7,77,98 вар 3

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 многочислен-

ные 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

3

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

z2 z1 B(1 tm ) lg p1 / p2

где tm — средняя температура слоя между р1 и р2, tm в °С; = 1/273 —

термический коэффициент объемного расширения газа; В — 18 400 м —

барометрическая постоянная.

4

Для небольшого перепада высот используется формула Бобине

где рн — давление на нижнем уровне z1, рв — 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) / (RdTm) в иной форме:

(dz / dp) (Rd Tm ) /(gp)

Выражение —(dz/dp) называется барической ступенью (или баро-

метрической 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 Rd, можно найти барическую ступень для разных р и Тm. 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 давле-

ние 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

5

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.

77. Влияние подстилающей поверхности на скорость ветра

Суточный ход скорости ветра над поверхностью океанов почти не выражен, но над сушей проявляется четко. В конце ночи скорость ветра бывает наименьшей, а после полудня достигает максимума. Особенно четко выражен суточный ход скорости ветра летом в ясные дни, что объясняется усилением конвекции и турбулентного перемешивания вследствие сильного,

но неодинакового нагревания участков подстилающей поверхности в такие дни.

Суточный ход скорости ветра летом наблюдается до высоты 200—300

м. В более высоких слоях ветер не испытывает тормозящего влияния подстилающей поверхности и не ослабевает даже ночью. Вторжения воздушных масс иногда нарушают нормальный суточный ход скорости ветра.

Годовой ход скорости ветра определяется закономерностями общей циркуляции атмосферы. Поэтому он неодинаков в различных районах земного шара. На Европейской части РФ летом средние скорости ветра наименьшие, а в январе и феврале — наибольшие. В Восточной Сибири,

6

наоборот, в январе и феврале средние месячные скорости ветра наименьшие,

а летом — наибольшие. Наибольшая скорость ветра на Земле наблюдается в некоторых пунктах Антарктики, где средняя суточная скорость достигает 45

м/с, а максимальная — 90 м/с.

На скорость ветра большое влияние оказывает подстилающая поверхность. Над океанами скорость ветра наибольшая. Над неровной поверхностью суши она уменьшается под действием силы трения. В

котловинах и долинах скорость ветра меньше, чем над холмами, в городе она меньше, чем в сельской местности, на полях, защищенных лесополосами,

меньше, чем в открытой степи, и т.д. Ослабление скорости ветра непосредственно у земной поверхности особенно заметно. Так, над травяным покровом на высоте 10 см скорость ветра уменьшается на 65—80% при скорости ветра 3—5 м/с на высоте 2 м.

98. Климат почвы и фитоклимат

Климат почвы это многолетний режим температуры и влажности и их географическое распределение, зависящее от комплекса природных факторов и производственной деятельности человека.

Фитоклимат – (от греч. phyton – растение и климат), разновидность микроклимата – метеорологические условия, создающиеся в среде обитания растений (в травостое, кронах деревьев и т.п.), которые определяются влиянием растительности на климат приземного слоя воздуха. В зависимости от вида, габитуса и возраста растительности, густоты посева (насаждения) и

способа посева (посадки) изменяются освещенность, сила ветра, температура и влажность воздуха и почвы, которые существенно отличаются от аналогичных показателей на открытом месте. В развитом посеве высокостебельных культур (кукуруза, сахарный тростник, конопля)

освещенность у поверхности почвы может быть в 5–10 раз меньше, чем над

7

посевом, температура воздуха в жаркий полдень на 4–5о ниже, а температура поверхности почвы на 15–20° ниже, чем на незатененном участке.

Фитоклимат изучают для более точной оценки условий произрастания сельскохозяйственных. культур и обоснования технологии их возделывания на определенных полях.

Под пологом леса создается свой фитоклимат, существенно отличный от условий в окружающей открытой местности. Сквозь кроны леса солнечная радиация проникает в ослабленной степени; в густом лесу вся или почти вся радиация будет рассеянной, а интенсивность ее – малой. Соответственно убывает и освещенность под пологом леса.

Роль деятельной поверхности в лесу переходит к кронам. Температура днем будет максимальной непосредственно над кронами леса, где она значительно выше, чем на том же уровне в открытой местности. Внутри леса днем (в летнее время) температура значительно ниже, чем над кронами.

Ночью кроны сильно охлаждаются излучением, потому максимум температуры по вертикали наблюдается в это время на высоте 1–2 м над ними, а минимум температуры не на уровне крон, а внутри леса, так как холодный воздух стекает с высоты крон вниз.

Конечно, как радиационный, так и тепловой режим в лесу зависит от возраста и сомкнутости леса, от пород деревьев и прочих биологических факторов.

Летом в лесу днем холоднее, чем в поле, ночью – теплее. Зимой условия сложнее, но в общем разность температуры между лесом и полем почти отсутствует. В среднем годовом лес несколько холоднее, чем поле.

Годовые амплитуды температуры в лесу немного меньше.

Относительная влажность в лесу выше, чем в поле на несколько процентов. Летом эта разница наибольшая, зимой она почти отсутствует. Как относительная, так и абсолютная влажность летом наибольшая в кронах деревьев.

8

При встрече ветрового потока с лесом воздух в большей части обтекает лес сверху. Поэтому над кронами скорость ветра сильнее, чем на той же высоте в открытой местности. Внутри леса по мере удаления от опушки скорость ветра уменьшается. В вертикальном направлении скорость ветра особенно сильно убывает в пределах крон. Под кронами ветер равномерно слабый, а в пределах нижнего метра над земной поверхностью скорость ветра убывает до нуля.

Лес испаряет не сильнее, а, по-видимому, слабее, чем хорошо развитая луговая растительность или полевые культуры. Однако испарение с крон леса происходит более длительное время. Непосредственное испарение с почвы в лесу невелико. Главную роль играет транспирация крон, а также испарение осадков, задержанных кронами. Важно, что лес испаряет воду,

полученную кронами деревьев с достаточно глубоких горизонтов, поэтому верхний слой почвы в лесу более влажный, чем в поле.

Во всяком случае, лес не может существенно увеличивать внутренний влагооборот и не может увеличивать этим путем количество осадков,

выпадающих на суше. Но, по-видимому, лес может несколько увеличивать осадки над данным лесным районом и в его окрестностях другим путем.

Например, увеличивая шероховатость подстилающей поверхности, лес вызывает подъем воздуха, переходящего с поля на лес. По некоторым расчетам, увеличение осадков лесом может составлять десятки миллиметров за год. Вероятно, играет роль не только общая площадь облесенности, но и протяженность лесных опушек. Иными словами, чем пятнистее распределение леса, тем больше его влияние на выпадение осадков.

Снег распределяется в лесу равномернее, чем в открытом месте, и

плотность его в лесу меньше вследствие ослабления ветра. Правда, в густых хвойных лесах много снега остается на кронах деревьев, а затем испаряется с них или сносится ветром. Таяние снега в лесу замедлено, а почва под высоким и рыхлым снежным покровом промерзает на меньшую глубину, чем в поле.

9

10

Задание 1

1. Рассчитать по данным актинометрических наблюдений интенсивность инсоляции, суммарную радиацию, интенсивность ФАР,

радиационный баланс земной поверхности, поглощательную способность поверхности, количество тепла, получаемое водной поверхностью. Исходные данные взять согласно варианту, вычисления проводить с точностью до сотых.

2. Написать вывод, где указать: 1) будет ли земная поверхность нагреваться или охлаждаться при данном радиационном балансе? 2) какой тип распределения температуры в почве будет иметь место (тип инсоляции или тип излучения)? 3) будет ли проходить процесс фотосинтеза при данной интенсивности ФАР?

S=0,81кВт/м2, h0=590, D=0,13 кВт/м2, Еэф=0,09 кВт/м2, поверхность – глина влажная.

Решение:

Приход прямой радиации на земную поверхность зависит от угла паде-

ния солнечных лучей. Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность (S') или интенсивность инсоляции вычисляется по формуле:

=0,81*sin59=0,81*0,8572=0,69 кВт/м2.

Суммарная радиация (Q), поступающая в естественных условиях на горизонтальную поверхность, рассчитывается по формуле:

Q = S'+D,

где S'— прямая солнечная радиация, приходящая на горизонтальную поверхность, Вт/м ;

D— рассеянная солнечная радиация, Вт/м ;

Q = S'+D=0,69+0,13=0,82 кВт/м2.

Для расчѐта фотосинтетически активной радиации (ФАР) используют формулу Росса и Тооминга:

QФAP=0,43 S' + 0,57D=0,43*0,69+0,57*0,13=0,37.

11