атмосфера

Скорость испарения

Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени, например за сутки, с данной поверхности. Она, прежде всего, пропорциональна раз­ности между упругостью насыщения при температуре испаряю­щей поверхности и фактической упругостью водяного пара в воз­духе: Es - е (закон Дальтона).

Чем меньше разность (Es - е), тем медленнее идет испаре­ние, т. е. тем меньше водяного пара переходит в воздух за еди­ницу времени. Если испаряющая поверхность теплее воздуха, то Es больше, чем упругость насыщения E при температуре воз­духа; поэтому испарение продолжается и тогда, когда воздух уже насыщен, т. е. когда e = E<Es. Кроме того, скорость испа­рения обратно пропорциональна атмосферному давлению р. Но этот фактор важен лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в горах; на равнине колебания атмосферного давления не так велики, чтобы он имел серьезное значение.


Испарение и насыщение

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации растений. Испарение, в отличие от транспирации, назы­вают еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением.

Процесс испарения состоит в том, что отдельные молекулы воды отрываются от водной поверхности или от влажной почвы и переходят в воздух как молекулы водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения. Это происходит отчасти вследствие собственного дви­жения молекул; в этом случае процесс распространения молекул газа на возможно большее пространство называется молекуляр­ной диффузией. К молекулярной диффузии в атмосфере присое­диняется еще и распространение водяного пара вместе с воз­духом: в горизонтальном направлении с ветром, т. е. с общим переносом воздуха, а в вертикальном направлении путем тур­булентной диффузии, т. е. вместе с турбулентными вихрями, все­гда возникающими в движущемся воздухе.


Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагре­вается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточ­ного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на одну треть. Над поверхностью моря условия сложнее, о чем будет сказано дальше.

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом тем­пературы почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13—14 часов температура почвы, как мы знаем, на­чинает понижаться. В 14—15 часов она уравнивается с темпе­ратурой воздуха; с этого времени при дальнейшем падении тем­пературы почвы начинает падать и температура воздуха. Таким образом, минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум — на 14—15 часов.

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода темпе­ратуры— плавные кривые, похожие на синусоиды.


Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы

Измерение температуры на поверхности почвы является методически трудной задачей, особенно при пользовании жид­костными термометрами. Результаты измерений сильно зависят от условий установки термометра, не вполне отражают действи­тельные температурные условия на поверхности почвы и недо­статочно сравнимы. Лучшие результаты можно получить с по­мощью электрических термометров.

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Ми­нимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнею слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен.

Затем температура на поверхности почвы растет до 13— 14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излуче­ния, но и путем возросшей теплопроводности, а также при уве­личившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы и падает с 13—14 часов до утреннего минимума.


Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулент­ности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажден­ная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, тепло­емкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же коли­чество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.


Причины изменений температуры воздуха

Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмо­сферы. Этот тепловой режим атмосферы, являющийся важней­шей стороной климата, определяется, прежде всего, теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Под окру­жающей средой при этом понимают космическое пространство, соседние массы или слои воздуха и особенно земную поверх­ность.

Мы уже знаем, что теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т. е. при собственном излечении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхно­сти и других атмосферных слоев. Во-вторых, он осуществляется путем теплопроводности — молекулярной между воздухом и зем­ной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденса­ции или кристаллизации водяного пара.


.

Фронты в атмосфере

В атмосфере постоянно создаются такие условия, когда две воздушные массы с разными свойствами располагаются одна подле другой и при этом разделены узкой переходной зоной — фронтом. В зоне фронта, при переходе от одной воздушной массы к другой, температура, ветра и влажность воздуха более или менее резко меняются.

В главе второй говорилось о главных фронтах в атмосфере, разделяющих воздушные массы основных географических типов. Рассмотрим теперь основные свойства фронтов.

Зона фронта всегда имеет какую-то ширину в горизонтальном направлении и какую-то толщину по вертикали. Однако и ши­рина, и толщина фронта очень невелики в сравнении с разме­рами разделяемых им воздушных масс. Поэтому, идеализируя действительные условия, можно представлять фронт как поверх­ность раздела между воздушными массами. В пересечении с зем­ной поверхностью фронтальная поверхность, очевидно, образует линию фронта, которую также кратко называют фронтом. При такой идеализации можно рассматривать фронт также и как поверхность разрыва, понимая под этим, что температура и неко­торые другие метеорологические элементы резко меняются в зоне фронта.


Сила трения

Трение в атмосфере также является силой, которая сооб­щает уже существующему движению воздуха отрицательное ус­корение, т. е. замедляет движение, а также меняет его направ­ление.

В первом приближении силу трения в атмосфере можно счи­тать направленной противоположно скорости. Сила трения наи­более велика у самой земной поверхности. С высотой она убы­вает и на уровне около 1000 м становится незначительной по сравнению с другими силами, действующими на движение воз­духа. Поэтому начиная с этой высоты ею можно пренебречь. Высота, на которой сила трения практически исчезает (от 500 до 1500 м, в среднем около 1000 м), называется уровнем трения.

Нижний слой тропосферы, от земной поверхности до уровня трения, называется слоем трения или планетарным пограничным слоем.


Зональное распределение солнечной радиации у земной поверхности

Мы проанализировали распределение радиации на границе атмосферы. До земной поверхности она доходит ослабленной атмосферным поглощением и рассеянием. Кроме того, в атмо­сфере всегда есть облака, и прямая солнечная радиация часто вообще не достигает земной поверхности, поглощаясь, рассеи­ваясь и отражаясь обратно облаками. Облачность может умень­шать приток прямой радиации в широких пределах. Например, в Ташкенте, в зоне пустыни, в малооблачном августе теряется вследствие наличия облаков всего 20% прямой солнечной ра­диации. Но во Владивостоке с его муссонным климатом потеря прямой радиации вследствие облачности летом составляет 75%. В Ленинграде, даже в среднем за год, облака не пропускают к земной поверхности 65% прямой радиации.

Итак, действительные количества прямой солнечной радиа­ции, достигающие земной поверхности в течение того или иного времени, будут значительно меньше, чем количества, рассчитан­ные для границы атмосферы. Распределение же их по Земному шару будет более сложным, так как степень прозрачности атмосферы и условия облачности весьма изменчивы в зависимости от географической обстановки.


Явления, связанные с рассеянием солнечной радиации

     Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обуслов­ленный рассеянием в нем солнечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет, подобно тому, как вода уже в сравнительно малой толще, в несколько метров, имеет зеленоватый цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть, не только глядя на небесный свод, но и рассматривая отдален­ные предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дым­кой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. ко­личества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере — в черно-фиолетовый.

     Чем больше в воздухе помутняющих примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинновол­новых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Частицами тумана, обла­ков и крупной пыли, диаметром больше 1,2 мк, лучи всех длин волн диффузно отражаются одинаково; поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле заволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой. Облака, на которые падает солнечный свет, кажутся поэтому же белыми.


Сторінки