получения различных барометрических формул. Причем давление p0 может обозначать как давление на уровне моря, так и на поверхности Земли. Различие будет состоять лишь в начале отсчета высоты z. В общем случае температура, а вместе с ней и плотность воздух являются достаточно сложными функциями высоты, установить аналитический вид которых далеко не всегда представляется возможным. Поэтому, прежде чем перейти к общему случаю, рассмотрим несколько частных с заданным распределением температуры по высоте. При этом обычно считают состав воздуха неизменным (м = const) и пренебрегают изменением g с высотой, принимая g (z) = const, что, конечно, вносит некоторую неточность и допустимо до высот около 80 - 100 км.

Обычно в метеорологии рассматривают следующие частные случаи:

однородная атмосфера - плотность атмосферы с с высотой не изменяется;

изотермическая атмосфера - температура в атмосфере с высотой остается неизменной (T = const);

политропная атмосфера - температура воздуха в атмосфере убывает с высотой по линейному закону , где - вертикальный температурный градиент.

Выделение таких случаев имеет смысл, потому, что хотя в целом для атмосферы они и неприменимы, но атмосфера до изучаемой высоты может быть разбит на ряд отдельных слоев, каждый из которых более или менее близко соответствует одному из указанных условий. Рассмотрим изменение давления при этих условиях.

Однородная атмосфера. Предположим, что плотность воздуха в пределах всей атмосферы не изменяется с высотой (однородная атмосфера), т.е. с = с0 = const. Здесь с0 - плотность воздуха при z=0. Пренебрежем зависимостью ускорения свободного падения от высоты. Тогда на основании получаем барометрическую формулу однородной атмосферы

...