МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ УКРАЇНИ.
Сибірський державний аерокосмічний університет ІМЕНІ АКАДЕМІКА М.Ф. Решетньова.
Кафедра фізики.
Реферат
з дисципліни "Фізика"
На тему:
«Основи фізики атмосфери. Термодинамічні процеси в сухому і вологому повітрі. Термодинамічні процеси фазових переходів. Рівняння Клаузіуса-Клапейрона. Рівняння переносу водяної пари в атмосфері. Фізичні процеси утворення хмар Динамічні процеси а атмосфері »
Виконав: студент 2-го курсу
групи ІУТ-61
Нечаєв О. С.
Перевірив:
Барінов Г. І.
Красноярськ 2007
Основи фізики атмосфери
Рівняння стану
Основною діючою на атмосферу зовнішнім чинником є Сонце. Під впливом сонячного випромінювання відбуваються різноманітні процеси перенесення енергії, тепла і речовини між різними областями атмосфери та іншими геосферами. Атмосфера, в основному, заповнена повітрям і зразковий молекулярний вагу повітря, як добре відомо, дорівнює 29, що дещо більше молекулярного ваги основної компоненти повітря - азоту N2, рівного 28. Невелике перевищення молекулярного ваги повітря над молекулярною вагою азоту пов'язано з тим, що наступна за обсягом компонента - кисень О2 має більшу молекулярну вагу - 32.
Рівняння стану повітря з великою точністю описується рівнянням стану ідеального газу:
де обсяг V, маса повітря m, молекулярна маса μ вимірюються в звичайних одиницях системи СІ, R - Універсальна газова стала. Тиск Р традиційно вимірюється в барах, причому, бар виражається наступним чином через стандартні одиниці Н (ньютон) і Па (одиниця тиску паскаль дорівнює силі в ньютонах, поділеній на площу в м 2):
Часто використовується одиниця тиску атм (атмосфера), що дорівнює 1 кг / см 2 і близька до одного бару.
Тут доцільно нагадати деякі корисні для подальшого цифри. Часто виділяють так звані «нормальні умови»:
Вони являють собою деякі типові, «нормальні» значення атмосферного тиску і температури 0 ° С, тобто приблизно 273 К. При цьому обсяг одного моля ідеального газу складає 2,24 • 10 -2 м 3, або 22,4 літра.
Найчастіше у фізиці атмосфери використовується інша форма запису рівняння стану, що містить щільність повітря р. Рівняння випливає з (13.1), якщо поділити на обсяг праву частину. Нерідко використовується не універсальна газова стала R, а газова стала для повітря R a, нормована на молекулярний вагу повітря μ:
де
Звідси щільність повітря при нормальних умовах дорівнює
Одним із найважливіших чинників, що визначають поведінку атмосфери, є водяна пара - відомий усім газ Н2О з молекулярною масою 18. Він присутній у порівняно невеликих кількостях у атмосфері, але на відміну від інших компонентів повітря з водяною парою при типових атмосферних температурах відбуваються фазові переходи з виділенням та поглинанням тепла, тому його роль дуже значна. Рівняння стану повітря при обліку водяної пари змінюється.
Напишемо окремо рівняння стану для сухого повітря з парціальним тиском Р а і рівняння стану для водяної пари, де е позначає так звану пружність водяної пари, або парціальний тиск водяної пари:
Тут введена газова стала для водяної пари R w = = R / p w. Рівняння стану для суміші сухого повітря і водяної пари буде дещо відрізнятися від рівняння стану для сухого повітря. Сумарна щільність суміші р дорівнює щільності сухого повітря р а плюс щільність води p w:
Враховуючи, що
отримаємо вираз для щільності:
де щільності повітря і водяної пари виражені через відповідні рівняння стану, при цьому парціальний тиск сухого повітря замінено на різницю тисків вологого повітря (суміші) і пари, оскільки тиск парів плюс тиск сухого повітря є сумарний тиск суміші. Після тотожних перетворень отримаємо формулу
Оскільки парціальний тиск водяної пари, як правило, не перевищує 30-50 мбар, воно мало в порівнянні з тиском
повітря (~ 1 бар). Враховуючи малість відносини - <З 1, можна переписати рівняння стан вологого повітря у вигляді
Порівнюючи (13.2) і (13.3), неважко бачити, що присутність водяної пари дає лише невелику поправку до рівняння стану, яку можна інтерпретувати як зрушення температури. Іноді вводиться так звана віртуальна температура, тобто для повітря з водяною парою можна замінити рівняння стану (13.3) співвідношенням виду (13.2) з іншого - віртуальної температурою. Іншими словами, це температура сухого повітря, що має такий же тиск як вологе повітря. Віртуальна температура буде трохи більше, тому що молекулярна вага пара менше. Якщо відбувається додавання пара з заміщенням молекул повітря, то суміш стає легше і щільність падає. А для того щоб сухе повітря мав таку ж щільність, потрібно підняти його температуру, тоді його щільність зменшиться. Як згадувалося вище, тиск водяної пари невелика, тому в ряді завдань без фазових переходів впливом водяної пари на рівняння стану можна знехтувати.
Перехід фазовий (Ф.П.) - Термодинамічний процес переходу речовини з однієї фази в іншу;
першого роду - фазовий перехід, при якому зазнають скачки перші похідні від хімічного потенціалу (S і V);
другого роду - фазовий перехід, при якому перші похідні від хімічного потенціалу неперервні, але зазнають скачки його другі похідні (c P,
, 
T);
монотропний - односторонній Ф.П., при якому перехід від високотемпературної модифікації до низькотемпературної неможливий, тоді як зворотний процес здійснюється і протікає тим швидше, чим вище температура;
енантіотропний - взаємні перетворення двох кристалічних модифікацій, які можуть мимовільно протікати як у прямому так і в зворотному напрямках залежно від умов.
Правило фаз Гіббса - в рівноважної термодинамічної системи, на яку з зовнішніх факторів впливають тільки 2 фактори - температура і тиск (відповідають складові "2" в ур-ванні), число ступенів свободи (C) дорівнює кількості незалежних компонентів (K) мінус число фаз (Ф) плюс два: С = К - Ф + 2. Якщо Ф = 0, система інваріантна, Ф = 1 - моноваріантна, Ф = 2 - біваріантна і т.д.
Рівняння Клапейрона-Клаузіуса для фазових перетворень
рівновагу "кристал"
рідина ": 
рівновагу "рідина" пар ": 
,
якщо насичений пар підпорядковується ур-нію стану ідеального газу, то
при випаровуванні
; 
, При сублімації 
; 
.
В інтегральному вигляді
Термодинамічні процеси в атмосфері
В атмосфері відбуваються різні термодинамічні процеси, зокрема, ізотермічні, адіабатичні й інші знайомі з курсу молекулярної фізики процеси. В основному атмосфера неізотермічній, наприклад, в тропосфері температура змінюється з висотою досить сильно, приблизно на 6,5 ° С на км. Але в областях тропопаузи, стратопауза, мезопаузи в деяких діапазонах висот її наближено можна вважати изотермичности.
Як відомо, розподіл тиску і щільності в ізотермічної атмосфері визначається формулою Больцмана. Різниця тисків у шаруватої і статичною атмосфері обумовлена вагою виділеного обсягу повітря:
Вісь z спрямована вгору. Якщо замінити р виразом, отриманим з рівняння стану (13.2), то отримаємо рівняння
звідки після інтегрування слід формула Больцмана
де
- Так звана висота однорідної атмосфери.
Відповідно до формули Больцмана тиск з висотою змінюється експоненціально, причому Н визначає масштаб спадання тиску по висоті, тобто на висоті Н тиск падає в е раз. Формула для щільності буде аналогічною, тому що при постійній температурі щільність пропорційна тиску. Висоту однорідної атмосфери можна виразити і через масу т однієї молекули:
Чисельна оцінка дає величину близько 8 км:
Зауважимо, що вже на висотах у декілька кілометрів спадання тиску і щільності повітря значно, наприклад, на висоті 2,5 км щільність складає 70% від щільності на рівні моря. Однак, як правило, в атмосфері відбуваються помітні зміни температури із збільшенням висоти, і наближення
ізотермічної атмосфери явно не застосовується. Більш підходящим наближенням при розгляді переміщення часток повітря є адіабатичне наближення. При такому аналізі зазвичай виділяється мала частка, що є «фізично нескінченно малий» обсяг, але досить велика, в тому сенсі, що вона містить багато молекул. Іншими словами, передбачається, що частка досить велика в порівнянні з масштабами мікроструктури середовища і досить мала в порівнянні із зовнішніми характерними масштабами завдання. Оскільки повітря - поганий провідник тепла і його теплопровідність низька, можна вважати, що в міру переміщення цієї частки з потоком інших частинок, з вітром, вона слабо обмінюється енергією з навколишнім середовищем, тобто можна використовувати адіабатичне наближення. Така найпростіша модель, тим не менш, відображає основний фізичне явище і пояснює багато процесів в атмосфері.
Розглянемо адіабатичний процес в атмосфері. Перший початок термодинаміки має вигляд
Тут прирощення тепла δ Q одно збільшенню внутрішньої енергії dU = C V dT плюс робота ЗА = P dV. Відзначимо, що в загальному випадку тільки приріст внутрішньої енергії dU є повним диференціалом. Для частки, яка буде переміщатися, не змінюючи своєї енергії, можна написати δ Q = О, тобто приплив тепла дорівнює нулю, взаємодія з навколишнім середовищем відсутній або, принаймні, дуже малий за час цього переміщення. Якщо ми хочемо одержати залежність Р (Т), треба перейти від диференціала dV до диференціалу dP. Це нескладно зробити, використовуючи рівняння стану ідеального газу. Диференціюючи логарифм співвідношення (13.1), отримаємо
Після інтеграції виходить зв'язок
Це так зване тотожність Майера. Далі, використовуючи тотожність Майера, замінюємо диференціал dV на dP в (13.5) і отримуємо
рівняння адіабатичного процесу:
Звідси відношення температур дорівнює відношенню тисків в ступені R / Cp. Універсальна газова стала дорівнює, як відомо, різниці теплоємностей
Тоді, замінюючи R на різницю Ср - З v, отримаємо для адіабатичного процесу формулу
в якій відношення температур є відношення тисків в ступені 1 - 1 / y де y = Ср / С v. Повітря при нормальних умовах складається в основному з молекул N2 і О2. У таких двохатомних молекул при типових атмосферних температурах коливальні ступені свободи не порушуються, тому вони мають 5 ступенів свободи і молярну теплоємність при постійному об'ємі Су = 5 / 2 R, а молярну теплоємність при постійному тиску Ср = 7 / 2 R, тоді y = 7 / 5.
При адіабатичному підйомі, природно, буде відбуватися охолодження частинок повітря. Тиск у частці змінюється так само, як і тиск зовнішнього середовища. Частка - це умовний елемент обсягу, в якому досить багато молекул, і в міру переміщення повітря тиск у частці весь час дорівнює тиску середовища. Але в міру підйому буде відбуватися зміна температури частинки, і цей градієнт температури, отриманий в адіабатичному наближенні, називають адіабатичним градієнтом температури. Рівняння адіабатичного процесу (13.6) пов'язує, замінюючи приріст тиску через гідростатичний рівність (13.4), отримаємо рівняння для температури при такому адіабатичному підйомі:
Адіабатичний градієнт температури по висоті негативний і являє собою відношення прискорення вільного падіння g до питомої теплоємності повітря при постійному
тиску
.
Отримане чисельне значення градієнта більше, ніж у реальній атмосфері (≈ 6-6,5 К). Завищення величини температурного градієнта пов'язано з точністю адіабатичного наближення, але, головне, тут не враховано, що при конденсації водяної пари буде виділятися тепло і піднімається частка буде охолоджуватися слабкіше, тобто розглянуте тут охолодження сильніше, ніж у реальній атмосфері.
Підставляючи сюди гідростатичний співвідношення для збільшення тиску (13.4), отримаємо
і далі аналогічно (13.7)
Розглянуті вище процеси відносяться до сухоадіабатіческім процесам. Назва сухоадіабатіческій процес не означає, що повітря сухий, він може містити і водяна пара, але його рівняння близько до рівняння стану сухого повітря, поки не відбувається виділення прихованої теплоти конденсації. Під влажноадіабатіческом процесі відбувається виділення прихованої теплоти. З виділенням такої теплоти ситуація істотно змінюється. У першому початку термодинаміки для влажноадіаба-тичного процесу буде фігурувати прихована теплота δ Q, віднесена до маси, яка пропорційна добутку відносного змісту dq (q - Безрозмірна величина) вологи в повітрі і питомої теплоти пароутворення L. Тому виділення тепла (зі знаком «мінус», оскільки при dq > 0 тепло йде з системи) визначається співвідношенням.
Отже, dT / dz - дорівнює сухоадіабатіческому градієнту мінус добавка, до якої входить зміна відносного вмісту пари в повітрі. Похідну dq / dz - зручно переписати через похідну по температурі:
Звідси для волого-адіабатичного градієнта отримуємо формулу
Добавок до одиниці в знаменнику являє собою позитивну величину, оскільки відносна щільність q з температурою зростає. Виходить, що влажноадіабатіческій градієнт y s дорівнює сухоадіабатіческому градієнту y a, поділеній на величину, більшу 1, тобто він менше сухоадіабатіческого градієнта:
В якості ілюстрації адіабатичних процесів розглянемо адіабатичний підйом і подальше опускання частинок повітря, наприклад, при обтіканні височин і гір (мал. 13.1, а). На рис. 13.1, б зображена діаграма адіабатичних процесів, що ілюструє зміну температури
з висотою. При переміщення частинки вгору з точки О (з температурою T 0 на висоті z = 0) температура лінійно спадає. Коли температура зменшується до температури конденсації Т с, на висоті конденсації z c утворюється хмара. Далі відбувається випадання опадів з цієї хмари і виділення прихованої теплоти конденсації, що зменшує охолодження повітря. Тому у влажноадіабатіческого процесу (між точками З і A) нахил - менше, ніж у сухоадіабатіческого.
Після того як випадуть всі опади, повітря стає сухим, і далі відбувається спуск у долину (між точками Л і В). З діаграми нескладно зрозуміти, що якщо стартувати з температури Tq, то завершується процес з іншого температурою Т в, яка завжди більше T 0. Подібне випадання опадів у горах і підвищення температури повітряного потоку досить часто спостерігається в природі і добре ілюструє сухо-і влажноадіабатіческіе процеси. Якщо опади залишаються на горі, то в долину спускається сухий і тепле повітря. Такий вітер називається фен.
Стійкість атмосфери
Термодинамічну стійкість атмосфери також можна розглянути в рамках адіабатичного наближення. Стійкість атмосфери залежить від вертикального профілю температури. Припустимо, що в нерухомому шарі атмосфери температура лінійно зменшується з висотою Δz, наприклад, як це відбувається в тропосфері. Градієнт температури даного шару характеризується параметром β:
Тоді різниця температур частинки і навколишнього середовища буде дорівнює:
Нехай мала частка повітря піднімається адіабатично на висоту Δz, при цьому її температура буде змінюватися відповідно до адіабатичним градієнтом у а:
Враховуючи, що тиск у частці дорівнює тиску навколишнього повітря, зміна щільності відповідно до рівняння стану (13.2) визначається різницею температур:
Звідси знак варіації щільності визначається різницею адіабатичного градієнта й існуючого в шарі градієнта температури:
Тому при y а <β частка стає менш щільною, ніж навколишнє повітря (Δ р <0), і виникає виштовхуюча сила плавучості (Архімедова сила), спрямована вгору. У цьому випадку атмосфера перебуває у нестійкому стані,
оскільки будь-яка зміститься вгору частка буде продовжувати цей рух. При y а> β частка стає більш щільною, ніж навколишнє повітря (Δ р> 0), і спрямована вниз Архімедова сила повертає частку назад у вихідне положення. Це випадок стійкої рівноваги атмосфери. Особливо стійкі стану атмосфери спостерігаються в так званих шарах інверсії, коли β <0 і температура зростає з висотою. Температурні інверсії гасять вертикальні рухи і конвекційні потоки, пригнічують перемішування повітря. Такі інверсійні шари можуть існувати досить тривалий час і чинити негативний вплив на стан і екологію атмосфери, особливо в містах, оскільки призводять до накопичення забруднень.
Сибірський державний аерокосмічний університет ІМЕНІ АКАДЕМІКА М.Ф. Решетньова.
Кафедра фізики.
Реферат
з дисципліни "Фізика"
На тему:
«Основи фізики атмосфери. Термодинамічні процеси в сухому і вологому повітрі. Термодинамічні процеси фазових переходів. Рівняння Клаузіуса-Клапейрона. Рівняння переносу водяної пари в атмосфері. Фізичні процеси утворення хмар Динамічні процеси а атмосфері »
Виконав: студент 2-го курсу
групи ІУТ-61
Нечаєв О. С.
Перевірив:
Барінов Г. І.
Красноярськ 2007
Основи фізики атмосфери
Рівняння стану
Основною діючою на атмосферу зовнішнім чинником є Сонце. Під впливом сонячного випромінювання відбуваються різноманітні процеси перенесення енергії, тепла і речовини між різними областями атмосфери та іншими геосферами. Атмосфера, в основному, заповнена повітрям і зразковий молекулярний вагу повітря, як добре відомо, дорівнює 29, що дещо більше молекулярного ваги основної компоненти повітря - азоту N2, рівного 28. Невелике перевищення молекулярного ваги повітря над молекулярною вагою азоту пов'язано з тим, що наступна за обсягом компонента - кисень О2 має більшу молекулярну вагу - 32.
Рівняння стану повітря з великою точністю описується рівнянням стану ідеального газу:
де обсяг V, маса повітря m, молекулярна маса μ вимірюються в звичайних одиницях системи СІ, R - Універсальна газова стала. Тиск Р традиційно вимірюється в барах, причому, бар виражається наступним чином через стандартні одиниці Н (ньютон) і Па (одиниця тиску паскаль дорівнює силі в ньютонах, поділеній на площу в м 2):
Часто використовується одиниця тиску атм (атмосфера), що дорівнює 1 кг / см 2 і близька до одного бару.
Тут доцільно нагадати деякі корисні для подальшого цифри. Часто виділяють так звані «нормальні умови»:
Вони являють собою деякі типові, «нормальні» значення атмосферного тиску і температури 0 ° С, тобто приблизно 273 К. При цьому обсяг одного моля ідеального газу складає 2,24 • 10 -2 м 3, або 22,4 літра.
Найчастіше у фізиці атмосфери використовується інша форма запису рівняння стану, що містить щільність повітря р. Рівняння випливає з (13.1), якщо поділити на обсяг праву частину. Нерідко використовується не універсальна газова стала R, а газова стала для повітря R a, нормована на молекулярний вагу повітря μ:
де
Звідси щільність повітря при нормальних умовах дорівнює
Одним із найважливіших чинників, що визначають поведінку атмосфери, є водяна пара - відомий усім газ Н2О з молекулярною масою 18. Він присутній у порівняно невеликих кількостях у атмосфері, але на відміну від інших компонентів повітря з водяною парою при типових атмосферних температурах відбуваються фазові переходи з виділенням та поглинанням тепла, тому його роль дуже значна. Рівняння стану повітря при обліку водяної пари змінюється.
Напишемо окремо рівняння стану для сухого повітря з парціальним тиском Р а і рівняння стану для водяної пари, де е позначає так звану пружність водяної пари, або парціальний тиск водяної пари:
Тут введена газова стала для водяної пари R w = = R / p w. Рівняння стану для суміші сухого повітря і водяної пари буде дещо відрізнятися від рівняння стану для сухого повітря. Сумарна щільність суміші р дорівнює щільності сухого повітря р а плюс щільність води p w:
Враховуючи, що
отримаємо вираз для щільності:
де щільності повітря і водяної пари виражені через відповідні рівняння стану, при цьому парціальний тиск сухого повітря замінено на різницю тисків вологого повітря (суміші) і пари, оскільки тиск парів плюс тиск сухого повітря є сумарний тиск суміші. Після тотожних перетворень отримаємо формулу
Оскільки парціальний тиск водяної пари, як правило, не перевищує 30-50 мбар, воно мало в порівнянні з тиском
повітря (~ 1 бар). Враховуючи малість відносини - <З 1, можна переписати рівняння стан вологого повітря у вигляді
Порівнюючи (13.2) і (13.3), неважко бачити, що присутність водяної пари дає лише невелику поправку до рівняння стану, яку можна інтерпретувати як зрушення температури. Іноді вводиться так звана віртуальна температура, тобто для повітря з водяною парою можна замінити рівняння стану (13.3) співвідношенням виду (13.2) з іншого - віртуальної температурою. Іншими словами, це температура сухого повітря, що має такий же тиск як вологе повітря. Віртуальна температура буде трохи більше, тому що молекулярна вага пара менше. Якщо відбувається додавання пара з заміщенням молекул повітря, то суміш стає легше і щільність падає. А для того щоб сухе повітря мав таку ж щільність, потрібно підняти його температуру, тоді його щільність зменшиться. Як згадувалося вище, тиск водяної пари невелика, тому в ряді завдань без фазових переходів впливом водяної пари на рівняння стану можна знехтувати.
Перехід фазовий (Ф.П.) - Термодинамічний процес переходу речовини з однієї фази в іншу;
першого роду - фазовий перехід, при якому зазнають скачки перші похідні від хімічного потенціалу (S і V);
другого роду - фазовий перехід, при якому перші похідні від хімічного потенціалу неперервні, але зазнають скачки його другі похідні (c P,
монотропний - односторонній Ф.П., при якому перехід від високотемпературної модифікації до низькотемпературної неможливий, тоді як зворотний процес здійснюється і протікає тим швидше, чим вище температура;
енантіотропний - взаємні перетворення двох кристалічних модифікацій, які можуть мимовільно протікати як у прямому так і в зворотному напрямках залежно від умов.
Правило фаз Гіббса - в рівноважної термодинамічної системи, на яку з зовнішніх факторів впливають тільки 2 фактори - температура і тиск (відповідають складові "2" в ур-ванні), число ступенів свободи (C) дорівнює кількості незалежних компонентів (K) мінус число фаз (Ф) плюс два: С = К - Ф + 2. Якщо Ф = 0, система інваріантна, Ф = 1 - моноваріантна, Ф = 2 - біваріантна і т.д.
Рівняння Клапейрона-Клаузіуса для фазових перетворень
рівновагу "кристал"
рівновагу "рідина"
якщо насичений пар підпорядковується ур-нію стану ідеального газу, то
при випаровуванні
В інтегральному вигляді
Термодинамічні процеси в атмосфері
В атмосфері відбуваються різні термодинамічні процеси, зокрема, ізотермічні, адіабатичні й інші знайомі з курсу молекулярної фізики процеси. В основному атмосфера неізотермічній, наприклад, в тропосфері температура змінюється з висотою досить сильно, приблизно на 6,5 ° С на км. Але в областях тропопаузи, стратопауза, мезопаузи в деяких діапазонах висот її наближено можна вважати изотермичности.
Як відомо, розподіл тиску і щільності в ізотермічної атмосфері визначається формулою Больцмана. Різниця тисків у шаруватої і статичною атмосфері обумовлена вагою виділеного обсягу повітря:
Вісь z спрямована вгору. Якщо замінити р виразом, отриманим з рівняння стану (13.2), то отримаємо рівняння
звідки після інтегрування слід формула Больцмана
де
Відповідно до формули Больцмана тиск з висотою змінюється експоненціально, причому Н визначає масштаб спадання тиску по висоті, тобто на висоті Н тиск падає в е раз. Формула для щільності буде аналогічною, тому що при постійній температурі щільність пропорційна тиску. Висоту однорідної атмосфери можна виразити і через масу т однієї молекули:
Чисельна оцінка дає величину близько 8 км:
Зауважимо, що вже на висотах у декілька кілометрів спадання тиску і щільності повітря значно, наприклад, на висоті 2,5 км щільність складає 70% від щільності на рівні моря. Однак, як правило, в атмосфері відбуваються помітні зміни температури із збільшенням висоти, і наближення
ізотермічної атмосфери явно не застосовується. Більш підходящим наближенням при розгляді переміщення часток повітря є адіабатичне наближення. При такому аналізі зазвичай виділяється мала частка, що є «фізично нескінченно малий» обсяг, але досить велика, в тому сенсі, що вона містить багато молекул. Іншими словами, передбачається, що частка досить велика в порівнянні з масштабами мікроструктури середовища і досить мала в порівнянні із зовнішніми характерними масштабами завдання. Оскільки повітря - поганий провідник тепла і його теплопровідність низька, можна вважати, що в міру переміщення цієї частки з потоком інших частинок, з вітром, вона слабо обмінюється енергією з навколишнім середовищем, тобто можна використовувати адіабатичне наближення. Така найпростіша модель, тим не менш, відображає основний фізичне явище і пояснює багато процесів в атмосфері.
Розглянемо адіабатичний процес в атмосфері. Перший початок термодинаміки має вигляд
Тут прирощення тепла δ Q одно збільшенню внутрішньої енергії dU = C V dT плюс робота ЗА = P dV. Відзначимо, що в загальному випадку тільки приріст внутрішньої енергії dU є повним диференціалом. Для частки, яка буде переміщатися, не змінюючи своєї енергії, можна написати δ Q = О, тобто приплив тепла дорівнює нулю, взаємодія з навколишнім середовищем відсутній або, принаймні, дуже малий за час цього переміщення. Якщо ми хочемо одержати залежність Р (Т), треба перейти від диференціала dV до диференціалу dP. Це нескладно зробити, використовуючи рівняння стану ідеального газу. Диференціюючи логарифм співвідношення (13.1), отримаємо
Після інтеграції виходить зв'язок
Це так зване тотожність Майера. Далі, використовуючи тотожність Майера, замінюємо диференціал dV на dP в (13.5) і отримуємо
рівняння адіабатичного процесу:
Звідси відношення температур дорівнює відношенню тисків в ступені R / Cp. Універсальна газова стала дорівнює, як відомо, різниці теплоємностей
Тоді, замінюючи R на різницю Ср - З v, отримаємо для адіабатичного процесу формулу
в якій відношення температур є відношення тисків в ступені 1 - 1 / y де y = Ср / С v. Повітря при нормальних умовах складається в основному з молекул N2 і О2. У таких двохатомних молекул при типових атмосферних температурах коливальні ступені свободи не порушуються, тому вони мають 5 ступенів свободи і молярну теплоємність при постійному об'ємі Су = 5 / 2 R, а молярну теплоємність при постійному тиску Ср = 7 / 2 R, тоді y = 7 / 5.
При адіабатичному підйомі, природно, буде відбуватися охолодження частинок повітря. Тиск у частці змінюється так само, як і тиск зовнішнього середовища. Частка - це умовний елемент обсягу, в якому досить багато молекул, і в міру переміщення повітря тиск у частці весь час дорівнює тиску середовища. Але в міру підйому буде відбуватися зміна температури частинки, і цей градієнт температури, отриманий в адіабатичному наближенні, називають адіабатичним градієнтом температури. Рівняння адіабатичного процесу (13.6) пов'язує, замінюючи приріст тиску через гідростатичний рівність (13.4), отримаємо рівняння для температури при такому адіабатичному підйомі:
Адіабатичний градієнт температури по висоті негативний і являє собою відношення прискорення вільного падіння g до питомої теплоємності повітря при постійному
тиску
Отримане чисельне значення градієнта більше, ніж у реальній атмосфері (≈ 6-6,5 К). Завищення величини температурного градієнта пов'язано з точністю адіабатичного наближення, але, головне, тут не враховано, що при конденсації водяної пари буде виділятися тепло і піднімається частка буде охолоджуватися слабкіше, тобто розглянуте тут охолодження сильніше, ніж у реальній атмосфері.
Підставляючи сюди гідростатичний співвідношення для збільшення тиску (13.4), отримаємо
і далі аналогічно (13.7)
Розглянуті вище процеси відносяться до сухоадіабатіческім процесам. Назва сухоадіабатіческій процес не означає, що повітря сухий, він може містити і водяна пара, але його рівняння близько до рівняння стану сухого повітря, поки не відбувається виділення прихованої теплоти конденсації. Під влажноадіабатіческом процесі відбувається виділення прихованої теплоти. З виділенням такої теплоти ситуація істотно змінюється. У першому початку термодинаміки для влажноадіаба-тичного процесу буде фігурувати прихована теплота δ Q, віднесена до маси, яка пропорційна добутку відносного змісту dq (q - Безрозмірна величина) вологи в повітрі і питомої теплоти пароутворення L. Тому виділення тепла (зі знаком «мінус», оскільки при dq > 0 тепло йде з системи) визначається співвідношенням.
Отже, dT / dz - дорівнює сухоадіабатіческому градієнту мінус добавка, до якої входить зміна відносного вмісту пари в повітрі. Похідну dq / dz - зручно переписати через похідну по температурі:
Звідси для волого-адіабатичного градієнта отримуємо формулу
Добавок до одиниці в знаменнику являє собою позитивну величину, оскільки відносна щільність q з температурою зростає. Виходить, що влажноадіабатіческій градієнт y s дорівнює сухоадіабатіческому градієнту y a, поділеній на величину, більшу 1, тобто він менше сухоадіабатіческого градієнта:
В якості ілюстрації адіабатичних процесів розглянемо адіабатичний підйом і подальше опускання частинок повітря, наприклад, при обтіканні височин і гір (мал. 13.1, а). На рис. 13.1, б зображена діаграма адіабатичних процесів, що ілюструє зміну температури
з висотою. При переміщення частинки вгору з точки О (з температурою T 0 на висоті z = 0) температура лінійно спадає. Коли температура зменшується до температури конденсації Т с, на висоті конденсації z c утворюється хмара. Далі відбувається випадання опадів з цієї хмари і виділення прихованої теплоти конденсації, що зменшує охолодження повітря. Тому у влажноадіабатіческого процесу (між точками З і A) нахил - менше, ніж у сухоадіабатіческого.
Після того як випадуть всі опади, повітря стає сухим, і далі відбувається спуск у долину (між точками Л і В). З діаграми нескладно зрозуміти, що якщо стартувати з температури Tq, то завершується процес з іншого температурою Т в, яка завжди більше T 0. Подібне випадання опадів у горах і підвищення температури повітряного потоку досить часто спостерігається в природі і добре ілюструє сухо-і влажноадіабатіческіе процеси. Якщо опади залишаються на горі, то в долину спускається сухий і тепле повітря. Такий вітер називається фен.
Стійкість атмосфери
Термодинамічну стійкість атмосфери також можна розглянути в рамках адіабатичного наближення. Стійкість атмосфери залежить від вертикального профілю температури. Припустимо, що в нерухомому шарі атмосфери температура лінійно зменшується з висотою Δz, наприклад, як це відбувається в тропосфері. Градієнт температури даного шару характеризується параметром β:
Тоді різниця температур частинки і навколишнього середовища буде дорівнює:
Нехай мала частка повітря піднімається адіабатично на висоту Δz, при цьому її температура буде змінюватися відповідно до адіабатичним градієнтом у а:
Враховуючи, що тиск у частці дорівнює тиску навколишнього повітря, зміна щільності відповідно до рівняння стану (13.2) визначається різницею температур:
Звідси знак варіації щільності визначається різницею адіабатичного градієнта й існуючого в шарі градієнта температури:
Тому при y а <β частка стає менш щільною, ніж навколишнє повітря (Δ р <0), і виникає виштовхуюча сила плавучості (Архімедова сила), спрямована вгору. У цьому випадку атмосфера перебуває у нестійкому стані,
оскільки будь-яка зміститься вгору частка буде продовжувати цей рух. При y а> β частка стає більш щільною, ніж навколишнє повітря (Δ р> 0), і спрямована вниз Архімедова сила повертає частку назад у вихідне положення. Це випадок стійкої рівноваги атмосфери. Особливо стійкі стану атмосфери спостерігаються в так званих шарах інверсії, коли β <0 і температура зростає з висотою. Температурні інверсії гасять вертикальні рухи і конвекційні потоки, пригнічують перемішування повітря. Такі інверсійні шари можуть існувати досить тривалий час і чинити негативний вплив на стан і екологію атмосфери, особливо в містах, оскільки призводять до накопичення забруднень.
Динаміка і глобальна циркуляція
Спочатку проведемо якісний розгляд руху повітряних мас. З курсу механіки відомо, що фізичні тіла, що знаходяться на обертається планеті в неінерційній системі координат, набувають додаткове поворотний, або коріолісове прискорення. Коріолісове прискорення а до це подвоєне векторний добуток кутової швидкості обертання Землі І на швидкість тіла v в неінерційній системі координат:
Рівняння відносного руху матеріальної точки в неінерційній системі координат може бути записано формально подібно рівнянню руху в інерційній системі координат, але з введенням відповідних додаткових сил інерції. Іншими словами, в неінерційній системі координат з'являється деяка ефективна сила інерції, що діє зі знаком «мінус» і що дорівнює добутку маси тіла на додаткове прискорення. Зокрема, для опису Коріолісова прискорення вводиться щільність коріолісове сили
Слід відзначити принципову відмінність сил інерції від звичайних сил взаємодії тіл, що складається в тому, що для них не можна вказати, дія яких конкретно тіл на дане тіло ними описується. Однак, не вдаючись у деталі, зазначимо, що в Північній півкулі під дією коріолісове сили всякий об'єкт, що рухається, незалежно від напрямку руху, буде відхилятися при русі вправо. Відповідно в Південній півкулі об'єкт буде відхилятися вліво від напрямку руху. Коріолісове прискорення має і вертикальну складову, але при звичайних в атмосфері швидкостях руху, не
перевищують сотні метрів в секунду, ця складова мала (<10 -3) в порівнянні з прискоренням вільного падіння д. При русі по екватору залишається тільки вертикальна складова, і тіло не відхиляється в горизонтальній площині. В інших випадках при русі в горизонтальних напрямках Коріолісова сила має істотне значення, у багатьох випадках вона є визначальною.
Типове поле тиску повітря на Землі неоднорідне, воно має максимуми, мінімуми, сідлові точки. Неоднорідність поля тиску в атмосфері - наслідок неоднорідності поверхні планети, що містить континенти, океани, моря, які прогріваються по-різному. Розглянемо деяке поле тиску з мінімумом і максимумом (рис. 14.1). Поле тиску розмічено системою ізоліній. Тиск наростає за ізолініями зліва
направо. Тут наведена якісна картина, без вказівки числових значень тиску, тільки з позначенням областей низького (Н) і високого (В) тисків. Під дією градієнтів тиску повітряний потік втікає в область низького тиску, з поворотом праворуч (у Північній півкулі) кожної впадає частинки. З області високого тиску повітряний потік випливає також з поворотом праворуч. Внаслідок такого руху утворюються обертаються навколо областей екстремумів тиску потоки. Області зниженого тиску з обертанням проти годинникової стрілки (в Північній півкулі) називаються циклонами, області підвищеного тиску з обертанням за годинниковою стрілкою - антициклонами. Неважко зрозуміти, що між
мінімумом і максимумом тиску буде спостерігатися перпендикулярний градієнту тиску потік. Такий рух повітряних мас називається геострофіческім вітром. Іншими словами, геострофіческій вітер - це квазіравномерное рух повітряних мас під дією коріолісовим сил з ізобарах перпендикулярно градієнту тиску. Геострофіческое наближення увазі рівновагу між коріолісове силою і градієнтом тиску, що часто добре виконується на практиці. У ряді випадків потрібно враховувати рух повітря і вздовж градієнта тиску, але при цьому залишається і геострофіческая складова повітряного потоку. Великомасштабні течії загальної циркуляції в атмосфері є в основному квазігеострофіческімі. Основні закономірності квазігеострофіческіх рухів в атмосфері були зрозумілі давно, ще в середині XIX сторіччя було сформульовано (Бейс-Баллот) правило: якщо стояти спиною до вітру, то зліва буде область низького тиску, а праворуч - високого (у Північній півкулі, а в Південному - навпаки). На рис. 14.2 наведено приклад космічного знімка Землі в ІЧ діапазоні, на якому добре проглядаються
кілька циклонічних спіралей з різними напрямками обертання в Північному та Південному півкулях.
Розглянемо систему глобальної циркуляції атмосфери. Сильніше за все наша планета нагрівається в районі екватора, тут більше падає і поглинається сонячної енергії на одиницю площі. Там же йде сильне випаровування, утворення хмар і хмар, велика кількість опадів, і тепле повітря піднімається вгору. Таким чином, утворюється глобальна осередок циркуляції (осередок Хедлі (Гадлея)): тепле повітря піднімається від екватора і опускається десь в області 30-х широт. Звідси випливає, що в районі 30-х широт знаходиться область високого тиску - область субтропічних циклонів. Відповідно вітри від 30-х широт дмуть у напрямку до екватора, де знаходиться область низького тиску - екваторіальна улоговина і внутрітропіческіе зони конвергенції. У районі 60-х широт також утворюється область низького тиску, і між 30-ми і 60-ми широтами формується ще один осередок глобальної циркуляції (осередок Феррел). Нарешті між 60-й широтою і полюсом формується полярна осередок глобальної циркуляції з областю високого тиску на полюсі (полярний антициклон).
Система глобальної циркуляції атмосфери добре пояснюється в рамках геострофіческого наближення (див. рис. 9.1). Вітри, що дують з області 30-х широт до екватора, відхиляються вправо (у Північній півкулі) і набувають переважне північно-східний напрямок - це так звані північно-східні пасати. У Південній півкулі пасати мають південно-східний напрямок. У цілому пасати, що дмуть з областей високого тиску 30-х широт до екватора, мають спільне східний напрямок. Вітри, що дують з області високого тиску 30-х широт до області низького тиску 60-х широт, мають спільне західний напрямок, це так званий західний перенос. Полярні вітри мають східний напрямок.
Відзначимо деякі додаткові особливості системи глобальної циркуляції атмосфери. Як сказано вище, в Північній півкулі між 30 і 60 ° переважають західні вітри, а в Південній півкулі ці вітри помітно сильніше. Це пов'язано з тим, що в 40-х широтах ми маємо фактично єдиний океан, не переривався континентами, тільки з вузькою смугою суші в Південній Америці. Тут над океаном вітри відчувають помітно менше гальмування, розганяють і утворюють область
знаменитих «ревучих сорокових» широт, вельми небезпечних для мореплавців. До речі, і циклони в Південній Атлантиці майже не зароджуються. Є ще цікаві історичні назви. У пору підкорення Нового Світу (кінець XV-XVI ст.) Район максимуму тиску Північної півкулі - 30-е широти отримали назву «кінських» широт, тому, що дуже часто в районі цих широт кораблі потрапляли в штиль. А тривале стояння в штиль скорочувало запаси води і приводило до того, що коней доводилося викидати за борт, і їх у ту пору багато плавало в цих широтах.
Розглянута вище схема глобальної циркуляції атмосфери передбачає усереднення за досить великий період часу. Звичайно, щогодинні і щоденні реальні карти вітрів помітно відрізняються від схеми глобальної циркуляції в силу багатьох інших локальних і регіональних факторів.
Рівняння руху. Локальні ефекти
Розглянемо далі основні закономірності динаміки атмосфери на основі рівняння руху для частинки повітря. Як завжди, вибираємо досить малу частку у порівнянні з зовнішніми масштабами завдання, але досить велику у порівнянні з розмірами молекул, щоб її можна було вважати часткою суцільного середовища. У названих межах вибір об'єму при розбитті суцільного середовища на частки не повинен грати ролі, тому рівняння руху доцільно унормувати на обсяг елементарної частинки і перейти до розподілів об'ємної щільності сил і щільності прискорення середовища. Тоді рівняння руху буде мати вигляд
Тут ліворуч щільність частинки р, помножена на її прискорення. Праворуч - кілька доданків, що характеризують об'ємну щільність масових сил: об'ємні щільності сил ваги р g, коріолісовим сил - 2р [Ω x V], сил тертя pΔV і градієнт тиску VP. Щільність сил тертя визначається лапласіаном швидкості та коефіцієнтом μΔV, що характеризує в'язкість повітря. Рівняння (14.1), яке зветься рівнянням Нав'є-Стокса, описує течію в'язкої стисливої рідини чи газу. У цілому, для опису руху суцільного середовища крім рівняння (14.1), що характеризує зміну густини імпульсу в'язкої рідини, потрібно рівняння безперервності, а також рівняння
стану суцільного середовища і рівняння зміни енергії та ентропії в'язкої рідини. Строго кажучи, рівняння Нав'є-Стокса, що описує рух суцільного середовища, - це рівняння в приватних похідних, і повну похідну за часом слід висловлювати через відповідні приватні похідні, що призводить до нелінійності рівняння по швидкості. Іноді зручно пронормувати рівняння Нав'є-Стокса на щільність і переписати в такій формі, де фігурують відповідні прискорення і кінематичний коефіцієнт в'язкості 
Рішення повної системи названих рівнянь руху суцільного середовища являє собою досить складну задачу. Для ілюстрації ми розглянемо лише два приватних випадку рішення рівняння Нав'є-Стокса стосовно до динаміки атмосфери.
Спочатку розглянемо вертикальні складові рівняння Нав'є-Стокса. Основними складовими в правій частині (14.1) є об'ємна щільність сили тяжіння і відповідна вертикальна компонента градієнта тиску. Вертикальної складової коріолісового прискорення в (14.2) при звичайних швидкостях руху до сотні метрів в секунду можна нехтувати (<10 -3) в порівнянні з д. Якщо припустити трохи вертикальних прискорень і знехтувати силами тертя, отримаємо рівняння гідростатики:
Додаючи сюди рівняння стану ідеального газу і припущення про изотермичности, отримаємо барометрическую формулу, як це вже було зроблено в попередньому розділі.
Тепер розглянемо рівняння (14.1), (14.2) в деякій горизонтальній площині. Якщо руху вважати дуже повільними, знехтувати прискоренням і силою тертя, то залишаться такі складові: горизонтальний градієнт тиску і Коріолісова сила. Звідси виходить рівняння геострофіческого вітру:
з якого видно, що швидкість не спрямована по градієнту тиску. Вона спрямована перпендикулярно до градієнту тиску, оскільки вони пов'язані через векторний добуток. Відзначимо,
що великомасштабні процеси в атмосфері квазідвумерни і квазігеострофічни.
Подібні великомасштабні руху повітряних мас добре видно на космічних знімках. В область циклону з пониженим тиском стягуються повітряні маси, тому спіралеподібні хмарні структури із закручуванням проти годинникової стрілки є природними трасером циклонів. З області антициклону з підвищеним тиском спостерігається також рух повітряних мас, але з обертанням вже за годинниковою стрілкою. До речі, типова енергія циклонів (не тропічних) - це 17 жовтень Дж. Для порівняння енергія мегатонної атомної бомби 4 • 10 15 Дж, тобто циклон еквівалентний десяткам і сотням мегатонни бомб. Проте ця енергія розподілена за великим простору і викликає лише порівняно повільний рух повітряних мас.
В особливу групу виділяють сильні тропічні циклони, енергія яких досягає 19 жовтня Дж. Потужні тропічні циклони традиційно іменують ураганами (англійська назва - hurricane) в Атлантиці і тайфунами на Тихому океані. Швидкість вітру в урагани і тайфуни досягає 20-40 м / с і більше, що призводить до суттєвих руйнувань, повеней, цунамі та інших стихійних лих. Навалам тропічних циклонів схильні в основному Атлантичне узбережжя США, Карибський регіон, Південно-Східна Азія, Індонезія, Австралія. Досить рідко тайфуни заходять до нас, на далекосхідне узбережжі Росії. Оскільки потужні тропічні циклони представляють велику небезпеку, існують різні служби спостереження за ними, які класифікують їх (ураганів і тайфунам присвоюються імена), визначають і прогнозують траєкторії їхнього руху. Космічний знімок тропічного циклону наведено на рис. 14.3.
Поряд з глобальною циркуляцією атмосфери існують рухи повітря, пов'язані з локальними просторовими і тимчасовими факторами. Природа локальних вітрів також має просте фізичне пояснення. Перший приклад таких локальних вітрів і переміщень повітряних мас - це так звані морської та берегової бризи. Коли настає день і яскраво світить сонце, суша практично відразу прогрівається, значно швидше води. Причина в тому, що теплоємність води набагато більше, ніж теплоємність існуючих грунтів, крім того, вода прогрівається на значну глибину, тому
представляє собою більш ємний резервуар тепла, ніж практично не пропускає оптичне й ІК випромінювання грунт. Повітря над сушею також прогрівається швидше. Далі прогрівається повітря розширюється, щільність його знижується і нагріте повітря піднімається вгору. У результаті над сушею утворюється область низького тиску, на відміну від області більш високого тиску над морем. Природно, з області високого тиску в область низького тиску підтягується прохолодне повітря з моря - морський бриз. Циркуляція замикається, і виходить деякий локальний кругообіг навколо берега. Тут передбачається, що берег не містить високих гір, отже відсутній помітний адіабатичний підйом або опускання повітря. Вночі має місце протилежна ситуація. Суша швидко остигає, а вода віддає тепло значно повільніше, тому вночі навпаки дме береговий бриз з суші на море. Такого роду вітри мають природну добову періодичність.
Прикладом вітрів, пов'язаних з сезонною періодичністю нагріву, є мусони. Порівняно стійка мусонна циркуляція спостерігається в Екваторіальній Африці, на східній і південній периферії Азії. Досить сильно це явище проявляється на півострові Індостан. Влітку добре прогрівається сам півострів і повітряні маси над ним, утворюється область низького тиску, і вітер дме з моря. Природно, це дуже вологий вітер, який викликає сезон дощів. У зимові місяці суша охолоджується швидше навколишнього океану. Оскільки океан і повітряні маси над ним тепліше, тут утворюється область низького тиску, і взимку сухі вітри дмуть з континенту на морі. Відзначимо, що така поведінка тиску над материками типово для внетропических широт: влітку тиск знижений, а взимку підвищено.
Розглянемо так звані гірничо-долинні вітри. Тут ситуація відрізняється від попередніх прикладів тим, що відбуваються неадіабатіческіе процеси. Вище було розглянуто фен, коли повітряні маси адіабатично піднімаються в гору, охолоджуються і з опадами втрачають запас вологи, а при спуску з гори відбувається адіабатичний нагрівання повітря. У випадку досить великих вершин і протяжних схилів гір відбувається тривалий підйом повітря, який може прогріватися на схилі. Такий підйом із зовнішнім нагрівом буде, звичайно, неадіабатіческім. Тоді при прогріванні повітря на схилі долинний вітер, що дме з долини на гору, стає теплим. І навпаки, гірський вітер досить довго втікає по схилу гір у долину, й існують умови для його радіаційного охолодження (ясне небо), - він втрачає енергію на ІЧ випромінювання і помітно охолоджується.
Подібні холодні вітри з гір мають різні місцеві назви. Таке явище спостерігається на Чорноморському узбережжі в Криму і в районі Новоросійська і називається бору. Подібний вітер на середземноморському узбережжі має назву містраль.
У цілому динаміка атмосфери визначається як процесами глобальної циркуляції, так і локальними явищами типу розглянутих вище бризів, мусонів, гірничо-долинних вітрів і т. д.
Погода і клімат
Терміни «погода» і «клімат» дуже часто вживаються і добре всім відомі. Під погодою розуміється фізичний стан атмосфери біля поверхні Землі в даний момент часу. Фізичний стан атмосфери характеризується метеорологічними величинами (температура, тиск, вологість, вітер, хмарність, опади) і атмосферними явищами (гроза, туман, пилова буря, завірюха і т.п.). Поняття клімату пов'язана з режимом температури й опадів (сукупності атмосферних умов) на даній території за тривалий період часу. Можна сказати, що клімат - це «синтез погод». Однак немає загальноприйнятого визначення масштабу часу, що розділяє синоптичні процеси, що формують погоду, і процеси формування клімату, тому при обговоренні проблем змін клімату слід уточнювати про які масштаби часу (і яких атмосферних умовах) йде мова. Проблеми відмінностей та змін клімату привертали до себе увагу з незапам'ятних часів. Ще древнім грекам було зрозуміло, що клімат в
основному визначається середньою висотою Сонця (широтою місцевості), нахилом сонячних променів. Саме слово «клімат» має грецьке походження і означає «нахил».
Процеси, що визначають погоду і клімат, зумовлені як внутрішніми факторами і динамікою системи геосфер Землі, так і зовнішніми чинниками, перш за все Сонцем. Перш ніж обговорювати проблеми погоди і клімату, розглянемо перетворення сонячної енергії в атмосфері. На рис. 14.5 наведено усереднений радіаційно-тепловий баланс в атмосфері, отриманий за даними численних вимірів. Звичайно, відносна величина всіх складових балансу енергії сильно змінюється в залежності від часу, погодних умов і місцевості, проте аналіз усереднених величин представляє істотний
інтерес для фізики атмосфери. Відзначимо, що цифри, що визначають баланс енергії і представлені на рис. 14.5, можуть відрізнятися в різних джерелах на 10-20%, що відображає недосконалість сучасних знань про енергетичне режимі Землі.
На рис. 14.5 умовно зображені два сорти випромінювання, одне - приходить від Сонця, з максимумом за інтенсивністю в оптичному діапазоні, інше - що йде від Землі. Минає, випромінювання містить як короткохвильове випромінювання, розсіяне і відбите атмосферою і поверхнею Землі, так і довгохвильове, пов'язане з випромінюванням самої планети. Максимум цього довгохвильового випромінювання, як наголошувалося в гл. 12, лежить в інфрачервоній області спектру з довжиною хвилі Л m = 10 мкм. Якщо взяти за 100% випромінювання, яке приходить від Сонця, то приблизно 31% від нього відбивається і розсіюється атмосферою відразу: 17% хмарами, 6% поверхнею землі і 8% безхмарним атмосферою. Назад йде приблизно 31%, а 69% цього короткохвильового випромінювання поглинається атмосферою (4% поглинається хмарами, а 22% - безхмарним атмосферою) і 43% Землею. У сталому стаціонарному Причому атмосфера випромінює низькочастотне ІК випромінювання і вниз, в Землю (67 + 34 = 101%), а Земля випромінює в атмосферу 115% ІК випромінювання + 29% енергії прихованим теплом і турбулентними потоками, що становить 144% по енергії від падаючого випромінювання. Хоча потік енергії від поверхні Землі перевищує 100%, ніякого протиріччя з законом збереження енергії тут немає, оскільки Земля отримує 43% по енергії високочастотним випромінюванням і 101% (67 + 34 = 101%) низькочастотним ІК випромінюванням від атмосфери, що становить ті ж 144 %. Таким чином, між поверхнею Землі і атмосферою завдяки парниковому ефекту виникають зустрічні потоки енергії, які додатково нагрівають атмосферу і поверхню Землі.
Якщо прирівняти випромінювану Землею енергію рівноважного випромінювання деякого еквівалентного чорного тіла, то отримаємо аналогічну (12.3) оцінку температури з додатковим множником 1,44 1 / 4 = 1,1, тобто температура цього тіла становитиме Т = 280 К. Згідно з тими ж експериментальними даними атмосфера випромінює в ІЧ діапазоні 170% (67% - безхмарне атмосфера і 103% - хмари) енергії від первинного сонячного випромінювання. Якщо зіставити випромінювану атмосферою енергію
рівноважного випромінювання деякого еквівалентного чорного тіла, то аналогічно для оцінки температури отримаємо співвідношення виду (12.3) з додатковим множником 1,7 1 / 4 = 1,14, що відповідає Т = 290 К. Звичайно, атмосфера і поверхня Землі помітно відображають падаюче на них випромінювання, тобто є не абсолютно чорними, а «сірими» тілами, однак при зіставленні з випромінюванням деякого еквівалентного чорного тіла це враховується відповідним коефіцієнтом сірості. Отримані оцінки досить близькі до реальних середніх температурах атмосфери і поверхні Землі. Для більш точного аналізу необхідний облік багатьох факторів, зокрема, нерівноважності випромінювання Землі та атмосфери, процесів переносу випромінювання, тепла, імпульсу і т. д.
Проблеми аналізу динаміки атмосфери й океану, передбачення погоди і клімату являють собою складний комплекс фізичних і математичних задач. Раніше прогнози погоди грунтувалися, як правило, на екстраполяції вже зареєстрованих даних. Метеорологи аналізували карти погоди, еволюцію областей високого і низького тиску, рух і розвиток фронтів, поширення хмарності та інші подібні фактори і на цій основі давали прогноз. Мистецтво прогнозування погоди полягає у врахуванні багатьох факторів і можливості передбачення зміни стану атмосфери. В історії метеорології відомо чимало осіб, що володіли унікальними здібностями в прогнозуванні погоди. На основі накопиченого досвіду вони могли визначати, як буде в наступні дні змінюватися тиск, положення фронтів і температура. Однак досвід видатних прогнозистів практично не передається наступним поколінням метеорологів.
На противагу цьому мистецтву метеорологів минулого сучасна наука прогнозування грунтується на використанні математичних моделей атмосфери й океану, тому використовувані метеорологами сучасні методи називаються чисельними методами прогнозу погоди. Реалізація подібних чисельних методів прогнозу погоди стала можливою з 50-х років XX ст., Коли з'явилися відповідні електронно-обчислювальні машини. Прогноз стану атмосфери в даному місці на строк до трьох діб здійснюється шляхом інтегрування рівнянь руху і перенесення в атмосфері. У такому часовому інтервалі атмосферні процеси можна вважати адіабатичним, тобто нехтувати припливом енергії ззовні і диссипацией енергії за рахунок в'язкості. За відомим початкового стану
атмосфери розраховуються часові та просторові зміни. Тому для точного прогнозу погоди необхідна детальна і точна інформація про початковий стан атмосфери. Необхідні вихідні дані поставляє, головним чином, світова мережа метеостанцій і мережа станцій радиозондирования атмосфери. Висотні радіозонди, що запускаються на повітряних кулях на висоти до 35 км вимірюють температуру, тиск, вологість повітря і передають цю інформацію по радіо, крім того, із Землі визначається і швидкість вітру по положенню радіозонда в просторі. Станції радиозондирования розташовані в основному в економічно розвинених країнах і відстоять один від одного на відстані близько сотень кілометрів. З початку 60-х років регулярно запускаються метеорологічні супутники, які реєструють розподілу метеорологічних параметрів, здійснюють зйомки розподілів хмар, циклонічних систем і т. п. Особливо цінні супутникові дані над океанами, де мережа метеорологічних пунктів і станцій радиозондирования дуже розріджена. Відповідно до розроблених Всесвітньою метеорологічною організацією міжнародною угодою метеорологічні дані з усього світу передаються у світові центри даних у Москві, Вашингтоні і Мельбурні, а також в усі національні метеорологічні установи.
Відзначимо, що помилки, які неминуче вносяться в математичну модель, головним чином через неточність вимірів, в процесі розрахунку мають тенденцію до зростання. Тому при розрахунку параметрів стану атмосфери на тиждень або більш помилки, як правило, стають настільки великими, що зникає можливість прогнозу. Для передбачення на тривалі терміни температури, усередненої за часом і простором, детерміноване опис не дає хороших результатів, і в цих випадках використовуються статистичні методи прогнозу, засновані на уявленні про лінійної регресії. На можливість того, що малі обурення початкового стану атмосфери можуть призвести згодом до суттєвих змін кінцевого стану атмосфери і створити проблему передбачуваності, вказував А. М. Колмогоров більше 40 років тому в такій образній формі: «Уявімо собі дві однакові планети з абсолютно ідентичними станами атмосфери. Якщо на одній з них вийти на ганок і махнути хусткою, а на інший цього не зробити, то через якийсь час погода на цих планетах стане абсолютно різної ».
У певному сенсі, ще більш складною проблемою є проблема аналізу та прогнозування кліматичних змін. Якщо у випадку передбачення погоди існує можливість постійного порівняння «теорії» (результатів чисельних розрахунків) з «практикою» і подальшого коректування методів прогнозу, то для передбачуваних кліматичних змін протягом десятків, сотень і більше років така можливість суттєво обмежена. Земна кліматична система включає в себе всі основні геосфери: атмосферу, гідросферу, літосферу, кріосфері і біосферу. Слід відзначити складність структури і взаємозв'язків в земній кліматичній системі, її неоднорідність, нелінійність і нестаціонарність.
Хмари атмосферні, скупчення в атмосфері продуктів конденсації водяної пари у вигляді величезного числа дрібних крапельок води або кристаликів льоду або тих і інших. Аналогічні скупчення безпосередньо біля земної поверхні називається туманом. хмари - суттєвий погодообразующих фактор, що визначає формування і режим опадів, що впливає на тепловий режим атмосфери і Землі і т.д. хмари покривають у середньому близько половини небосхилу Землі і містять при цьому в підвішеному стані до 109 т води. Хмари є важливою ланкою влагооборота на Землі, вони можуть переміщатися на тисячі км, переносячи і тим самим перерозподіляючи величезні маси води.
Утворення хмар пов'язане з виникненням в атмосфері областей з високою відносить. вологістю. Наявність в атмосфері величезного числа дрібних частинок, що грають роль ядер конденсації, забезпечує появу зародкових крапель вже при досягненні насичення. Умови ж насичення створюються в результаті охолодження повітря, викликаного, наприклад, розширенням його при впорядкованому підйомі на фронтах атмосферних (так утворяться хмари Ns і системи Ns-As-Ac), при неврегульованих турбулентному перемішуванні або хвильових рухах (St, Sc, Ac), при конвективної підйомі (Cu, Cu Cong, Cb), при набряканні гірських перешкод (Ac) і ін Подальше охолодження повітря приводить до появи надлишкової пари, що поглинається зростаючими краплями. Т. о., Спочатку краплі ростуть переважно за рахунок конденсації водяної паратмосфера Потім у міру їх укрупнення, все більшу роль починають грати процеси зіткнення й злиття крапель один з одним (т. зв. Коагуляція хмарних елементів). Коагуляційний механізм - основний механізм росту хмарних крапель радіусом понад 30 мкм. При негативних температурах хмари можуть бути краплинні (переохолоджені), кристалічні або змішані, тобто складаються з крапель і кристалів. Малі розміри хмарних крапель дозволяють їм довго зберігатися в рідкому вигляді і при негативних температурах. Так, при -10 ° С хмари у половині випадків краплинні, в 30% - змішані і лише в 20% кристалічні. Переохолоджені ж краплі в хмари зустрічаються аж до -40 ° С. Пересичення над кристалами значно більше, ніж над краплями (насичуюча пружність водяної пари над льодом нижче, ніж над водою), завдяки чому в змішаних О. кристали ростуть значно швидше крапель, що сприяє випаданню опадів.
Різноманітні і складні фізичні процеси, що керують розвитком хмар Виникнувши на ядрах конденсації, хмарні краплі ростуть, переміщаються всередині хмари, виносяться за його межі і випаровуються. Час життя хмарних частинок може бути в багато разів менше часу життя хмари в цілому. Цикл життя хмари в цілому завершується його випаровуванням. Випадання опадів сприяє унесенню води і прискорює процес руйнування хмари. Тривале існування хмари пояснюється малими швидкостями падіння частинок (краплі радіусом 1-10 мкм падають зі швидкістю 0,05-1,2 см / сек), наявністю висхідних рухів повітря, які не лише підтримують частки цих хмар, але й разом з турбулентними рухами забезпечують приплив водяної пари і сприяють зародженню нових частинок.
Список використаної літератури
1. Трухін В. І., Показеев К. В., Куніцин В. Є. Загальна та екологічна геофізика. - М.: Фізматліт, 2005. - 576 с.
2. Мейсон Б. Дж. Фізика хмар / Переклад з англ. - Л.: Гидрометеоиздат, 1961. - 541 с.
3. Качурін Г. Л. Фізичні основи впливу на атмосферні процеси. - Л.: Гидрометеоиздат, 1989.
4. Роджерс Р.Р. Короткий курс фізики хмар / Пер. з англ. - Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - 231 с.
Спочатку проведемо якісний розгляд руху повітряних мас. З курсу механіки відомо, що фізичні тіла, що знаходяться на обертається планеті в неінерційній системі координат, набувають додаткове поворотний, або коріолісове прискорення. Коріолісове прискорення а до це подвоєне векторний добуток кутової швидкості обертання Землі І на швидкість тіла v в неінерційній системі координат:
Рівняння відносного руху матеріальної точки в неінерційній системі координат може бути записано формально подібно рівнянню руху в інерційній системі координат, але з введенням відповідних додаткових сил інерції. Іншими словами, в неінерційній системі координат з'являється деяка ефективна сила інерції, що діє зі знаком «мінус» і що дорівнює добутку маси тіла на додаткове прискорення. Зокрема, для опису Коріолісова прискорення вводиться щільність коріолісове сили
Слід відзначити принципову відмінність сил інерції від звичайних сил взаємодії тіл, що складається в тому, що для них не можна вказати, дія яких конкретно тіл на дане тіло ними описується. Однак, не вдаючись у деталі, зазначимо, що в Північній півкулі під дією коріолісове сили всякий об'єкт, що рухається, незалежно від напрямку руху, буде відхилятися при русі вправо. Відповідно в Південній півкулі об'єкт буде відхилятися вліво від напрямку руху. Коріолісове прискорення має і вертикальну складову, але при звичайних в атмосфері швидкостях руху, не
перевищують сотні метрів в секунду, ця складова мала (<10 -3) в порівнянні з прискоренням вільного падіння д. При русі по екватору залишається тільки вертикальна складова, і тіло не відхиляється в горизонтальній площині. В інших випадках при русі в горизонтальних напрямках Коріолісова сила має істотне значення, у багатьох випадках вона є визначальною.
Типове поле тиску повітря на Землі неоднорідне, воно має максимуми, мінімуми, сідлові точки. Неоднорідність поля тиску в атмосфері - наслідок неоднорідності поверхні планети, що містить континенти, океани, моря, які прогріваються по-різному. Розглянемо деяке поле тиску з мінімумом і максимумом (рис. 14.1). Поле тиску розмічено системою ізоліній. Тиск наростає за ізолініями зліва
направо. Тут наведена якісна картина, без вказівки числових значень тиску, тільки з позначенням областей низького (Н) і високого (В) тисків. Під дією градієнтів тиску повітряний потік втікає в область низького тиску, з поворотом праворуч (у Північній півкулі) кожної впадає частинки. З області високого тиску повітряний потік випливає також з поворотом праворуч. Внаслідок такого руху утворюються обертаються навколо областей екстремумів тиску потоки. Області зниженого тиску з обертанням проти годинникової стрілки (в Північній півкулі) називаються циклонами, області підвищеного тиску з обертанням за годинниковою стрілкою - антициклонами. Неважко зрозуміти, що між
мінімумом і максимумом тиску буде спостерігатися перпендикулярний градієнту тиску потік. Такий рух повітряних мас називається геострофіческім вітром. Іншими словами, геострофіческій вітер - це квазіравномерное рух повітряних мас під дією коріолісовим сил з ізобарах перпендикулярно градієнту тиску. Геострофіческое наближення увазі рівновагу між коріолісове силою і градієнтом тиску, що часто добре виконується на практиці. У ряді випадків потрібно враховувати рух повітря і вздовж градієнта тиску, але при цьому залишається і геострофіческая складова повітряного потоку. Великомасштабні течії загальної циркуляції в атмосфері є в основному квазігеострофіческімі. Основні закономірності квазігеострофіческіх рухів в атмосфері були зрозумілі давно, ще в середині XIX сторіччя було сформульовано (Бейс-Баллот) правило: якщо стояти спиною до вітру, то зліва буде область низького тиску, а праворуч - високого (у Північній півкулі, а в Південному - навпаки). На рис. 14.2 наведено приклад космічного знімка Землі в ІЧ діапазоні, на якому добре проглядаються
кілька циклонічних спіралей з різними напрямками обертання в Північному та Південному півкулях.
Розглянемо систему глобальної циркуляції атмосфери. Сильніше за все наша планета нагрівається в районі екватора, тут більше падає і поглинається сонячної енергії на одиницю площі. Там же йде сильне випаровування, утворення хмар і хмар, велика кількість опадів, і тепле повітря піднімається вгору. Таким чином, утворюється глобальна осередок циркуляції (осередок Хедлі (Гадлея)): тепле повітря піднімається від екватора і опускається десь в області 30-х широт. Звідси випливає, що в районі 30-х широт знаходиться область високого тиску - область субтропічних циклонів. Відповідно вітри від 30-х широт дмуть у напрямку до екватора, де знаходиться область низького тиску - екваторіальна улоговина і внутрітропіческіе зони конвергенції. У районі 60-х широт також утворюється область низького тиску, і між 30-ми і 60-ми широтами формується ще один осередок глобальної циркуляції (осередок Феррел). Нарешті між 60-й широтою і полюсом формується полярна осередок глобальної циркуляції з областю високого тиску на полюсі (полярний антициклон).
Система глобальної циркуляції атмосфери добре пояснюється в рамках геострофіческого наближення (див. рис. 9.1). Вітри, що дують з області 30-х широт до екватора, відхиляються вправо (у Північній півкулі) і набувають переважне північно-східний напрямок - це так звані північно-східні пасати. У Південній півкулі пасати мають південно-східний напрямок. У цілому пасати, що дмуть з областей високого тиску 30-х широт до екватора, мають спільне східний напрямок. Вітри, що дують з області високого тиску 30-х широт до області низького тиску 60-х широт, мають спільне західний напрямок, це так званий західний перенос. Полярні вітри мають східний напрямок.
Відзначимо деякі додаткові особливості системи глобальної циркуляції атмосфери. Як сказано вище, в Північній півкулі між 30 і 60 ° переважають західні вітри, а в Південній півкулі ці вітри помітно сильніше. Це пов'язано з тим, що в 40-х широтах ми маємо фактично єдиний океан, не переривався континентами, тільки з вузькою смугою суші в Південній Америці. Тут над океаном вітри відчувають помітно менше гальмування, розганяють і утворюють область
знаменитих «ревучих сорокових» широт, вельми небезпечних для мореплавців. До речі, і циклони в Південній Атлантиці майже не зароджуються. Є ще цікаві історичні назви. У пору підкорення Нового Світу (кінець XV-XVI ст.) Район максимуму тиску Північної півкулі - 30-е широти отримали назву «кінських» широт, тому, що дуже часто в районі цих широт кораблі потрапляли в штиль. А тривале стояння в штиль скорочувало запаси води і приводило до того, що коней доводилося викидати за борт, і їх у ту пору багато плавало в цих широтах.
Розглянута вище схема глобальної циркуляції атмосфери передбачає усереднення за досить великий період часу. Звичайно, щогодинні і щоденні реальні карти вітрів помітно відрізняються від схеми глобальної циркуляції в силу багатьох інших локальних і регіональних факторів.
Рівняння руху. Локальні ефекти
Розглянемо далі основні закономірності динаміки атмосфери на основі рівняння руху для частинки повітря. Як завжди, вибираємо досить малу частку у порівнянні з зовнішніми масштабами завдання, але досить велику у порівнянні з розмірами молекул, щоб її можна було вважати часткою суцільного середовища. У названих межах вибір об'єму при розбитті суцільного середовища на частки не повинен грати ролі, тому рівняння руху доцільно унормувати на обсяг елементарної частинки і перейти до розподілів об'ємної щільності сил і щільності прискорення середовища. Тоді рівняння руху буде мати вигляд
Тут ліворуч щільність частинки р, помножена на її прискорення. Праворуч - кілька доданків, що характеризують об'ємну щільність масових сил: об'ємні щільності сил ваги р g, коріолісовим сил - 2р [Ω x V], сил тертя pΔV і градієнт тиску VP. Щільність сил тертя визначається лапласіаном швидкості та коефіцієнтом μΔV, що характеризує в'язкість повітря. Рівняння (14.1), яке зветься рівнянням Нав'є-Стокса, описує течію в'язкої стисливої рідини чи газу. У цілому, для опису руху суцільного середовища крім рівняння (14.1), що характеризує зміну густини імпульсу в'язкої рідини, потрібно рівняння безперервності, а також рівняння
Рішення повної системи названих рівнянь руху суцільного середовища являє собою досить складну задачу. Для ілюстрації ми розглянемо лише два приватних випадку рішення рівняння Нав'є-Стокса стосовно до динаміки атмосфери.
Спочатку розглянемо вертикальні складові рівняння Нав'є-Стокса. Основними складовими в правій частині (14.1) є об'ємна щільність сили тяжіння і відповідна вертикальна компонента градієнта тиску. Вертикальної складової коріолісового прискорення в (14.2) при звичайних швидкостях руху до сотні метрів в секунду можна нехтувати (<10 -3) в порівнянні з д. Якщо припустити трохи вертикальних прискорень і знехтувати силами тертя, отримаємо рівняння гідростатики:
Додаючи сюди рівняння стану ідеального газу і припущення про изотермичности, отримаємо барометрическую формулу, як це вже було зроблено в попередньому розділі.
Тепер розглянемо рівняння (14.1), (14.2) в деякій горизонтальній площині. Якщо руху вважати дуже повільними, знехтувати прискоренням і силою тертя, то залишаться такі складові: горизонтальний градієнт тиску і Коріолісова сила. Звідси виходить рівняння геострофіческого вітру:
з якого видно, що швидкість не спрямована по градієнту тиску. Вона спрямована перпендикулярно до градієнту тиску, оскільки вони пов'язані через векторний добуток. Відзначимо,
що великомасштабні процеси в атмосфері квазідвумерни і квазігеострофічни.
Подібні великомасштабні руху повітряних мас добре видно на космічних знімках. В область циклону з пониженим тиском стягуються повітряні маси, тому спіралеподібні хмарні структури із закручуванням проти годинникової стрілки є природними трасером циклонів. З області антициклону з підвищеним тиском спостерігається також рух повітряних мас, але з обертанням вже за годинниковою стрілкою. До речі, типова енергія циклонів (не тропічних) - це 17 жовтень Дж. Для порівняння енергія мегатонної атомної бомби 4 • 10 15 Дж, тобто циклон еквівалентний десяткам і сотням мегатонни бомб. Проте ця енергія розподілена за великим простору і викликає лише порівняно повільний рух повітряних мас.
В особливу групу виділяють сильні тропічні циклони, енергія яких досягає 19 жовтня Дж. Потужні тропічні циклони традиційно іменують ураганами (англійська назва - hurricane) в Атлантиці і тайфунами на Тихому океані. Швидкість вітру в урагани і тайфуни досягає 20-40 м / с і більше, що призводить до суттєвих руйнувань, повеней, цунамі та інших стихійних лих. Навалам тропічних циклонів схильні в основному Атлантичне узбережжя США, Карибський регіон, Південно-Східна Азія, Індонезія, Австралія. Досить рідко тайфуни заходять до нас, на далекосхідне узбережжі Росії. Оскільки потужні тропічні циклони представляють велику небезпеку, існують різні служби спостереження за ними, які класифікують їх (ураганів і тайфунам присвоюються імена), визначають і прогнозують траєкторії їхнього руху. Космічний знімок тропічного циклону наведено на рис. 14.3.
Поряд з глобальною циркуляцією атмосфери існують рухи повітря, пов'язані з локальними просторовими і тимчасовими факторами. Природа локальних вітрів також має просте фізичне пояснення. Перший приклад таких локальних вітрів і переміщень повітряних мас - це так звані морської та берегової бризи. Коли настає день і яскраво світить сонце, суша практично відразу прогрівається, значно швидше води. Причина в тому, що теплоємність води набагато більше, ніж теплоємність існуючих грунтів, крім того, вода прогрівається на значну глибину, тому
представляє собою більш ємний резервуар тепла, ніж практично не пропускає оптичне й ІК випромінювання грунт. Повітря над сушею також прогрівається швидше. Далі прогрівається повітря розширюється, щільність його знижується і нагріте повітря піднімається вгору. У результаті над сушею утворюється область низького тиску, на відміну від області більш високого тиску над морем. Природно, з області високого тиску в область низького тиску підтягується прохолодне повітря з моря - морський бриз. Циркуляція замикається, і виходить деякий локальний кругообіг навколо берега. Тут передбачається, що берег не містить високих гір, отже відсутній помітний адіабатичний підйом або опускання повітря. Вночі має місце протилежна ситуація. Суша швидко остигає, а вода віддає тепло значно повільніше, тому вночі навпаки дме береговий бриз з суші на море. Такого роду вітри мають природну добову періодичність.
Прикладом вітрів, пов'язаних з сезонною періодичністю нагріву, є мусони. Порівняно стійка мусонна циркуляція спостерігається в Екваторіальній Африці, на східній і південній периферії Азії. Досить сильно це явище проявляється на півострові Індостан. Влітку добре прогрівається сам півострів і повітряні маси над ним, утворюється область низького тиску, і вітер дме з моря. Природно, це дуже вологий вітер, який викликає сезон дощів. У зимові місяці суша охолоджується швидше навколишнього океану. Оскільки океан і повітряні маси над ним тепліше, тут утворюється область низького тиску, і взимку сухі вітри дмуть з континенту на морі. Відзначимо, що така поведінка тиску над материками типово для внетропических широт: влітку тиск знижений, а взимку підвищено.
Розглянемо так звані гірничо-долинні вітри. Тут ситуація відрізняється від попередніх прикладів тим, що відбуваються неадіабатіческіе процеси. Вище було розглянуто фен, коли повітряні маси адіабатично піднімаються в гору, охолоджуються і з опадами втрачають запас вологи, а при спуску з гори відбувається адіабатичний нагрівання повітря. У випадку досить великих вершин і протяжних схилів гір відбувається тривалий підйом повітря, який може прогріватися на схилі. Такий підйом із зовнішнім нагрівом буде, звичайно, неадіабатіческім. Тоді при прогріванні повітря на схилі долинний вітер, що дме з долини на гору, стає теплим. І навпаки, гірський вітер досить довго втікає по схилу гір у долину, й існують умови для його радіаційного охолодження (ясне небо), - він втрачає енергію на ІЧ випромінювання і помітно охолоджується.
Подібні холодні вітри з гір мають різні місцеві назви. Таке явище спостерігається на Чорноморському узбережжі в Криму і в районі Новоросійська і називається бору. Подібний вітер на середземноморському узбережжі має назву містраль.
У цілому динаміка атмосфери визначається як процесами глобальної циркуляції, так і локальними явищами типу розглянутих вище бризів, мусонів, гірничо-долинних вітрів і т. д.
Погода і клімат
Терміни «погода» і «клімат» дуже часто вживаються і добре всім відомі. Під погодою розуміється фізичний стан атмосфери біля поверхні Землі в даний момент часу. Фізичний стан атмосфери характеризується метеорологічними величинами (температура, тиск, вологість, вітер, хмарність, опади) і атмосферними явищами (гроза, туман, пилова буря, завірюха і т.п.). Поняття клімату пов'язана з режимом температури й опадів (сукупності атмосферних умов) на даній території за тривалий період часу. Можна сказати, що клімат - це «синтез погод». Однак немає загальноприйнятого визначення масштабу часу, що розділяє синоптичні процеси, що формують погоду, і процеси формування клімату, тому при обговоренні проблем змін клімату слід уточнювати про які масштаби часу (і яких атмосферних умовах) йде мова. Проблеми відмінностей та змін клімату привертали до себе увагу з незапам'ятних часів. Ще древнім грекам було зрозуміло, що клімат в
основному визначається середньою висотою Сонця (широтою місцевості), нахилом сонячних променів. Саме слово «клімат» має грецьке походження і означає «нахил».
Процеси, що визначають погоду і клімат, зумовлені як внутрішніми факторами і динамікою системи геосфер Землі, так і зовнішніми чинниками, перш за все Сонцем. Перш ніж обговорювати проблеми погоди і клімату, розглянемо перетворення сонячної енергії в атмосфері. На рис. 14.5 наведено усереднений радіаційно-тепловий баланс в атмосфері, отриманий за даними численних вимірів. Звичайно, відносна величина всіх складових балансу енергії сильно змінюється в залежності від часу, погодних умов і місцевості, проте аналіз усереднених величин представляє істотний
інтерес для фізики атмосфери. Відзначимо, що цифри, що визначають баланс енергії і представлені на рис. 14.5, можуть відрізнятися в різних джерелах на 10-20%, що відображає недосконалість сучасних знань про енергетичне режимі Землі.
На рис. 14.5 умовно зображені два сорти випромінювання, одне - приходить від Сонця, з максимумом за інтенсивністю в оптичному діапазоні, інше - що йде від Землі. Минає, випромінювання містить як короткохвильове випромінювання, розсіяне і відбите атмосферою і поверхнею Землі, так і довгохвильове, пов'язане з випромінюванням самої планети. Максимум цього довгохвильового випромінювання, як наголошувалося в гл. 12, лежить в інфрачервоній області спектру з довжиною хвилі Л m = 10 мкм. Якщо взяти за 100% випромінювання, яке приходить від Сонця, то приблизно 31% від нього відбивається і розсіюється атмосферою відразу: 17% хмарами, 6% поверхнею землі і 8% безхмарним атмосферою. Назад йде приблизно 31%, а 69% цього короткохвильового випромінювання поглинається атмосферою (4% поглинається хмарами, а 22% - безхмарним атмосферою) і 43% Землею. У сталому стаціонарному Причому атмосфера випромінює низькочастотне ІК випромінювання і вниз, в Землю (67 + 34 = 101%), а Земля випромінює в атмосферу 115% ІК випромінювання + 29% енергії прихованим теплом і турбулентними потоками, що становить 144% по енергії від падаючого випромінювання. Хоча потік енергії від поверхні Землі перевищує 100%, ніякого протиріччя з законом збереження енергії тут немає, оскільки Земля отримує 43% по енергії високочастотним випромінюванням і 101% (67 + 34 = 101%) низькочастотним ІК випромінюванням від атмосфери, що становить ті ж 144 %. Таким чином, між поверхнею Землі і атмосферою завдяки парниковому ефекту виникають зустрічні потоки енергії, які додатково нагрівають атмосферу і поверхню Землі.
Якщо прирівняти випромінювану Землею енергію рівноважного випромінювання деякого еквівалентного чорного тіла, то отримаємо аналогічну (12.3) оцінку температури з додатковим множником 1,44 1 / 4 = 1,1, тобто температура цього тіла становитиме Т = 280 К. Згідно з тими ж експериментальними даними атмосфера випромінює в ІЧ діапазоні 170% (67% - безхмарне атмосфера і 103% - хмари) енергії від первинного сонячного випромінювання. Якщо зіставити випромінювану атмосферою енергію
рівноважного випромінювання деякого еквівалентного чорного тіла, то аналогічно для оцінки температури отримаємо співвідношення виду (12.3) з додатковим множником 1,7 1 / 4 = 1,14, що відповідає Т = 290 К. Звичайно, атмосфера і поверхня Землі помітно відображають падаюче на них випромінювання, тобто є не абсолютно чорними, а «сірими» тілами, однак при зіставленні з випромінюванням деякого еквівалентного чорного тіла це враховується відповідним коефіцієнтом сірості. Отримані оцінки досить близькі до реальних середніх температурах атмосфери і поверхні Землі. Для більш точного аналізу необхідний облік багатьох факторів, зокрема, нерівноважності випромінювання Землі та атмосфери, процесів переносу випромінювання, тепла, імпульсу і т. д.
Проблеми аналізу динаміки атмосфери й океану, передбачення погоди і клімату являють собою складний комплекс фізичних і математичних задач. Раніше прогнози погоди грунтувалися, як правило, на екстраполяції вже зареєстрованих даних. Метеорологи аналізували карти погоди, еволюцію областей високого і низького тиску, рух і розвиток фронтів, поширення хмарності та інші подібні фактори і на цій основі давали прогноз. Мистецтво прогнозування погоди полягає у врахуванні багатьох факторів і можливості передбачення зміни стану атмосфери. В історії метеорології відомо чимало осіб, що володіли унікальними здібностями в прогнозуванні погоди. На основі накопиченого досвіду вони могли визначати, як буде в наступні дні змінюватися тиск, положення фронтів і температура. Однак досвід видатних прогнозистів практично не передається наступним поколінням метеорологів.
На противагу цьому мистецтву метеорологів минулого сучасна наука прогнозування грунтується на використанні математичних моделей атмосфери й океану, тому використовувані метеорологами сучасні методи називаються чисельними методами прогнозу погоди. Реалізація подібних чисельних методів прогнозу погоди стала можливою з 50-х років XX ст., Коли з'явилися відповідні електронно-обчислювальні машини. Прогноз стану атмосфери в даному місці на строк до трьох діб здійснюється шляхом інтегрування рівнянь руху і перенесення в атмосфері. У такому часовому інтервалі атмосферні процеси можна вважати адіабатичним, тобто нехтувати припливом енергії ззовні і диссипацией енергії за рахунок в'язкості. За відомим початкового стану
атмосфери розраховуються часові та просторові зміни. Тому для точного прогнозу погоди необхідна детальна і точна інформація про початковий стан атмосфери. Необхідні вихідні дані поставляє, головним чином, світова мережа метеостанцій і мережа станцій радиозондирования атмосфери. Висотні радіозонди, що запускаються на повітряних кулях на висоти до 35 км вимірюють температуру, тиск, вологість повітря і передають цю інформацію по радіо, крім того, із Землі визначається і швидкість вітру по положенню радіозонда в просторі. Станції радиозондирования розташовані в основному в економічно розвинених країнах і відстоять один від одного на відстані близько сотень кілометрів. З початку 60-х років регулярно запускаються метеорологічні супутники, які реєструють розподілу метеорологічних параметрів, здійснюють зйомки розподілів хмар, циклонічних систем і т. п. Особливо цінні супутникові дані над океанами, де мережа метеорологічних пунктів і станцій радиозондирования дуже розріджена. Відповідно до розроблених Всесвітньою метеорологічною організацією міжнародною угодою метеорологічні дані з усього світу передаються у світові центри даних у Москві, Вашингтоні і Мельбурні, а також в усі національні метеорологічні установи.
Відзначимо, що помилки, які неминуче вносяться в математичну модель, головним чином через неточність вимірів, в процесі розрахунку мають тенденцію до зростання. Тому при розрахунку параметрів стану атмосфери на тиждень або більш помилки, як правило, стають настільки великими, що зникає можливість прогнозу. Для передбачення на тривалі терміни температури, усередненої за часом і простором, детерміноване опис не дає хороших результатів, і в цих випадках використовуються статистичні методи прогнозу, засновані на уявленні про лінійної регресії. На можливість того, що малі обурення початкового стану атмосфери можуть призвести згодом до суттєвих змін кінцевого стану атмосфери і створити проблему передбачуваності, вказував А. М. Колмогоров більше 40 років тому в такій образній формі: «Уявімо собі дві однакові планети з абсолютно ідентичними станами атмосфери. Якщо на одній з них вийти на ганок і махнути хусткою, а на інший цього не зробити, то через якийсь час погода на цих планетах стане абсолютно різної ».
У певному сенсі, ще більш складною проблемою є проблема аналізу та прогнозування кліматичних змін. Якщо у випадку передбачення погоди існує можливість постійного порівняння «теорії» (результатів чисельних розрахунків) з «практикою» і подальшого коректування методів прогнозу, то для передбачуваних кліматичних змін протягом десятків, сотень і більше років така можливість суттєво обмежена. Земна кліматична система включає в себе всі основні геосфери: атмосферу, гідросферу, літосферу, кріосфері і біосферу. Слід відзначити складність структури і взаємозв'язків в земній кліматичній системі, її неоднорідність, нелінійність і нестаціонарність.
Хмари атмосферні, скупчення в атмосфері продуктів конденсації водяної пари у вигляді величезного числа дрібних крапельок води або кристаликів льоду або тих і інших. Аналогічні скупчення безпосередньо біля земної поверхні називається туманом. хмари - суттєвий погодообразующих фактор, що визначає формування і режим опадів, що впливає на тепловий режим атмосфери і Землі і т.д. хмари покривають у середньому близько половини небосхилу Землі і містять при цьому в підвішеному стані до 109 т води. Хмари є важливою ланкою влагооборота на Землі, вони можуть переміщатися на тисячі км, переносячи і тим самим перерозподіляючи величезні маси води.
Утворення хмар пов'язане з виникненням в атмосфері областей з високою відносить. вологістю. Наявність в атмосфері величезного числа дрібних частинок, що грають роль ядер конденсації, забезпечує появу зародкових крапель вже при досягненні насичення. Умови ж насичення створюються в результаті охолодження повітря, викликаного, наприклад, розширенням його при впорядкованому підйомі на фронтах атмосферних (так утворяться хмари Ns і системи Ns-As-Ac), при неврегульованих турбулентному перемішуванні або хвильових рухах (St, Sc, Ac), при конвективної підйомі (Cu, Cu Cong, Cb), при набряканні гірських перешкод (Ac) і ін Подальше охолодження повітря приводить до появи надлишкової пари, що поглинається зростаючими краплями. Т. о., Спочатку краплі ростуть переважно за рахунок конденсації водяної паратмосфера Потім у міру їх укрупнення, все більшу роль починають грати процеси зіткнення й злиття крапель один з одним (т. зв. Коагуляція хмарних елементів). Коагуляційний механізм - основний механізм росту хмарних крапель радіусом понад 30 мкм. При негативних температурах хмари можуть бути краплинні (переохолоджені), кристалічні або змішані, тобто складаються з крапель і кристалів. Малі розміри хмарних крапель дозволяють їм довго зберігатися в рідкому вигляді і при негативних температурах. Так, при -10 ° С хмари у половині випадків краплинні, в 30% - змішані і лише в 20% кристалічні. Переохолоджені ж краплі в хмари зустрічаються аж до -40 ° С. Пересичення над кристалами значно більше, ніж над краплями (насичуюча пружність водяної пари над льодом нижче, ніж над водою), завдяки чому в змішаних О. кристали ростуть значно швидше крапель, що сприяє випаданню опадів.
Різноманітні і складні фізичні процеси, що керують розвитком хмар Виникнувши на ядрах конденсації, хмарні краплі ростуть, переміщаються всередині хмари, виносяться за його межі і випаровуються. Час життя хмарних частинок може бути в багато разів менше часу життя хмари в цілому. Цикл життя хмари в цілому завершується його випаровуванням. Випадання опадів сприяє унесенню води і прискорює процес руйнування хмари. Тривале існування хмари пояснюється малими швидкостями падіння частинок (краплі радіусом 1-10 мкм падають зі швидкістю 0,05-1,2 см / сек), наявністю висхідних рухів повітря, які не лише підтримують частки цих хмар, але й разом з турбулентними рухами забезпечують приплив водяної пари і сприяють зародженню нових частинок.
Список використаної літератури
1. Трухін В. І., Показеев К. В., Куніцин В. Є. Загальна та екологічна геофізика. - М.: Фізматліт, 2005. - 576 с.
2. Мейсон Б. Дж. Фізика хмар / Переклад з англ. - Л.: Гидрометеоиздат, 1961. - 541 с.
3. Качурін Г. Л. Фізичні основи впливу на атмосферні процеси. - Л.: Гидрометеоиздат, 1989.
4. Роджерс Р.Р. Короткий курс фізики хмар / Пер. з англ. - Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - 231 с.