Оглавление

7. Изменение атмосферного давления с высотой, барическая ступень, барометрическое нивелирование 3

77. Влияние подстилающей поверхности на скорость ветра 6

98. Климат почвы и фитоклимат 7

Задание 1 10

Задание 2 12

Задание 3 14

Задание 4 16

Литература 17

7. Изменение атмосферного давления с высотой, барическая ступень, барометрическое нивелирование

В начале XIX в. Дальтон сформулировал закон, глася­щий: в покоящейся смеси газов каждый газ распределяется в пространстве независимо от присутствия других газов. В применении к атмосфере (если бы она действительно была покоящейся) это означало бы, что каждый газ, составляющий воздух, должен образовывать свою собственную атмосферу, а значит, доля легких газов должна была бы возрастать с высотой. В этом и заключает­ся идея гравитационного разделения газов. Однако многочислен­ные и тщательные исследования с помощью летающих баллонов, ракет, а затем искусственных спутников показали, что процент­ное содержание составных частей сухого воздуха в нижних 100 км с высотой практически не изменяется. Это означает, что в ниж­них 100 км воздух, находящийся в постоянном движении, так хо­рошо перемешивается по вертикали, что атмосферные газы не расслаиваются по плотности, как это было бы в условиях непод­вижной атмосферы. Этот слой атмосферы, толщиной 100 км, по­лучил название гомосферы. Выше 100 км начинается расслоение газов по плотности, и оно постепенно увеличивается с высотой. Однако процесс разделения газов осложняется диссоциацией мо­лекул на атомы под влиянием коротковолнового (ультрафиолето­вого) солнечного излучения. В слое от 100 до 200 км преобладаю­щим газом атмосферы остается молекулярный азот N2. Что каса­ется молекулярного кислорода, то процесс его превращения в атомарный начинается уже на высоте 20 км, на высоте 100 км оно достигает максимума, а на высоте 200 км число атомов кис­лорода сравнивается с числом молекул азота. Гравитационное разделение в чистом виде происходит только с благородными га­зами — аргоном и гелием.

В нижних слоях аргона содержится в 1700 раз больше, чем гелия, выше 200 км аргона уже нет, а содержание гелия на высоте 1000 км только в три раза меньше, чем у поверхности Земли. Выше 1000 км атмосфера состоит главным образом из гелия и во­дорода в атомарном состоянии. На этих высотах начинает приоб­ретать большое значение процесс ускользания легких газов из земной атмосферы в мировое пространство. Выше 1500 км в годы минимума солнечной активности атмосфера состоит из водорода, а в годы максимума активности — преимущественно из гелия. Таким образом, вся внешняя часть атмосферы (выше 100 км) ха­рактеризуется непрерывным изменением состава как по слоям, так и во времени. Поэтому эта часть атмосферы носит название гетеросферы.

В отличие от составляющих сухого воздуха процентное содержание водяного пара в воздухе изменяется с высотой, начи­ная с самых нижних слоев. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу от земной поверхности. Распространяясь вверх, он конденсируется. Поэтому давление и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее, чем давление и плотность остальных газов воздуха. Общая плотность воздуха становится вдвое мень­ше, чем у земной поверхности, на высоте 5—6 км, а плотность водяного пара убывает вдвое в среднем уже на высоте 1,5—2 км. На высоте 5—6 км давление водяного пара и, следовательно, его содержание в воздухе в 10 раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 10—12 км — в сто раз меньше. Таким образом, выше 10—15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.

Наиболее точная формула, использующаяся для баро­метрического нивелирования, — формула Лапласа (1749—1827). Она получена для влажного воздуха с учетом изменения ускоре­ния свободного падения с широтой и высотой. В метеорологии в большинстве задач используется барометрическая 'формула реальной атмосферы. Она имеет вид

где t_m — средняя температура слоя между р₁ и р₂, tm в °С; = 1/273 — термический коэффициент объемного расширения газа; В — 18 400 м — барометрическая постоянная.

Для небольшого перепада высот используется формула Бобине

где р_н — давление на нижнем уровне z₁, р_в — давление на верхнем уровне z₂.

Быстрые подсчеты, связанные с изменением давления с высотой, можно сделать с помощью так называемой бариче­ской ступени. Напишем основное уравнение статики dp = - (gpdz) / (R_dT_m) в иной форме:

Выражение —(dz/dp) называется барической ступенью (или баро­метрической ступенью). Следовательно, барическая ступень — это приращение высоты, в пределах которого давление падает на единицу. Барическая ступень — величина, обратная вертикальному бари­ческому градиенту —(dp/dz). Из формулы видно, что бари­ческая ступень прямо пропорциональна температуре воздуха и об­ратно пропорциональна давлению. При одном и том же давлении барическая ступень тем больше, чем выше температура. Чем больше высота и чем, следовательно, ниже давление, тем больше барическая ступень.

Подставив в формулу числовые значения g и R_d, можно найти барическую ступень для разных р и Т_m. Как мы знаем, в метеорологии за единицу давления принят гектопаскаль. Тогда барическая ступень измеряется приростом высоты, на котором давление падает на 1 гПа. При темпе­ратуре 0°С и давлении 1000 гПа бари­ческая ступень равна 8 м/гПа. Таким образом, у земной поверхности нужно подняться примерно на 8 м, чтобы дав­ление упало на 1 гПа. С ростом тем­пературы барическая ступень растет примерно на 0,4 % на каждый градус. На высоте около 5 км, где давле­ние близко к 500 гПа, при той же тем­пературе 0°С барическая ступень будет уже около 16 м/гПа. Зная барическую ступень для разных р и Т, можно производить те расчеты, для которых применяются барометрические формулы, если только разность высот не очень велика.

Допустим, что на уровне земной поверхности давление одинаково и в теплом и в холодном воздухе. Однако в теплом воздухе, где барическая ступень больше, нужно подняться на большую высоту, чем в холодном воздухе, чтобы давление упало на 1 гПа. При дальнейшем подъеме эта разница будет нарастать. Следовательно, в теплом воздухе давление падает с высотой мед­леннее, чем в холодном. Поэтому на высотах давление в теплом и холодном воздухе уже становится неодинаковым: на одной и той же высоте в теплом воздухе оно будет выше, чем в холодном. Иными словами, теплые области в атмосфере являются в высоких слоях областями высокого давления, а холодные области — областями низкого давления.