Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток – в общем отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают, максимум наступает в 14 часов, минимум после восхода солнца.
Суточная амплитуда температуры воздуха (разница между максимальной и минимальной температурами воздуха в течение суток) выше на суше, чем над океаном; уменьшается при движении в высокие широты, (наибольшая в тропических пустынях – до 40 0 С) и, возрастает в местах с оголенной почвой. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.
Годовой ход температуры воздуха (изменение среднемесячной температуры в течение года) определяется, прежде всего, широтой места. Годовая амплитуда температуры воздуха - разница между максимальной и минимальной среднемесячными температурами.
Географическое распределение температуры воздуха показывают с помощью изотерм – линий, соединяющих на карте точки с одинаковыми температурами. Распределение температуры воздуха зонально, годовые изотермы в целом имеют субширотное простирание и соответствуют годовому распределению радиационного баланса.
В среднем за год самой теплой параллелью является 10 0 с.ш. с температурой 27 0 С – это термический экватор . Летом термический экватор смещается до 20 0 с.ш., зимой – приближается к экватору на 5 0 с.ш. Смещение термического экватора в СП объясняется тем, что в СП площадь суши, расположенная в низких широтах, больше по сравнению с ЮП, а она в течение года имеет более высокие температуры.
Тепло по земной поверхности распределено зонально-регионально. Помимо географической широты на распределение температур на Земле влияют: характер распределения суши и моря, рельеф, высота местности над уровнем моря, морские и воздушные течения.
Широтное распределение годовых изотерм нарушают теплые и холодные течения. В умеренных широтах СП западные берега, омываемые теплыми течениями, теплее восточных берегов, вдоль которых проходят холодные течения. Следовательно, изотермы у западных берегов изгибаются к полюсу, у восточных – к экватору.
Средняя годовая температура СП +15,2 0 С, а ЮП +13,2 0 С. минимальная температура в СП достигала –77 0 С (Оймякон) (абсолютный минимум СП) и –68 0 С (Верхоянск). В ЮП минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура –89,2 0 С (абсолютный минимум ЮП). Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде может опускаться до –93 0 С. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса, в Триполи +58 0 С, в Калифорнии, в Долине Смерти, отмечена температура +56,7 0 С.
О том насколько материки и океаны влияют на распределение температур, дают представление карты изономал (изономалы – линии, соединяющие точки с одинаковыми аномалиями температур). Аномалии представляют собой отклонения фактических температур от среднеширотных. Аномалии бывают положительные и отрицательные. Положительные аномалии наблюдаются летом над подогретыми материками. Над Азией температуры выше среднеширотных на 4 0 С. Зимой положительные аномалии располагаются над теплыми течениями (над теплым Северо-Атлантичеким течением у берегов Скандинавии температура выше нормы на 28 0 С). Отрицательные аномалии ярко выражены зимой над охлажденными материками и летом – над холодными течениями. Например, в Оймяконе зимой температура на 22 0 С ниже нормы.
На Земле выделяют следующие тепловые пояса (за границы тепловых поясов приняты изотермы):
1. Жаркий , ограничен в каждом полушарии годовой изотермой +20 0 С, проходящий вблизи 30 0 с. ш. и ю.ш.
2. Два умеренных пояса , которые в каждом полушарии лежат между годовой изотермой +20 0 С и +10 0 С самого теплого месяца (соответственно июля или января).
3. Два холодных пояса , граница проходит по изотерме 0 0 С самого теплого месяца. Иногда выделяют области вечного мороза , которые располагаются вокруг полюсов (Шубаев, 1977)
Таким образом:
1. Единственным источником тепла, имеющим практическое значение для хода экзогенных процессов в ГО, является Солнце. Тепло от Солнца поступает в мировое пространство в форме лучистой энергии, которая затем, поглощенная Землей, превращается в энергию тепловую.
2. Солнечный луч на своем пути подвергается многочисленным воздействиям (рассеяние, поглощение, отражение) со стороны различных элементов пронизываемой им среды и тех поверхностей, на которые он падает.
3. На распределение солнечной радиации влияют: расстояние между землей и Солнцем; угол падения солнечных лучей; форма Земли (предопределяет убывание интенсивности радиации от экватора к полюсам). В этом основная причина выделения тепловых поясов и, следовательно, причина существования климатических зон.
4. Влияние широты местности на распределение тепла, корректируется рядом факторов: рельеф; распределение суши и моря; влияние холодных и теплых морских течений; циркуляция атмосферы.
5. Распределение солнечной теплоты осложняется еще и тем, что на закономерности горизонтального (вдоль земной поверхности) распределения радиации и тепла накладываются закономерности и особенности вертикального распределения.
Суточные и годовые изменения температуры связаны с изменениями компонент теплового баланса, а также с теплом, переносимым течениями и вертикальным обменом вод. В ходе температуры на поверхности океанов и морей проявляются главным образом суточные и годовые колебания радиационной компоненты теплового баланса. Однако накопление и расходование тепла морем запаздывает относительно максимума и минимума температуры воздуха. Наивысшие температуры воды на поверхности наблюдаются после полудня, около 14-16 часов, а наинизшие -около 4-8 часов утра.[ ...]
Изменение запасов тепла в деятельном слое моря в течение суток сравнительно невелико, так как в дневные часы при повышении прихода тепла за счет радиации и теплообмена с атмосферой нагревание воды ослабляется потерей тепла на испарение, а ночью конденсация влаги на поверхности моря уменьшает охлаждение. Наконец, высокая теплоемкость воды способствует сглаживанию темпертуры при изменении запасов тепла в течение суток. Поэтому суточная амплитуда температуры на поверхности воды океанов и морей невелика и значительно меньше суточных амплитуд температуры воздуха
В среднем суточные колебания, т. е. разница между максимальными и минимальными значениями температуры воды на поверхности, не превышают 0,2-0,3° С, а в высоких широтах 0,1° С, т. е. температура воды остается почти постоянной. Наибольшие суточные колебания наблюдаются в тропиках, где в тихую погоду они достигают 1°С. Суточные колебания температуры летом больше, чем в зимние месяцы.
Годовой ход температуры воды на поверхности океанов и морей выражен более отчетливо, чем суточный. Сезонные изменения температуры в течение года тоже связаны с изменениями элементов теплового баланса. В годовом периоде наивысшие и наинизшие температуры поверхностных вод, подобно тому как это происходит в суточном ходе, наступают несколько позже моментов наступления максимальных и минимальных температур воздуха. В северном полушарии наиболее высокие температуры за год наблюдаются в августе, наинизшие - в феврале, в южном - наоборот.
Годовые колебания температуры поверхностных вод значительно превосходят суточные, так как в течение года (от месяца к месяцу) изменяется соотношение между приходом и расходом тепла. Годовые колебания зависят и от широты места, так как в течение года с широтой изменяются различия в нагревании и охлаждении поверхностных вод (табл. 12)
Суточные колебания температуры отмечаются до глубины 25- 30 м. В некоторых районах при наличии поверхностного однородного слоя они могут распространяться и на большие глубины (до 50 м). Годовые колебания могут прослеживаться до глубины 300- 400 м. Крайние значения температуры в течение года на глубине 200 м отмечаются на 3-3,5 месяца позднее, чем на поверхности. Ниже 500 м суточные и годовые колебания температуры почти отсутствуют. На основании 20 наблюдений в южной части Атлантического океана в 1943 г. было установлено, что средняя разность температуры на глубине 2000 м равна 0,06° С, а на 3000 м - 0,04° С. Колебания температуры воды от года к году зависят от изменений элементов теплового баланса, которые в значительной степени определяются многолетними климатическими колебаниями, связанными с изменениями солнечной активности и другими геофизическими явлениями.
Большое значение в многолетних и межгодовых колебаниях температуры имеют изменения интенсивности теплых и холодных течений и смещения их в пространстве. Межгодовые колебания температуры воды бывают наибольшими во фронтальных зонах океанов (см. стр. 164), а наименьшими в тропических и полярных областях. По мере удаления от тропиков к областям умеренных широт они увеличиваются.
Различие в тепловых условиях воды и суши очень велико . Колебания температуры на поверхности суши значительнее, чем на поверхности гидросферы. Вообще нагревание воды идет очень медленно, но зато медленно происходит и остывание; суши - наоборот. Почему же такая разница в условиях нагревания?
Во-первых, на суше нагревание испытывает только самый верхний слой земли близ поверхности. Дальше в глубину теплота может распространяться только путем теплопроводности, т. е. очень неглубоко.
В воде же солнечные лучи непосредственно проникают на большую глубину; видимые лучи, как мы знаем, до глубин 50-70 м и нагревают не только поверхностные, но и нижележащие слои.
Во-вторых, когда солнечные лучи нагревают воду, то часть воды испаряется, и при этом расходуется часть теплоты; нагреванию воды мешает и то, что солнечные лучи отражаются от зеркальной поверхности воды. Кроме того, волнение перемешивает воду и не дает нагреваться одному поверхностному слою, а полученное тепло распределяется на ряд слоев.
Но важнейшее значение имеют в тепловом различии суши и моря неодинаковая теплоемкость и конвекционные токи.
Теплоемкость (количество тепла, нужное для нагревания 1 г вещества на 1° воды или земли очень различна. Теплоемкость пресной воды при температуре 4° и нормальном давлении в 760 мм равна 1, теплоемкость же воды средней для океана солености 0,93, а теплоемкость горных пород, составляющих поверхность суши, колеблется от 0,2 до 0,6. Вследствие этого, чтобы нагреть воду на одинаковое число градусов, надо затратить много больше тепла. Процесс остывания обратен процессу нагревания, поэтому остывание воды тоже происходит медленно, и чтобы температура воды понизилась на 1°, надо у нее отнять гораздо больше тепла, чем у суши.
На процесс нагревания и остывания воды громадное влияние оказывают далее конвекционные токи, перемещающие частицы воды так, чтобы внизу располагались слои наибольшей плотности, а на поверхности - более легкие. В пресной воде наибольшая плотность бывает при 4°. Поэтому в озерах большой глубины температура на дне всегда близка к 4°. Что касается соленой воды, то ее температура наибольшей плотности различна в зависимости от количества соли, при этом иногда температура наибольшей плотности может быть ниже температуры земерзания.
Следовательно, в пресной воде при остывании до 4° вода делается все плотнее, и поверхностные более тяжелые слои погружаются, а из-под низа выступают более легкие. Только после того, как вся толща воды от поверхности до дна получила одинаковую температуру 4°, дальнейшее остывание распространяется лишь на поверхностные слои, которые и замерзают, тогда как в глубине температура остается равной 4°.
Если бы земной шар был весь покрыт морем или, наоборот , его поверхность представляла бы только сушу, то изотермы располагались бы параллельными кругами, и температура правильно убывала бы от экватора к полюсам.
До 45° широты материковый климат теплее морского, под 45° широты оба климата по общему количества тепла одинаковы, а в более высоких широтах, наоборот, морской климат теплее материкового. Такое распределение температуры будет понятно, если мы примем во внимание, что в низших широтах имеет наибольшее значение летнее нагревание, и потому перевес в температуре остается за сушей. В высших широтах средняя годовая температура местности зависит, главным образом, от остывания поверхности во время зимы, а оно, как мы знаем, происходит гораздо быстрее на суше, чем на воде. Теперь мы видим, какое огромное значение в климатическом отношении имеет то или иное распределение суши и моря; если бы мы имели все материки расположенными близ экватора, а моря - в полярных странах, то этим смягчался бы суровый климат севера, но на материках температура была бы очень высока.
На самом деле мы видим неправильное чередование моря и суши, при этом в некоторых местах материки расширяются, в других суживаются. Это вносит большое разнообразие в распределение годовых температур и обусловливает изгибы изотерм.
Рассматривая карту годовых изотерм, мы убеждаемся, что наиболее теплые места на земле находятся в северном полушарии, и что термический экватор смещен к северу от географического экватора. Самые теплые места лежат в Сахаре (температура выше 30°); подобные же центры нагревания находятся в Индостане и на севера Мексики.
Следовательно, северное полушарие в среднем за год теплее южного, а причина этого заключается в большем расширении материков в низких широтах северного полушария. То обстоятельство, что наиболее теплые страны расположены не на экваторе, а около тропика Рака, объясняется, кроме расширения материков, еще присутствием в этих широтах каменистых и песчаных пустынь, лишенных растительного покрова. На экваторе в летнее время выпадает много осадков, и облачность ослабляет нагревание поверхности земли. Кроме того, богатая растительность в свою очередь защищает поверхность земли от непосредственного нагревания, тогда как в пустынях поверхность нагревается и отдает путем лучеиспускания и теплопроводности свою теплоту нижним слоям воздуха.
Ярусность проявляется в вертикальном строении всех геосфер. На суше по характеру рельефа выделяют ярусы низменных равнин, низкогорный, среднегорный и высокогорный. Ярусность атмосферы проявляется в высотном изменении температур, влажности и давления воздушных масс. Не менее отчетлива ярусность Мирового океана, наблюдаемая в подразделении водной толщи в соответствии со свойствами слагающих ее водных масс. Она согласуется с условиями обитания гидробионтов, создавая известные батиметрические зоны водных бассейнов.
Глобальная асимметрия является следствием неравномерного распределения различных масс вещества и их разных состояний. Главная особенность строения земной поверхности - асимметрия в распределении материковых и океанических масс: суша концентрируется преимущественно в Северном полушарии, где она занимает 39%, в Южном полушарии на ее долю приходится всего 19 % (рис. 6.1). Асимметрия Северного и Южного полушарий в распределении материков и океанов проявляется в асимметричности типов земной коры, географических зон, высот и глубин (рис. 6.2). Среди других примеров асимметрии планеты С.В. Калесник называет: полярную асимметрию Земли, асимметрию фигуры Земли, планетарные распределения барического поля и систем ветров, температуры воздуха, воды, океаническую циркуляцию, асимметрию криогенных областей
5- Ветровые волны Трудно себе представить абсолютно спокойную гладь океана. Штиль - полное безветрие и отсутствие волн на его поверхности - большая редкость. Даже при тихой и ясной погоде на поверхности воды можно увидеть рябь. И эта рябь, и бушующие пенные валы рождены силой ветра. Чем сильнее дует ветер, тем выше волны и больше скорость их движения. Волны могут перемещаться на тысячи километров от того места, где они возникли. Волны способствуют перемешиванию морских вод, обогащению их кислородом. Наиболее высокие волны наблюдаются между 40° и 50° ю. ш., где дуют самые сильные ветры. Эти широты моряки называют штормовыми или ревущими широтами. Районы возникновения высоких волн расположены также у американских берегов вблизи Сан-Франциско и Огненной Земли. Штормовые волны разрушают береговые постройки.
Цунами Самые высокие и разрушительные волны цунами. Причина их возникновения - подводные землетрясения. В открытом океане цунами незаметны. У побережья длина волн сокращается, а высота растёт и может превышать 30 метров. Эти волны приносят бедствия жителям прибрежных территорий.
Океанические течения В океанах образуются мощные водные потоки - течения. Постоянные ветры вызывают поверхностные ветровые течения. Некоторые течения (компенсационные) возмещают убыль воды, двигаясь из районов её относительного избытка. Течение, температура воды которого выше температуры окружающих вод, называют тёплым, если ниже - холодным. Тёплые течения переносят более тёплые воды от экватора к полюсам, холодные - более холодные воды в противоположном направлении. Таким образом, течения перераспределяют тепло между широтами в океане и оказывают существенное влияние на климат прибрежных территорий, вдоль которых они несут свои воды. Одно из самых мощных океанических течений - Гольфстрим. Скорость этого течения достигает 10 километров в час, и оно перемещает 25 миллионов кубических метров л воды за каждую секунду. Приливы и отливы Ритмические поднятия и опускания уровня воды в океанах называют приливами и отливами. Причина их возникновения - действие силы притяжения Луны на земную поверхность. Два раза в сутки пода поднимается, покрывая часть суши, и два раза отступает, обнажая прибрежное дно. Энергию приливных волн люди научились использовать для получения электричества на приливных электростанциях.
Тече́ние (водоёмов) - перемещение водных масс в водоёмах (морях, озёрах, водохранилищах). Основными видами течений являются: сточные (иногда именуются стоковыми), ветровые, конвекционные.
Сточные течения связаны с поступлениями водных масс из притоков и выходом их через замыкающий створ. Та часть сточного течения, которая проходит без потерь через какой-либо участок водоёма, называется транзитным течением. Сточные течения имеют место при наличии продольного уклона, то есть они осуществляются под действием градиента гидростатического давления, поэтому их можно называть градиентными.
Ветровые течения
Ветровые течения формируются под влиянием ветра, при этом течения, направленные в сторону ветра и охватывающие нередко только поверхностные слои водоёма, именуются дрейфовыми. Обратные компенсационные течения, осуществляющиеся под влиянием перекоса водной поверхности (сгонно-нагонной денивеляции), также называются градиентными (или градиентными ветровыми); они чаще всего охватывают придонные слои водоёма. При наличии на одной вертикали дрейфового течения и градиентного противотечения говорят о смешанном течении. Течения, связанные с различием атмосферного давления в отдельных частях водоёма, также называются градиентными.
Конвекционные течения
Конвекционные течения вызываются плотностной неоднородностью водных масс. Если на значительных участках водоёма создаётся устойчивая плотностная неоднородность, приводящая к возникновению продольного градиента давления, то образуются устойчивые компенсационные течения, носящие характер градиентных. Вертикальная плотностная неоднородность приводит к вертикальной конвекции, осуществляющей перенос в виде отдельных порций (вихрей) более плотных объёмов воды вниз ко дну, более лёгких - вверх. Плотностная неоднородность может быть связана с термической неоднородностью водных масс и различием концентрации растворенных или взвешенных веществ (донные тяжёлые потоки).
Течения, наблюдаемые у берегов водоёмов, могут быть выделены под общим названием прибрежных и классифицированы на вдольбереговы́е, нормальные (к береговой линии) и комплексные, имеющие продольную и нормальную составляющие. Нормальная составляющая течения, направленного к берегу, всегда вызывает обратное нормальное противотечение. В формировании прибрежных течений существенную роль играют ветровые волны, трансформирующиеся и разрушающиеся при подходе к берегу и передающие при этом часть своей энергии течению.
Причины океанических течений Тем не менее на сегодняшний день известны следующие причины океанических течений: 1. Космическое воздействие. Это самый интересный и одновременно сложный для изучения процесс. В данном случае течение обуславливается вращением Земли, воздействием на атмосферу и гидрологическую систему планеты космических тел и т. д. Яркий пример - приливы. 2. Воздействие ветра. Циркуляция вод зависит от силы и направления воздушных масс. В редких случаях можно говорить о глубинных течениях. 3. Разность плотностей. Потоки образуются благодаря неравномерному распределению солености и температуры водных масс.
Атмосферное воздействие В мировой акватории такого рода влияние обуславливается давлением неоднородных масс. Вкупе с космическими аномалиями потоки воды в океанах и более маленьких бассейнах изменяют не только свое направление, но и мощность. Особенно это заметно в морях и проливах. Ярким примером может служить Гольфстрим. В начале своего пути он характеризуется повышенной скоростью.Во Флоридском проливе Гольфстрим разгоняется одновременно и противными, и попутными ветрами. Такое явление образует цикличное давление на слои бассейна, разгоняя поток. Отсюда в определенный период времени происходит значительный отток и приток большого количества воды. Чем слабее давление атмосферы, тем выше прилив. Когда уровень воды понижается, уклон Флоридского пролива становится меньше. Из-за этого значительно уменьшается скорость течения. Таким образом, можно сделать вывод, что повышенное давление снижает силу потока.
Воздействие ветра Связь между потоками воздуха и воды настолько крепка и одновременно проста, что ее тяжело не заметить даже невооруженным взглядом. Издавна мореплаватели умели рассчитывать подходящее океаническое течение. Это стало возможным благодаря работам ученого В. Франклина о Гольфстриме, датируемым 18 веком. Спустя несколько десятилетий А. Гумбольдт указал именно ветер в списке главных воздействующих на водные массы посторонних сил.С математической точки зрения теорию обосновал физик Цепприц в 1878 году. Он доказал, что в Мировом океане происходит постоянная передача поверхностного слоя воды на более глубинные уровни. При этом главной воздействующей на движение силой становится ветер. Скорость течения в этом случае убывает пропорционально глубине. Определяющим условием постоянной циркуляции вод является бесконечно долгое время действия ветра. Исключением считаются лишь пассатные потоки воздуха, которые обуславливают движение водных масс в экваториальной полосе Мирового океана посезонно
Разность плотностей Воздействие данного фактора на водную циркуляцию является важнейшей причиной течения в Мировом океане.. Неоднородность плотностей водных масс является результатом действия сразу нескольких факторов. Они всегда существовали в природе, представляя собой непрерывную гидрологическую систему планеты. Любое отклонение температуры воды влечет за собой изменение ее плотности. При этом всегда наблюдается обратно пропорциональная зависимость. Чем выше температура, тем ниже плотность. Также на разность физических показателей влияет агрегатное состояние воды. Замерзание или испарение увеличивает плотность, выпадение осадков – ее уменьшает. Воздействует на силу течения и соленость водных масс. Она зависит от таяния льдов, осадков и уровня испарения. По показателям плотности Мировой океан достаточно неравномерен. Это касается и поверхностных, и глубинных слоев акватории.
Касаемо океанических течений , то здесь их направления напрямую зависит от силы вращения земли, причем в Северном полушарии в направлении - на право, и в Южном наоборот, - налево. Из других факторов, которые могут влиять на течения в океане, это и очертания дна и берегов.
Значение - Формирование климата за счет переноса высоких и низких температур из экваториальной или в экваториальную зоны Земли.
Методы измерения
Роль осадков в географической оболочке Земли трудно переоценить. Процессы их образования и выпадения являются важнейшими звеньями в системе круговорота воды – могучего процесса, обеспечивающего распределение влаги на земной поверхности, существование рек, озёр, болот, подземных вод и все фазы их гидрологического режима. Благодаря переносу влажных воздушных масс атмосферной циркуляцией от мест их формирования (океан и моря) в глубину континентов человечество заселило и освоило большую часть земной поверхности, научившись использовать результаты природного влагообмена в атмосфере для своего жизнеобеспечения.
Сама по себе система влагообмена в географической оболочке является наряду с атмосферной циркуляцией и теплообменом важнейшим климатообразующим процессом на Земле, формируя её природные компоненты и в целом всю её крупнейшую геосистему – ландшафтную оболочку.
В настоящем пособии не ставилась задача рассмотреть механизм образования осадков – это выходит за рамки рассматриваемого материала. Необходимо сказать, что процесс выпадения осадков начинается тогда, когда размеры капель воды или кристалликов снега, находясь в облаке во взвешенном состоянии, достигают таких величин, при которых их масса становится больше удерживающей их в воздухе силы.
Принято различать следующие виды осадков:
1. Твёрдые осадки
Снег – ледяные или снежные кристаллы (снежинки), имеющие форму звёздочек или хлопьев (слипшихся между собой звёздочек).
Снежная крупа – непрозрачные сферические снежные крупинки белого или матово-белого цвета диаметром 2-5 мм.
Снежные зёрна – непрозрачные матово-белые палочки или крупинки диаметром менее 1 мм.
Ледяная крупа – ледяные прозрачные крупинки, в центре которых имеется непрозрачное ядро, диаметр крупинок до 3 мм.
Ледяной дождь – прозрачные ледяные шарики размером от 1 до 3 мм. Иногда внутри твёрдой оболочки находится незамёрзшая вода.
Град – кусочки льда различных форм и размеров. Градина состоит из непрозрачного ядра, окружённого тонкими чередующимися непрозрачными и прозрачными слоями льда. Размеры колеблются в широких пределах. Чаще всего их радиус составляет около 5 мм, но в отдельных случаях достигает нескольких сантиметров.
2. Жидкие осадки.
Дождь – состоит из капель диаметром от 0,5.
Морось – капельки диаметром 0,05 – 0,5 мм, находящиеся как бы во взвешенном состоянии, так что падение их практически невозможно.
3. Смешанные осадки.
Мокрый снег – осадки в виде тающего снега или смеси снега с дождём.
По характеру выпадения различают осадки обложные, ливневые и моросящие.
Обложные осадки выпадают обычно из облаков восходящего скольжения (слоисто-дождевых и высоко-слоистых, иногда из слоисто-кучевых), связанных с фронтами. Это осадки средней интенсивности, выпадают сразу на больших площадях (порядка сотен тысяч квадратных километров), способные непрерывно или с короткими интервалами продолжаться в течение нескольких часов и даже десятков часов. Для умеренных широт характерно в большинстве случаев выпадение обложных осадков.
Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых облаков, связанных своим образованием с конвекцией. Для них характерна внезапность начала и конца выпадения, большая интенсивность и небольшая продолжительность (иногда всего до нескольких минут). Их выпавшее количество сильно колеблется по площади – на расстоянии всего 1-2 км эта величина может отличаться на 50 мм и более. Этот вид осадков прежде всего характерен для низких тропических и экваториальных широт.
Моросящие осадки имеют внутримассовое происхождение и выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков, типичных для тёплых или местных устойчивых воздушных масс. Интенсивность их очень мала.
По синоптическим условиям образования различают следующие виды осадков.
Внутримассовые – образуются внутри однородных воздушных масс. Для устойчивой тёплой воздушной массы характерны осадки в виде мороси из слоистых облаков или слабого обложного дождя из плотных слоисто-кучевых облаков. В неустойчивой холодной воздушной массе выпадают осадки ливневого характера.
Фронтальные – связаны с прохождением фронтов. Для тёплого фонта типичны обложные осадки, для холодного – ливневые, но при этом при прохождении холодного фронта первого рода осадки, имеющие вначале ливневый характер, переходят в обложные. Осадки выпадают в том случае, когда по каким-либо причинам хотя бы часть капелек или кристаллов, составляющих облако, укрупняется. При достижении ими массы, при которой восходящие потоки в облаке не могут удерживать их во взвешенном состоянии, начинается их выпадение в виде осадков.
Скорость падения капель разного размера может быть определена по эмпирическим формулам. Для капель радиусом от 0,001 до 0,2 мм можно использовать формулу Стокса:
V = 1,26 · 10 6 · R 2, (8.1),
где V – скорость падения капель в см/с;
R – радиус капель в см.
Для более крупных капель (R>0,5мм), которые при падении испытывают большее сопротивление воздуха, формула имеет следующий вид:
V = 1344√R. (8.2)
Снежинки падают с меньшей скоростью, чем капли такой же массы, так как они имеют большую поверхность и поэтому испытывают большее сопротивление воздуха. Непосредственные измерения показали, что скорость падения снежинок лежит в пределах 0,1 – 1,0 см/сек.
Количество выпавших осадков определяется следующим образом. Если на горизонтальную поверхность выпал слой жидких осадков в 1 мм, то это значит, что на площади 1 га выпало 0,001м·10000 м 2 = 10м 3 воды.
Интенсивность осадков i обычно выражает количество осадков (слой осадков) h в мм, выпавших за 1 минуту.
i = h/t мм/мин (8.3)
Иногда интенсивность дождей выражается в литрах в секунду на 1 га (л/сек·га). Так, при выпадении дождя слоем в 1мм в течение 1 минуты на площади 1 га при общем объёме выпавших осадков 10 см 3 (см. выше) интенсивность его составит
i = 10·1000л/60сек = 167л/сек·га.
Если слой выпавших осадков составляет не 1 мм, а n мм, то i соответственно будет равно 167·n л/сек·га.
При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остаётся лежать на ней в виде снежного покрова.
Состояние снежного покрова характеризуется его плотностью, высотой и характером залегания.
Плотность снежного покрова d определяется как отношение массы некоторой пробы снега m в г к её объёму V в см 3 , т.е.
d = m/v (г/см 3) (8.4)
Пример Объём пробы снега составляет 1890 см 3 , а её вес 500 г. Определить плотность снега.
Решение : d = 500г/1890см 3 = 0,26 г/см 3
В типичные зимы плотность снега меняется от 0,01 г/см 3 до 0,7 г/см 3 , что обусловлено уплотнением снега в течение зимы под действием собственной тяжести, а также ветра и температуры воздуха.
Высота снежного покрова зависит от количества выпавшего снега и его плотности. Большое влияние оказывают также рельеф местности и ветер, переносящий снег с возвышенностей в более низкие места. В центре Европейской территории России средняя высота снежного покрова к концу зимы составляет 50-60 см.
Характер залегания снежного покрова. Характер залегания снежного покрова зависит от скорости ветра, плотности снега и рельефа местности. Сочетание этих факторов и создает неравномерность в залегании снежного покрова – образуются сугробы и открытие участки. Важной характеристикой снежного покрова является запас воды Z в нём, по которой рассчитывается объем воды, формирующий весеннее половодье в бассейне той или иной реки. Он определяется по высоте слоя воды, который может получиться после таяния снега при отсутствии стока, просачивания и испарения, и зависит от высоты h (см), и плотности снежного покрова d (г/см 3) и выражается формулой.
Z = 10·h·d. (8.5)
Пример . Определить запас воды в снежном покрове, если высота его 40 см, а плотность составляет 0,2 г/см 3 .
Решение : Z = 40·0,2·10 = 80 мм.
Суточный ход количества осадков очень сложен и в конкретных случаях не всегда обнаруживает более или менее чёткие закономерности. Тем не менее, понятна его подчинённость количеству и характеру облачности. С определённой степенью допущения можно выделить два типа суточного хода осадков: континентальный и морской (или береговой). В континентальном типе главный максимум отмечается после полудня и второй – более слабый – рано утром, что связано в первом случае с дневным возрастанием конвекции, во втором – с ночным образованием слоистых облаков. Летом главный максимум выражен резче, чем зимой, что объясняется годовым ходом конвекции. Главный максимум наблюдается после полуночи, вторичный минимум – перед полуднем.
В морском (береговом) типе наблюдается один максимум ночью или утром и один минимум – в послеполуденные часы. Это объясняется увеличением в морском воздухе ночью вертикального градиента температур, усиление вертикальной стратификации и соответственно интенсифицирует процесс образования облаков.
Годовой ход осадков зависит от климатических особенностей конкретного региона. Выделяют следующие типы:
1. Экваториальный тип с двумя максимумами и двумя минимумами располагается между 10° ю.ш. 10° с.ш. Максимальное количество осадков выпадает после весеннего и осеннего равноденствия (апрель и октябрь), когда солнце имеет наибольшие полуденные высоты, и создаются наиболее благоприятные условия для развития конвективной облачности. Минимальное количество осадков выпадает после летнего и зимнего солнцестояния (июль, январь), когда конвекция развита слабо.
2. Тропический тип располагается на широте между 10° и 30°. Для него характерен один дождливый период в течение четырёх летних месяцев. В остальные восемь месяцев осадки почти отсутствуют.
3. Субтропический тип, для которого характерно очень малое количество осадков в течение всего года, особенно летом. Это обусловлено субтропическими областями повышенного давления, где нисходящие воздушные потоки препятствуют развитию конвективной облачности.
4. Тип умеренных широт обусловлен развитой циклонической деятельностью, особенно зимой, когда циклоны приносят большое количество осадков, особенно в прибрежных зонах. В глубине континентов летом сильно развиты конвективные процессы, вызывающие обильные ливневые осадки. В зимний период, когда над континентами устанавливаются области повышенного давления, осадков выпадает мало.
При изучении географического распределения осадков на земном шаре выявляются следующие закономерности. Наибольшее количество осадков выпадает в экваториальной зоне, что объясняется наличием здесь большого количества водяного пара и высокой температурой воздуха. В среднем годовая сумма осадков здесь составляет 1000 – 2000 мм и более, а в отдельных регионах (острова Тихого океана и возвышенные берега материков) достигает 5000 – 6000 мм.
С увеличением широты количество осадков уменьшается и достигает минимума в субтропической зоне высокого давления, где среднегодовое количество осадков не превышает 250 мм. Поэтому здесь расположено большинство пустынь земного шара. Наиболее сухие области на земном шаре – пустыни в Чили и Перу, а также Сахара, где осадки могут не выпадать по несколько лет.
В умеренных широтах количество осадков снова увеличивается, причиной чего является активная циклоническая деятельность, с которой всегда связано образование фронтальной облачности, дающей осадки. Но распределение осадков в этих районах неравномерно: в прибрежных областях выпадает в среднем 750 – 1000 мм, а во внутренних частях материков 700 – 500 мм.
В высоких широтах количество осадков снова уменьшается за счёт снижения влагосодержания атмосферы и составляет в среднем не более 300 мм в год.
В горных местностях количество осадков увеличивается за счёт понижения температуры воздуха до точки росы при вынужденном его поднятии по склонам. Поэтому наибольшее количество осадков за год выпадает на южном склоне Гималаев, около индийского посёлка Черрапунджи – в среднем около 12700 мм, а в отдельные годы более 15000 мм. Рекордное количество осадков наблюдается также на Гавайских островах (около 12000 мм за год).
У западных берегов России годовая сумма осадков составляет 650 – 700 мм, а в центральных областях 500 – 600 мм. Далее на восток их количество уменьшается (в Калмыкии и южной части Заволжья до 120 – 125 мм в год).
Годовой ход температуры. Годовой ход температуры имеет два периода: летний - период нагревания почвы с потоком тепла от верхних горизонтов к нижним и зимний - период охлаждения почвы с потоком тепла от нижних слоев профиля к верхним. Амплитуды колебаний температуры почвы между этими периодами определяются условиями атмосферного климата и свойствами почв. В умеренных широтах максимум среднесуточной температуры почвы наблюдается обычно в июле - августе, а минимум - в январе - феврале. Летом самая высокая температура отмечается в верхних горизонтах, с глубиной она снижается. Зимой нижние слои профиля имеют более высокие температуры.[ ...]
Температура воздуха на Земле колеблется в диапазоне от -88,3 (ст. «Восток», Антарктида) до +58,7°С (Гарьян, Ливия). Температура поверхности песка или камня в пустыне может достигать 70°. Средняя годовая температура приземного слоя воздуха над континентами и океаном (исключая Антарктиду) - +15,7°С. Средняя расчетная температура самой биомассы суши принимается равной 17,5°. Большие колебания относятся к отдельным поясам и сезонам. Но если в области восточно-сибирского антициклона амплитуда сезонных изменений температуры достигает 100°С, то в зоне экваториальных дождевых лесов - всего 2-4°. Для повышения средней температуры атмосферы на 1° (без оттока тепла) достаточно было бы 0,2% годового бюджета солнечной радиации. Следовательно, термическое равновесие атмосферы поддерживается с большой точностью. В почве температурные колебания заметно сглажены: на глубине 25 см суточный ход температуры уже отсутствует. Еще более стабильна средняя температура гидросферы: 3,3°.[ ...]
КЛИМАТ ПОЧВЫ. Совокупность внутрипочвенных физических явлений с суточным и годовым их ходом, развивающаяся во взаимосвязи с (атмосферным) климатом, почвой, растительностью и производственной деятельностью человека. Основными элементами, определяющими характер К. П., являются температура и влажность почвы. Почвенная климатология изучает закономерности формирования и изменения К. П., влияние его на жизнь растений, почвы и сельскохозяйственное производство, пути его регулирования.[ ...]
Изменение температуры почвы в течение года называется годовым ходом. Обычно график годового хода строится по средним месячным температурам почвы. Годовой ход температуры поверхности почвы определяется в основном различным приходом солнечной радиации в течение года. Максимальные средние месячные температуры поверхности почвы в умеренных широтах северного полушария наблюдаются обычно в июле, когда приток тепла к почве наибольший, а минимальные - в январе - феврале.[ ...]
Суточные и годовые колебания температуры почвы вследствие теплопроводности передаются в более глубокие ее слои. Слой почвы, в котором наблюдается суточный и годовой ход температуры, называется активным слоем.[ ...]
На амплитуду годового хода температуры поверхности почвы влияют те же факторы, что и на амплитуду суточного хода, за исключением времени года. Амплитуда годового хода, в отличие от суточного, возрастает с увеличением широты.[ ...]
Законы Фурье достаточно хорошо подтверждаются наблюдениями. С различиями в годовом ходе температуры на разных глубинах связано распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны. Летом температура от поверхности почвы в глубину падает; зимой растет; весной она сначала растет, а потом убывает; осенью сначала убывает, а затем растет.[ ...]
И на этой «пылинке» - Земле существует особый, земной ритм прихода и расхода тепла, прихода света, слагающийся из годового (сезонного) и суточного (дневного и ночного) ритмов. Последние имеют, четкую и многообразную выраженность. С суточными и сезонными ритмами изменений тепла и света находятся в прямой зависимости изменения температуры грунтов, почв, водных бассейнов, воздуха и всех предметов на 1 , поверхности Земли, а также изменения абсолютной и относительной влажности, ход развития растительности и [ ...]
Покажем, как возникает зависимость слоя испарения от уровня водоема и от влагозапасов речного бассейна. Для этого рассмотрим задачу о годовом и суточном ходе температуры воздуха в пограничном слое атмосферы с учетом тепловых процессов в подстилающей поверхности (суша и вода). Подчеркнем, что первые работы по теории суточного хода температуры воздуха были выполнены В. Шмидтом и Дж. Тейлором свыше 70 лет тому назад. Большую роль в исследовании аналогичных задач сыграли работы академика A.A. Дородницына, который впервые наряду с уравнением теплового баланса атмосферы учел известную зависимость коэффициента турбулентности от высоты приземного слоя атмосферы. Характерно, что на конкретном примере (данные наблюдения в г. Павловске) удалось добиться хорошего согласия между рассчитанным и наблюденным суточным ходом температуры воздуха и поверхности почвы. Упомянутые результаты стали классическими и вошли в учебники по физике атмосферы [Матвеев, 1976].[ ...]
Несовпадение фазы периодических с характером непериодических изменений обуславливает наиболее резкие изменения погоды. Например, весной постепенно увеличивается приход солнечной радиации, с каждым днем все больше прогреваются почва и воздух - происходит периодическое изменение погоды, обусловленное годовым вращением Земли. Но если с утра в данный район вторгается арктический воздух, то температура начинает резко снижаться и в полдень может стать даже холоднее, чем было в прошлую ночь. Следовательно, нормальный суточный ход температуры воздуха нарушится. В последующие дни может стать еще холоднее - нарушится и ее годовой ход. Подобные похолодания весной и летом, а также оттепели зимой - нередкое явление в умеренном климате. Следовательно, погода зависит не только от времени суток и года, но в значительной степени также от свойств воздушных масс, движущихся или удерживающихся над данным районом.
В суточном ходе на суше обнаруживается два максимума – ранним утром и после полудня. Утром понижение температуры увеличивает относительную влажность, появляются слоистые облака. После полудня в связи с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летний дневной максимум сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака, максимум облачности приходится на утренние и ночные часы. Над океаном суточный ход облачности обратен её ходу над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум – на день (над водной поверхностью конвекция сильнее развивается ночью).
Годовой ход облачности очень разнообразен. В низких широтах облачность в течение года существенно не изменяется. Над континентами максимальное развитие облаков приходится на лето. Летний максимум облачности отмечается в области развития муссонов, а также над океаном в высоких широтах. Зональность в распределении облаков лучше выражена над океанами и в меньшей мере на суше. Минимумы облачности к 30º с. и ю.ш., и на полюсах, они связаны с областями опускания воздуха.
31 Дымка, туман, мгла. Условия образования туманов
Ды́мка (также возду́шная или атмосфе́рная ды́мка ) - равномерная световая вуаль, возрастающая по мере удаления от наблюдателя и заволакивающая части ландшафта.
Тума́н - атмосферное явление, скопление воды в воздухе, образованное мельчайшими частичками водяного пара (при температуре воздуха выше −10° - капельки воды, при −10..−15° - смесь капелек воды и кристалликов льда, при температуре ниже −15° - кристаллики льда, сверкающие в солнечных лучах или в свете луны и фонарей).
Мгла - атмосферное явление, помутнение воздуха в виде сероватой, белёсой или желтоватой пелены вследствие скопления в воздухе большого количества мелких или твёрдых частиц пыли или дыма.
Туман возникает в том случае, когда у земной поверхности создаются благоприятные условия для конденсации водяного пара. Нужные для этого ядра конденсации существуют в воздухе всегда.
Охлаждение воздуха у земной поверхности происходит при разных условиях. Во-первых, при перемещении воздуха с более теплой подстилающей поверхности на более холодную. Туманы, которые при этом возникают, называются адвективными. Во-вторых, при радиационном охлаждении подстилающей поверхности. Воздух в этом случае охлаждается главным образом от земной поверхности. Возникающие при этом туманы называют радиационными. В-третьих, при влиянии обоих факторов. Туманы, возникающие в этом случае, называют адвективно-радиационными.
Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, перемещающихся над более холодной поверхностью, т. е. при перемещении воздушных масс из низких широт в высокие или зимой с теплого моря на холодную сушу, летом с теплой суши на холодное море, а также с теплых участков морской поверхности на холодные (например, у Ньюфаундленда при переносе воздуха из области Гольфстрима в область Лабрадорского течения).
32 Осадки. Образование осадков, конденсация и коагуляция
Атмосферная влага, падающая на землю в виде дождя, снега.
Коагуляция (от лат. coagulatio - свертывание, сгущение), также флокуляция (от лат. flocculi - клочья, хлопья) - физико-химический процесс слипания мелких частиц дисперсных систем в более крупные под влиянием сил сцепления с образованием коагуляционных структур.
33 Виды осадков
Атмосферные осадки – это содержащаяся влага в облаках, которая выпадает на Землю в разных видах: снег, дождь, град и т. д.
34 Суточный и годовой ход осадков
В зависимости от характера облачности и режима выпадения осадков различают два типа их суточного хода: континентальный и морской. Континентальному типу свойственны два максимума: основной – в послеполуденные часы из конвективных кучево-дождевых, а на экваторе и из кучевых облаков и незначительный – рано утром из слоистых облаков, между ними минимумы: ночью и перед полуднем. В морском (береговом) типе один максимум осадков ночью (вследствие неустойчивой стратификации воздуха и конвекции) и один минимум – днем. Эти типы суточного хода осадков весь год наблюдаются в жарком поясе, а в умеренных поясах возможны лишь летом.
Годовой ход осадков, т. е. изменение их по месяцам в течение года, в разных местах Земли весьма различен. Это зависит от многих факторов: радиационного режима, общей циркуляции атмосферы, конкретной физико-географической обстановки и др. Можно наметить несколько основных типов годового хода осадков и выразить их в виде столбиковых диаграмм (рис. 47).
35 Географическое распределение осадков
Распределение осадков по земной поверхности зависит от совокупного действия ряда причин: температуры воздуха, испарения, абсолютной и относительной влажности воздуха, облачности, водности облаков, атмосферного давления, господствующих ветров и др. Наряду с этими зональными факторами в распределении осадков весьма существенны и незональные условия", распределение суши и моря, их размеры и орографические особенности материков.
36 Снежный покров, его изменение и климатическое значение. Метель
Снежный покров - продукт атмосферных процессов и, следовательно, климата, но в то же время он сам влияет на климат, как и на другие составляющие географического ландшафта. Температура на поверхности снежного покрова ниже, чем на поверхности почвы, не покрытой снегом, так как снег обладает исключительно высоким альбедо (80–90%). В то же время шероховатая поверхность снега сильно излучает. Малая теплопроводность снега приводит к тому, что потеря тепла с поверхности снежного покрова не покрывается притоком тепла из более глубоких его слоев и из почвы. Поэтому почва, покрытая снегом, сохраняет зимой достаточно высокую температуру. На этом основано и озимое земледелие: снежный покров предохраняет всходы от вымерзания.
По наблюдениям в Павловске, поверхность почвы под снегом в январе в среднем на 15° теплее, а за зиму на 5–7° теплее, чем поверхность почвы, искусственно обнаженная от снега. Даже на глубине в несколько десятков сантиметров почва под снегом теплее, чем обнаженная почва.
Чем тоньше снежный покров зимой, тем сильнее промерзание почвы при прочих равных условиях. В Восточной Сибири и Забайкалье снежный покров очень невелик (в Забайкалье менее 20 см) вследствие господствующего там зимой режима высокого атмосферного давления, и темпе-ратура на поверхности снега зимой очень низкая. Поэтому в г. Иркутске, например, почва промерзает под снегом в среднем до глубины 177 см. В то же время в лесах московской области почва под снегом обычно не промерзает вовсе.
Снежный покров охлаждает воздух. Над ним образуются значительные приземные радиационные инверсии температуры. Весной при таянии снежного покрова приток тепла идет на таяние снега, и температура воздуха остается близкой к нулю до тех пор, пока снег не стает. В теплом воздухе, перемещающемся над тающим снежным покровом, могут возникать так называемые весенние инверсии температуры.
Запасы воды, накапливаемые за зиму в снежном покрове, примерно на 50% обеспечивают питание рек России. С весенним таянием снега связаны половодья на ее равнинных реках.
Высота половодья зависит не только от накопленных за зиму запасов снега, но и от быстроты его таяния и от свойств поверхности почвы. Особенно высоки половодья, если снег осенью выпадает на замерзшую почву: весной талые воды вследствие этого не впитываются в почву, а стекают.
37 Электричество облаков и осадков. Гроза
4. Электричество облаков и осадков.
Капли облаков и туманов, как и твердые элементы в них, чаще бывают электрически заряженными, чем нейтральными. В основном в туманах капли несут заряды одного знака, но примерно в 25% случаев они заряжены разноименно. Средний заряд капель в туманах имеет порядок от десятков до тысяч элементарных зарядов (элементарным зарядом называют заряд электрона). К условиям в туманах, по-видимому, близки и условия в мелкокапельных облаках, не дающих осадков.
Причины электризации элементов облаков и осадков, а также разделения зарядов обоих знаков в облаках недостаточно ясны. Существует много различных теорий. Указывают такие причины, как захват ионов каплями и кристаллами, особенно при выпадении осадков; столкновение крупных и мелких капель; дробление (разбрызгивание) капель; сублимация, дробление и испарение кристаллов; замерзание переохлажденных капель на кристаллах и др.
Типичное развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, а именно с многократными электрическими разрядами в облаках или между облаками и землей. Такие разряды искрового характера называют молниями, асопровождающие их звуки – громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра – шквалами , называется грозой.
По происхождению грозы делятся на внутримассовые и фронтальные.
Внутримассовые грозы наблюдаются в холодных воздушных массах, перемещающихся на теплую земную поверхность, и над прогретой сушей летом (местные, или тепловые грозы). В обоих случаях развитие грозы связано с мощным развитием облаков конвекции, а следовательно, с сильной неустойчивостью стратификации атмосферы и с сильными вертикальными перемещениями воздуха.
Фронтальные грозы связаны главным образом с холодными фронтами, где теплый воздух вытесняется вверх продвигающимся вперед холодным воздухом. Но летом над сушей они нередко связаны и с теплыми фронтами. Континентальный теплый воздух, поднимающийся летом над поверхностью теплого фронта, может оказаться очень неустойчиво стратифицированным, а потому над поверхностью фронта может возникнуть сильная конвекция.
38 Наземные гидрометеоры (роса иней изморозь жидкий и твердый налет гололед)
Это осадки в виде капелек, кристаллов или аморфных на вид атмосферных отложений льда, возникающие на земной поверхности и на поверхности наземных предметов путем конденсации или кристаллизации на них водяного пара. Это роса, жидкий налет, иней, твердый налет, изморось. Сюда же относят гололед.
Росой называются мельчайшие капли воды, образовавшиеся в процессе конденсации на земной поверхности
Жидким налетом называется пленка воды, возникающая на холодных, преимущественно вертикальных, поверхностях в пасмурную и ветреную погоду.
Инеем называют ледяные кристаллы различной формы, длиной порядка нескольких миллиметров
Твердый налет возникает на вертикальных поверхностях, особенно каменных (стены, цоколи зданий), с наветренной стороны при таких же условиях, как жидкий налет, но при температурах ниже нуля.
Изморозью называют рыхлые белые кристаллы, нарастающие на ветвях деревьев, на хвое, проводах, проволочных изгородях и других тонких предметах (рисунок 44).
Гололед (устаревший синоним - ожеледь) - нарастающие атмосферные осадки в виде слоя плотного стекловидного льда (гладкого или слегка бугристого), образующегося на растениях, проводах, предметах
39 Атмосферное давление, единицы измерения. Плотность воздуха
Атмосфе́рное давле́ние - давление атмосферы, действующее на все находящиеся в ней предметы и на земную поверхность, равное модулю силы, действующей в атмосфере на единицу площади поверхности по нормали к ней . Давление - величина скалярная, имеющая размерность L −1 MT −2 , измеряется барометром.
Единицей измерения в Международной системе единиц (СИ) является паскаль (русское обозначение: Па; международное: Pa). Кроме того, в Российской Федерации в качестве внесистемных единиц давления допущены к использованию бар, миллиметр ртутного столба, миллиметр водяного столба, метр водяного столба, килограмм-сила на квадратный сантиметр и атмосфера техническая . Атмосферное давление, равное давлению столба ртути высотой 760 мм при температуре 0 °C, называется нормальным атмосферным давлением (101 325 Па) .
Пло́тность во́здуха - масса газа атмосферы Земли на единицу объема или удельная масса воздуха при естественных условиях.
40 Методы и средства измерения атмосферного давления
Барограф - прибор, используемый для непрерывной регистрации давления воздуха. Он состоит из колонки анероидных коробок, соединенного со стрелкой самозаписувача (рис. 2.6).
41Уравнение состояния сухого воздуха
Состояние каждого из атмосферных газов характеризуется значениями трех величин: температуры, давления и плотности (или удельного объема). Эти величины всегда связаны между собой некоторым уравнением, которое носит название уравнения состояния газа.
При условиях, наблюдающихся в атмосфере, основные газы, входящие в состав воздуха, ведут себя практически как идеальные газы. Поэтому уравнение состояния какого-либо газа имеет вид уравнения состояния идеального газа:
Где p i - парциальное давление; Т - температура; V i - удельный объем; R i - удельная газовая постоянная i-гo газа; п - число газов, составляющих механическую смесь.
42 Уравнение статики атмосферы
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 ρ – плотность воздуха на данной высоте z , а g – ускорение силы тяжести, то
– dp = ρgdz
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:
43 Барометрическая формула и физический смысл атмосферного давления
Барометрическая формула - зависимость давления или плотности газа от высоты в поле силы тяжести в стационарных условиях.
Для идеального газа, имеющего постоянную температуру T {\displaystyle T} и находящегося в однородном поле тяжести (во всех точках его объёма ускорение свободного падения g {\displaystyle g} одинаково), барометрическая формула имеет следующий вид:
