Реферат: Основы физики атмосферы - текст реферата. Скачать бесплатно.
Банк рефератов, курсовых и дипломных работ. Много и бесплатно. # | Правила оформления работ | Добавить в избранное
 
 
   
Меню Меню Меню Меню Меню
   
Napishem.com Napishem.com Napishem.com

Реферат

Основы физики атмосферы

Банк рефератов / Физика

Рубрики  Рубрики реферат банка

закрыть
Категория: Реферат
Язык реферата: Русский
Дата добавления:   
 
Скачать
Microsoft Word, 2244 kb, скачать бесплатно
Заказать
Узнать стоимость написания уникального реферата

Узнайте стоимость написания уникальной работы

Основы физики атмосферы Уравнение состояния Основным действующим на атмосферу внешним фактором является Солнце. Под воздействием солнечного излучения происходят разнообразные процессы переноса энергии, тепла и вещества между разными областями атмосферы и другими геосферами. Атмосфера, в основном, заполнена воздухом и примерный молекулярный вес воздуха, как хорошо известно, равен 29, что несколько больше молекулярного веса основной компоненты воздуха — азота N2, равного 28. Небольшое превышение молекулярного веса воздуха над молекулярным весом азота связано с тем, что следующая по объему компонента — кислород О2 имеет больший молекулярный вес — 32. Уравнение состояния воздуха с большой точностью описывается уравнением состояния идеального газа: где объем V , масса воздуха m , молекулярная масса µ измеряются в обычных единицах системы СИ, R — универсальная газовая постоянная. Давление Р традиционно измеряется в барах, причем, бар выражается следующим образом через стандартные единицы Н (ньютон) и Па (единица давления паскаль равна силе в ньютонах, деленной на площадь в м 2 ): Часто используется единица давления атм (атмосфера), равная 1 кг/см 2 и близкая к одному бару. Здесь целесообразно напомнить некоторые полезные для дальнейшего цифры. Часто выделяют так называемые «нормальные условия»: Они представляют собой некоторые типичные, «нормальные» значения атмосферного давления и температуры 0°С, т.е. примерно 273 К. При этом объем одного моля идеального газа составляет 2,24 • 10 -2 м 3 , или 22,4 литра. Чаще в физике атмосферы используется другая форма записи уравнения состояния, содержащая плотность воздуха р. Уравнение следует из (13.1), если поделить на объем правую часть. Нередко используется не универсальная газовая постоянная R , а газовая постоянная для воздуха R a , нормированная на молекулярный вес воздуха µ: где Отсюда плотность воздуха при нормальных условиях равна Одним из самых существ енных факторов, определяющих по ведение атмосферы, является водяной пар — известный всем газ Н2О с молекулярной массой 18. Он присутствует в сравнительно небольших количествах в атмосфере, но в отличие от других компонент воздуха с водяным паром при типичных атмо сферных температурах происходят фазовые переходы с выделением и поглощением тепла, поэтому его роль весьма значительна. Уравнение состояния воздуха при учете водяного пара меняется. Напишем отдельно уравнение состояния для сухого воздуха с парциальным давлением Р а и уравнение состояния для водяного пара, где е обозначает так называемую упругость водяных паров, или парциальное давление водяного пара: Здесь введена газовая постоянная для водяного пара R w = = R / p w . Уравнение состояния для смеси сухого воздуха и водяного пара будет несколько отличаться от уравнения состояния для сухого воздуха. Суммарная плотность смеси р равна плотности сухого воздуха р а плюс плотность воды p w : Учитывая, что получим выражение для плотности: где плотности воздуха и водяного пара выражены через соответствующие уравнения состояния, при этом парциальное давление сухого воздуха заменено на разность давлений влажного воздуха (смеси) и пара, поскольку давление паров плюс давление сухого воздуха есть суммарное давление смеси. После тождественных преобразований получим формулу Поскольку парциальное давление водяного пара, как правило, не превышает 30-50 мбар, оно мало по сравнению с давлением воздуха (~ 1 бар). Учитывая малость отношения — <С 1, можно переписать уравнение состояние влажного воздуха в виде Сравнивая (13.2) и (13.3), нетрудно видеть, что присутствие водяных паров дает лишь небольшую поправку к уравнению со стояния, которую можно интер претировать как сдвиг температу ры. Иногда вводится так называемая виртуальная температура, т. е. для воздуха с водяным паром можно заменить уравнение состояния (13.3) соотношением вида (13.2) с другой — виртуальной температурой. Иными словами, это температура сухого воздуха, имеющего такое же давление как влажный воздух. Виртуальная температура будет несколько больше, потому что молекулярный вес пара меньше. Если происходит добавление пара с замещением молекул воздуха, то смесь становится легче и плотность падает. А для того чтобы сухой воздух имел такую же плотность, нужно поднять его температуру, тогда его плотность уменьшится. Как упоминалось выше, давление водяных паров невелико, поэтому в ряде задач без фазовых переходов влиянием водяного пара на уравнение состояния можно пренебречь. Переход фазовый (ф.п.) - термодинамический процесс перехода вещества из одной фазы в другую; первого рода - фазовый переход, при котором претерпевают скачки первые производные от химического потенциала ( S и V ); второго рода - фазовый переход, при котором первые производные от химического потенциала непрерывны, но претерпевают скачки его вторые производные ( c P , , T ); монотропный - односторонний ф.п., при котором переход от высокотемпературной модификации к низкотемпературной невозможен, тогда как обратный процесс осуществляется и протекает тем быстрее, чем выше температура; энантиотропный - взаимные превращения двух кристаллических модификаций, которые могут самопроизвольно протекать как в прямом так и в обратном направлениях в зависимости от условий. Правило фаз Гиббса - в равновесной термодинамической системе , на которую из внешних факторов оказывают влияние только 2 фактора - температура и давление (соответствуют слагаемому "2" в ур-нии), число степеней свободы (C) равно числу независимых компонентов (K) минус число фаз (Ф) плюс два: С = К - Ф + 2. Если Ф = 0, система инвариантна, Ф = 1 - моновариантна, Ф = 2- бивариантна и т.д. Уравнение Клапейрона-Клаузиуса для фазовых превращений равновесие "кристалл" жидкость": равновесие "жидкость" пар": , если насыщенный пар подчиняется ур-нию состояния идеального газа , то при испарении ; , при возгонке ; . В интегральном виде Термодинамические процессы в атмосфере В атмосфере происходят различные термодинамические процессы, в частности, изотермические, адиабатические и другие знакомые по курсу молекулярной физики процессы. В основном атмосфера неизотермична, например, в тропосфере температура меняется с высотой довольно сильно, примерно на 6,5 °С на км. Но в областях тропопаузы, стратопаузы, мезопаузы в некоторых диапазонах высот ее приближенно можно считать изотермичной. Как известно, распределение давления и плотности в изотермической атмосфере определяется формулой Больцмана. Разность давлений в слоистой и статичной атмосфере обусловлена весом выделенного объема воздуха: Ось z направлена вверх. Если заменить р выражением, получен ным из уравнения состояния (13.2), то получим уравнение откуда после интегрирования следует формула Больцмана где — так называемая высота однородной атмосферы. В соответствии с формулой Больцмана давление с высотой меняется экспоненциально, причем Н определяет масштаб спадания давления по высоте, т. е. на высоте Н давление падает в е раз. Формула для плотности будет аналогичной, потому что при постоянной температуре плотность пропорциональна давлению. Высоту однородной атмосферы можно выразить и через массу т одной молекулы: Численная оценка дает величину около 8 км: Заметим, что уже на высотах в несколько километров спадание давления и плотности воздуха значительно, например, на высоте 2,5 км плотность составляет 70% от плотности на уровне моря. Однако, как правило, в атмосфере происходят заметные изменения температуры с увеличением высоты, и приближение изотермической атмосферы явно неприменимо. Более подходя щим приближением при рассмотрении перемещения частиц воздуха является адиабатическое приближение. При таком анализе обычно выделяется малая частица, представляющая собой «физически бесконечно малый» объем, но достаточно большая, в том смысле, что она содержит много молекул. Иными словами, предполагается, что частица достаточно велика по сравнению с масштабами микроструктуры среды и достаточно мала по сравнению с внешними характерными масштабами задачи. Поскольку воздух — плохой проводник тепла и его теплопроводность низка, можно считать, что по мере перемещения этой частицы с потоком других частиц, с ветром, она слабо обменивается энергией с окружающей средой, т.е. можно использовать адиабатическое приближение. Такая простейшая модель, тем не менее, отражает основное физическое явление и объясняет многие процессы в атмосфере. Рассмотрим адиаб атический процесс в атмосфере. Первое начало термодинамики имеет вид Здесь приращение тепла д Q равно приращению внутренней энергии dU = C V dT плюс работа ЗА = P dV . Отметим, что в об щем случае только приращение внутренней энергии dU является полным дифференциалом. Для частицы, которая будет переме щаться, не меняя своей энергии, можно написать д Q = О, т.е. приток тепла равен нулю, взаимодействие с окружающей средой отсутствует или, по крайней мере, пренебрежимо мало за время этого перемещения. Если мы хотим получить зависимость Р(Т), надо перейти от дифференциала dV к дифференциалу dP . Это несложно сделать, используя уравнение состояния идеального газа. Дифференцируя логарифм соотношения (13.1), получим После интегрирования получается связь Это так называемое тождест во Майера. Далее, используя тож дество Майера, заменяем дифференциал dV на dP в (13.5) и получаем уравнение адиабатического процесса: Отсюда отношение температур равно отношению давлений в степени R / Cp . Универсальная газовая постоянная равна, как известно, разности теплоемкостей Тогда, заменяя R на разность Ср — С v , получим для адиабатического процесса формулу в которой отношение температур есть отношение давлений в степени 1 — 1/ y где y = Ср/С v . Воздух при нормальных условиях состоит в основном из молекул N2 и О2. У таких двухатомных молекул при типичных атмосферных температурах колебательные степени свободы не возбуждаются, поэтому они имеют 5 степеней свободы и молярную теплоемкость при постоянном объеме Су = 5/2 R , а молярную теплоемкость при постоянном давлении Ср = 7/2 R , тогда y = 7/5. При адиабатическом подъеме, естественно, будет происходить охлаждение частиц воздуха. Давление в частице меняется так же, как и давление вне шней среды. Частица — это услов ный элемент объема, в котором достаточно много молекул, и по мере перемещения воздуха давление в частице все время равно давлению среды. Но по мере подъема будет происходить изменение температуры частицы, и этот градиент температуры, полученный в адиабатическом приближении, называют адиабатическим градиентом температуры. Уравнение адиабатического процесса (13.6) связывает, заменяя приращение давления через гидростатическое равенство (13.4), получим уравнение для температуры при таком адиабатическом подъеме: Адиабатический градиент температуры по высоте отрицателен и представляет собой отношение ускорения свободного падения g к удельной теплоемкости воздуха при постоянном давлении . Полученное численное значение градиента больше, чем в реальной атмосфере ( ≈ 6-6,5 К). Завышение величины температурного градиента связано с точностью адиабатического приближения, но, главное, здесь не учтено, что при конденсации водяного пара будет выделяться тепло и поднимающаяся частица будет охлаждаться слабее, т. е. рассмотренное здесь охлаждение сильнее, чем в реальной атмосфере. Подставляя сюда гидростатическое с оотношение для прираще ния давления (13.4), получим и далее аналогично (13.7) Рассмотренные выше проц ессы относятся к сухоадиабатиче ским процессам. Название сухоадиабатический процесс не означает, что воздух сухой, он может содержать и водяной пар, но его уравнение близко к уравнению состояния сухого воздуха, пока не происходит выделения скрытой теплоты конденсации. Во влажноадиабатическом процессе происходит выделение скрытой теплоты. С выделением такой теплоты ситуация существенно меняется. В первом начале термодинамики для влажноадиаба-тического процесса будет фигурировать скрытая теплота д Q , отнесенная к массе, которая пропорциональна произведению относительного содержания dq ( q — безразмерная величина) влаги в воздухе и удельной теплоты парообразования L . Поэтому выделение тепла (со знаком «минус», поскольку при dq > 0 тепло уходит из системы) определяется соотношением . Итак, dT / dz — равен сухо адиабатическому градиенту минус до бавка, в которую входит изменение относительного содержания пара в воздухе. Производную dq / dz — удобно переписать через пр оизводную по температуре: Отсюда для влажно-адиабатического градиента получаем формулу Добавок к единице в знамен ателе представляет собой положи тельную величину, поскольку относительная плотность q с тем пературой растет. Получаетс я, что влажноадиабатический гра диент y s равен сухоадиабатическому градиенту y a , деленному на величину, большую 1, т.е. он меньше сухоадиабатического градиента: В качестве иллюстрации адиабатических процессов рассмотрим адиабатический подъем и последующее опускание частиц воздуха, например, при обтекании возвышенностей и гор (рис. 13.1, а). На рис. 13.1, б изображена диаграмма адиабатических процессов, иллюстрирующая изменение температуры с высотой. При перемещение частицы вверх из точки О (с температурой T 0 на высоте z = 0) температура линейно спадает. Когда температура умен ьшается до температуры конденса ции Т с , на высоте конденсации z c образуется облако. Далее происходит выпадение осадков из этого облака и выделение скрытой теплоты конденсации, что уменьшает охлаждение воздуха. Поэтому у влажноадиабатического процесса (между точками С и A ) наклон — — меньше, чем у сухоадиабатического. После того как выпадут все осадки, воздух становится сухим, и далее происходит спуск в долину (между точками Л и В) . Из диаграммы несложно понять, что если стартовать с температуры Tq , то завершается процесс с другой температурой Т в , которая всегда больше T 0 . Подобное выпадение осадков в горах и повышение температуры воздушного потока достаточно часто наблюдается в природе и хорошо иллюстрирует сухо- и влажноадиабатические процессы. Если осадки остаются на горе, то в долину спускается сухой и теплый воздух. Такой ветер называется фён. Устойчивость атмосферы Термодинамическую устойчивость атмосферы также можно рассмотреть в рамках адиаб атического приближения. Устойчи вость атмосферы зависит о т вертикального профиля темпера туры. Предположим, что в неподвижном слое атмосферы тем пература линейно убывает с высотой ∆ z , например, как это происходит в тропосфере. Градиент температуры данного слоя характеризуется параметром в : Тогда разность температур частицы и окружающей среды будет равна : Пусть малая частица воздуха поднимается адиабатически на высоту ∆ z , при этом ее темпе ратура будет меняться в соответ ствии с адиабатическим градиентом у а : Учитывая, что давление в ч астице равно давлению окружающе го воздуха, изменение плотности в соответствии с уравнением состояния (13.2) определяется разностью температур: Отсюда знак вариации плотно сти определяется разностью адиа батического градиента и сущес твующего в слое градиента темпе ратуры: Поэтому при y а < в частица становится менее плотной, чем окружающий воздух ( ∆ р < 0), и возникает выталкивающая сила плавучести (архимедова сила), направленная вверх. В этом случае атмосфера находится в неустойчивом состоянии, поскольку любая сместившаяся вверх частица будет продолжать это движение. При y а > в частица становится более плотной, чем окружающий воздух ( ∆ р > 0), и направленная вниз архимедова сила возвращает частицу обратно в исходное положение. Это случай устойчивого равновесия атмосферы. Особо устойчивые состояния атмосферы наблюдаются в так называемых слоях инверсии, когда в < 0 и температура возрастает с высотой. Т емпературные инверсии гасят вер тикальные движения и конвекционные потоки, подавляют перемешивание воздуха. Такие инверсионные слои могут существовать достаточно дл ительное время и оказывать нега тивное влияние на состояние и э кологию атмосферы, особенно в городах, поскольку приводят к накоплению загрязнений. Динамика и глобальная циркуляция Первоначально проведем качественное рассмотрение движения воздушных масс. Из курс а механики известно, что физиче ские тела, находящиеся на вр ащающейся планете в неинерциаль ной системе координат, при обретают дополнительное поворот ное, или кориолисово ускорение. Кориолисово ускорение а к есть удвоенное векторное произведение угловой скорости вращения Земли И на скорость тела v в неинерциальной системе координат: Уравнение относительного движения материальной точки в неинерциальной системе координат может быть записано формально подобно уравнению движения в инерциальной системе координат, но с введением соответствующих дополнительных сил инерции. Иными словами, в неинерциальной системе координат появляется некоторая эффективная сила инерции, действующая со знаком «минус» и равная произведению массы тела на дополнительное ускорение. В частности, для описания кориолисова ускорения вводится плотность кориолисовой силы Следует отметить принципиальное отличие сил инерции от обычных сил взаимодействия тел, состоящее в том, что для них нельзя указать, действие каких конкретно тел на данное тело ими описывается. Однако, не вдаваясь в детали, отметим, что в Северном полушарии под действием кориолисовой силы всякий движущийся объект, независимо от направления движения, будет отклоняться при движе нии вправо. Соответственно в Юж ном полушарии объект будет отклоняться влево от направления движения. Кориолисово ускорение имеет и вертикальную составляющую, но при обычных в атмосфере скоростях движения, не превышающих сотни метров в секунду, эта составляющая мала (< 10 -3 ) по сравнению с ускорением свободного падения д. При движении по экватору остает ся только вертикальная составля ющая, и тело не отклоняется в горизонтальной плоскости. В остальных случаях при движении в горизонтальных направле ниях кориолисова сила имеет существенное значение, во многих случаях она является определяющей. Типичное поле давления воздуха на Земле неоднородно, оно имеет максимумы, минимумы, седловые точки. Неоднородность поля давления в атмосфере — следствие неоднородности поверх ности планеты, содержащей континенты, океаны, моря, которые прогреваются по-разному. Рассмотрим некоторое поле давления с минимумом и максимумом (ри с. 14.1). Поле давления размече но системой изолиний. Давление нарастает по изолиниям слева направо. Здесь приведена качественная картина, без указания числовых значений давления, только с обозначением областей низкого (Н) и высокого (В) давлений. Под действием градиентов давления воздушный поток втекает в область низкого давления, с поворотом направо (в Се верном полушарии) каждой втекаю щей частицы. Из области высокого давления воздушный поток вытекает также с поворотом направо. Вследствие такого движения образуются вращающиеся вокруг областей экстремумов давления потоки. Области пониженного давления с вращением против часовой стрелки (в Северном полушарии) называются циклонами, области повышенного давления с вращением по часовой стрелке — антициклонами. Нетрудно понять, что между минимумом и максимумом давления будет наблюдаться перпендикулярный градиенту давления поток. Такое движение воздушных масс называется геострофическим ветром. Иными словами, геострофический ветер — это квазиравномерное движение воздушных масс под действием кориолисовых сил по изобарам перпендикулярно градиенту давления. Геострофическое приближение подразумевает равновесие между кориолисовой силой и градиентом давления, что часто хорошо выполняется на практике. В ряде случаев нужно учитывать движение воздуха и вдоль градиента давления, но при этом остается и геострофическая составляющая воздушного потока. Крупномасштабные течения общей циркуляции в атмосфере являются в основном квазигеострофическими. Основные закономерности квазигеострофических движений в атмосфере были поняты давно, еще в середине XIX столетия было сформулировано (Бейс-Баллот) правило: если стоять спиной к ветру, то слева будет область низкого давления, а справа — высокого (в Северном полушарии, а в Южном — наоборот). На рис. 14.2 приведен пример космического снимка Земли в ИК диапазоне, на котором хорошо просматриваются несколько циклонических спиралей с разными направлениями вращения в Северном и Южном полушариях. Рассмотрим систему глобальной циркуляции атмосферы. Сильнее всего наша планета нагревается в районе экватора, здесь больше падает и поглощается солнечной энергии на единицу площади. Там же идет сильное испарение, образование облаков и туч, большое количество осадков, и теплый воздух поднимается вверх. Таким образом, образуется глобальная ячейка циркуляции (ячейка Хэдли (Гадлея)): теплый воздух поднимается от экватора и опускается где-то в области 30-х широт. Отсюда следует, что в районе 30-х широт находится область высокого давления — область субтропических циклонов. Соответственно ветры от 30-х широт дуют по направлению к экватору, где находится область низкого давления — экваториальная ложбина и внутритропические зоны конвергенции. В районе 60-х широт также образуется область низкого давления, и между 30-ми и 60-ми широтами формируется еще одна ячейка глобальной циркуляции (ячейка Ферреля). Наконец между 60-й широтой и полюсом формируется полярная ячейка глобальной циркуляции с областью высокого давления на полюсе (полярный антициклон). Система глобальной циркуляции атмосферы хорошо объясняется в рамках геострофического приближения (см. рис. 9.1). Ветры, которые дуют из области 30-х широт к экватору, от клоняются вправо (в Северном полушарии) и приобретают преобладающее северо-восточное направление — это так называе мые северо-восточные пассаты. В Южном полушарии пассаты имеют юго-восточное направление. В целом пассаты, дующие из областей высокого давления 30-х широт к экватору, имеют общее восточное направление. Ветры, которые дуют из области высокого давления 30-х широт к области низкого давления 60-х широт, имеют общее западное направление, это так называемый западный перенос. Полярные ветры имеют восточное направ ление. Отметим некоторые дополнительные особенности системы глобальной циркуляции атмосферы. Как сказано выше, в Север ном полушарии между 30 и 60° преобладают западные ветры, а в Южном полушарии эти ветры заметно сильнее. Это связано с тем, что в 40-х широтах мы имеем фактически единый океан, не прерываемый континентами, только с узкой полосой суши в Южной Америке. Здесь над океаном ветры испытывают заметно меньшее торможение, разгоняются и образуют область знаменитых «ревущих сороковых» широт, весьма опасных для мореплавателей. Кстати, и циклоны в Южной Атлантике почти не зарождаются. Есть еще любопытные исторические названия. В пору покорения Нового Света (конец XV - XVI в.) район макси мума давления Северного полушария — 30-е широты получили название «конских» широт, потому, что очень часто в районе этих широт корабли попадали в штиль. А длительное стояние в штиль сокращало запасы воды и приводило к тому, что лошадей приходилось выбрасывать за борт, и их в ту пору много плавало в этих широтах. Рассмотренная выше схема глобальной циркуляции атмосферы предполагает усреднение по достаточно большим периодам времени. Конечно, ежечасные и ежедневные реальные карты ветров заметно отличаются от схемы глобальной циркуляции в силу многих других локальных и региональных факторов. Уравнения движения. Локальные эффекты Рассмотрим далее основные закономерности динамики атмосферы на основе уравнения движения для частицы воздуха. Как обычно, выбираем достаточно малую частицу по сравнению с внешними масштабами задачи, но достаточно большую по сравнению с размерами молекул, чтобы ее можно было считать частицей сплошной среды. В названных пределах выбор объема при разбиении сплошной среды на частицы не должен играть роли, поэтому уравнение движения целесообразно нормировать на объем элементарной частицы и перейти к распределениям объемной плотности сил и плотности ускорения среды. Тогда уравнение движения будет иметь вид Здесь слева плотность частицы р, умноженная на ее ускорение. Справа — несколько слагаемых, характеризующих объемную плотность массовых сил: объемные плотности сил тяжести р g , кориолисовых сил — 2р [ Щ x V ], сил трения p ∆ V и градиент давления VP . Плотность сил трения определяется лапласианом скорости и коэффициентом µ∆V , характеризующим вязкость воздуха. Уравнение (14.1), называемое уравнением Навье-Стокса, описывает течение вязкой сжимаемой жидкости или газа. В целом, для описания движения сплошной среды кроме уравнения (14.1), характеризующего изменение плотности импульса вязкой жидкости, требуется уравнение непрерывности, а также уравнение состояния сплошной среды и уравнения изменения энергии и энтропии вязкой жидкости. Строго говоря, уравнение Навье-Стокса, описывающее движение сплошной среды, — это уравне ние в частных производных, и полную производную по времени следует выражать через соответствующие частные производные, что приводит к нелинейности уравнения по скорости. Иногда удобно пронормировать уравнение Навье-Стокса на плотность и переписать в следующей форме, где фигурируют соответствующие ускорения и кинематический коэффициент вязкости : Решение полной системы названных уравнений движения сплошной среды представляет собой весьма сложную задачу. Для иллюстрации мы рассмотрим лишь два частных случая решения уравнения Навье-Стокса применительно к динамике атмосферы. Вначале рассмотрим вертикальные составляющие уравнения Навье-Стокса. Основными слагаемыми в правой части (14.1) являются объемная плотность силы тяжести и соответствующая вертикальная компонента град иента давления. Вертикальной со ставляющей кориолисового уск орения в (14.2) при обычных ско ростях движения до сотни метров в секунду можно пренебречь (< 10 -3 ) по сравнению с д. Если предположить малость верти кальных ускорений и пренебречь силами трения, получим уравнение гидростатики: Добавляя сюда уравнение состо яния идеального газа и предполо жение об изотермичности, получим барометрическую формулу, как это уже было проделано в предыдущем разделе. Теперь рассмотрим уравнения (14.1), (14.2) в некоторой го ризонтальной плоскости. Если движения считать очень мед ленными, пренебречь ускорением и силой трения, то останутся следующие слагаемые: горизо нтальный градиент давления и ко риолисова сила. Отсюда получается уравнение геострофического ветра: из которого видно, что скорость не направлена по градиенту дав ления. Она направлена перпендикулярно к градиенту давления, поскольку они связаны через векторное произведение. Отметим, что крупномасштабные процессы в атмосфере квазидвумерны и квазигеострофичны. Подобные крупномасшта бные движения воздушных масс хо рошо видны на космических снимках. В область циклона с по ниженным давлением стягиваются воздушные массы, поэтому спиралевидные облачные структуры с закручиванием против часовой стрелки являются естественными трассерами циклонов. Из области антициклона с повышенным давлением наблюдается также движение воздушных масс, но с вращением уже по часовой стрелке. Кстати, типичная энергия циклонов (не тропических) — это 10 17 Дж. Для сравнения энергия мегатонной атомной бомбы 4 • 10 15 Дж, т. е. циклон эквивалентен десяткам и сотням мегатонных бомб. Однако эта энергия распределена по большому пространству и вызывает ли шь сравнительно медленное движе ние воздушных масс. В особую группу выделяют сильные тропические циклоны, энергия которых достигает 10 19 Дж. Мощные тропические цик лоны традиционно именуют ураганами (английское название — hurricane ) в Атлантике и тайфунами на Тихом океане. Скорость ветра в ураганах и тайфунах достигает 20-40 м/с и более, что приводит к существенным разрушениям, наводнениям, цунами и другим стихийным бедств иям. Нашествиям тропических цик лонов подвержены в основном Атлантическое побережье США, Карибский регион, Юго-Восточная Азия, Индонезия, Авс тра лия. Достаточно редко тайфуны заходят к нам, на дальневосточ ное побережье России. Поскольку мощные тропические циклоны представляют большую опасн ость, существуют различные служ бы наблюдения за ними, которые классифицируют их (ураганам и тайфунам присваиваются имена), определяют и прогнозируют траектории их движения. Космический снимок тропического циклона приведен на рис. 14.3. Наряду с глобальной циркуляцией атмосферы существуют движения воздуха, связанные с локальными пространственными и временными факторами. Природа локальных ветров также имеет простое физическое объ яснение. Первый пример таких ло кальных ветров и перемещени й воздушных масс — это так назы ваемые морской и береговой бризы . Когда наступает день и ярко светит солнце, суша практически сразу прогревается, значительно быстрее воды. Причина в том, что теплоемкость воды гораздо больше, чем теплоемкость существующих грунтов, кроме того, вода прогревается на значительную глубину, поэтому представляет собой более емки й резервуар тепла, чем практиче ски не пропускающий оптическое и ИК излучение грунт. Воздух над сушей также прогревае тся быстрее. Далее прогревающий ся воздух расширяется, плотность его понижается и нагретый воздух поднимается вверх. В результате над сушей образуется область низкого давления, в отличие от области более высокого давления над морем. Естественно, из области высокого давления в область низкого давления подтягивается прохладный воздух с моря — морской бриз. Циркуляция замыкается, и получается некоторый локальный круговоро т вокруг берега. Здесь предпола гается, что берег не содержит в ысоких гор, следовательно отсут ствует заметный адиабатический подъем или опускание воздуха. Ночью имеет место противоположная ситуация. Суша быстро остывает, а вода отдает тепло значительно медленнее, поэтому ночью наоборот дует береговой бриз с суши на море. Такого рода ветры имеют естественную суточную периодичность. Примером ветров, связанных с сезонной периодичностью на грева, являются муссоны. Сравнительно устойчивая муссонная циркуляция наблюдается в Экваториальной Африке, на восточ ной и южной периферии Азии. Достаточно сильно это явле ние проявляется на полуострове Индостан. Летом хорошо прогревается сам полуостров и воздушные массы над ним, образуется область низкого давления, и ветер дует с моря. Естественно, это очень влажный ветер, который вызывает сезон дождей. В зимние месяцы суша охлаждается быстрее окружа ющего океана. Поскольку океан и воздушные массы над ним теплее, здесь образуется область низкого давления, и зимой сухие ветры дуют с континента на море. Отметим, что такое поведение давления над материками типично для внетропических широт: летом давление понижено, а зимой повышено. Рассмотрим так называемые горно-долинные ветры. Здесь ситуац ия отличается от предыдущих при меров тем, что происходят неадиабатические процессы. Выше был рассмотрен фён, когда воздушные массы адиабатически поднимаются в гору, охлаждаются и с осадками теряют запас влаги, а при спуске с горы происходит адиабатический нагрев воздуха. В случае достаточно больших вершин и протяженных склонов гор происходит длительный подъем воздуха, который может прогреваться на склоне. Такой подъем с внешним нагревом будет, конечно, неадиабатическим. Тогда при прогреве воздуха на склоне долинный ветер, дующий из долины на гору, становится теплым. И наоборот, горный ветер достаточно долго втекает по склону гор в долину, и существуют условия для его радиационного охлаждения (ясное небо), — он теряет энергию на ИК излучение и заметно охлаждается. Подобные холодные ветры с гор имеют различные местные названия. Такое явление наб людается на Черноморском побере жье в Крыму и в районе Ново российска и называется бора. По добный ветер на средиземноморском побережье имеет название мистраль. В целом динамика атмо сферы определяется как процесса ми глобальной циркуляции, так и локальными явлениями типа рассмотренных выше бризов, муссонов, горно-долинных ветров и т. д. Погода и климат Термины «погода» и «климат» весьма часто употребляются и хорошо всем известны. Под погодой понимается физическое состояние атмосферы у поверх ности Земли в данный момент вре мени. Физическое состояние атмосферы характеризуется метео рологическими величинами (температура, давление, влажность, ветер, облачность, осадки) и атмосферными явлениями (гроза, туман, пыльная буря, метель и т.п.). Понятие климата связано с режимом температуры и осадков (совокупности атмосферных условий) на данной территории за длительный период времени. Можно сказать, что климат — это «синтез погод». Однако нет общепринятого определения масштаба времени, разделяющего синоптические процессы, фор мирующие погоду, и процессы фор мирования климата, поэтом у при обсуждении проблем измене ний климата следует уточнять о каком масштабе времени (и каких атмосферных условиях) идет речь. Проблемы различий и изменений климата привлекали к себе внимание с незапамятных времен. Еще древним грекам было понятно, что климат в основном определяется средн ей высотой Солнца (широтой мест ности), наклоном солнечных лучей. Само слово «климат» имеет греческое происхождение и означает «наклон». Процессы, определяющие погоду и климат, обусловлены как внутренними факторами и динамикой системы геосфер Земли, так и внешними факторами, прежде всего Солнцем. Прежде чем обсуждать проблемы погоды и климата, рассмотрим превраще ния солнечной энергии в атмосфе ре. На рис. 14.5 приведен усред ненный радиационно-тепловой баланс в атмосфере, полученный по данным многочисленных измерений . Конечно, относи тельная величина всех составл яющих баланса энергии сильно ме няется в зависимости от времени, погодных условий и местности, однако анализ усредненных величин представляет существенный интерес для физики атмосф еры. Отметим, что цифры, опреде ляющие баланс энергии и представленные на рис. 14.5, могут отличаться в различных источниках на 10-20%, что отражает несовершенство современных знаний об энергетическом режиме Земли. На рис. 14.5 условно изо бражены два сорта излучения, од но — приходящее от Солнца, с максимумом по интенсивности в оптическом диапазоне, другое — уходящее от Земли. Уходящее излучение содержит как коротковолновое излучение, рассеянное и отраженное атмосферой и п оверхностью Земли, так и длинно волновое, связанное с излучен ием самой планеты. Максимум это го длинноволнового излучения, как отмечалось в гл. 12, лежит в инфракрасной области спектра с длиной волны Л m = 10 мкм. Если взять за 100% излучение, которое приходит от Солнца, то примерно 31% от него отражается и рассеивается атмосферой сразу: 17% облаками, 6% поверхностью земли и 8% безоблачной атмосферой. Назад уходит пр имерно 31%, а 69% этого коротко волнового излучения поглощается атмосферой (4% поглощается облаками, а 22% — безоблачной атмосферой) и 43% Землей. В установившемся стационарном Причем атмосфера излучает низкочастотное ИК излучение и вниз, в Землю (67 + 34 = 101%), а Земля излучает в атмо сферу 115% ИК излучения + 29% энергии скрытым теплом и турбулентными потоками, что составляет 144% по энергии от падающего излучения. Хотя поток энергии от поверхности Земли превышает 100%, никакого противоречия с законом сохранения энергии здесь нет, поскольку Земля получает 43% по энергии высокочастотным излучение м и 101% (67 + 34 = 101%) низко частотным ИК излучением от атмосферы, что составляет те же 144%. Таким образом, между поверхностью Земли и атмо сферой благодаря парниковому эффекту возникают встречные потоки энергии, которые дополнительно нагревают атмосферу и поверхность Земли. Если приравнять излучаемую Землей энергию равновесному излучению некоторого эквивалентного черного тела, то получим аналогичную (12.3) оценку температуры с дополнительным множителем 1,44 1/4 = 1,1, т.е. темп ература этого тела будет состав лять Т = 280 К. Согласно тем же экспериментальным данным атмосфера излучает в ИК диапазоне 170% (67% — безоблачная атмосфера и 103% — облака) энергии от первичного солнечного излучения. Если сопоставить излучаемую атмосферой энергию равновесному излучению некот орого эквивалентного черного те ла, то аналогично для оценки температуры получим соотноше ние вида (12.3) с дополнительным множителем 1,7 1/4 = 1,14, что соответствует Т = 290 К. Конечно, атмосфера и поверхность Земли заметно отражают пада ющее на них излучение, т. е. яв ляются не абсолютно черными, а «серыми» телами, однако при сопоставлении с излучением некоторого эквивалентного черного тела это учитывается соответствующим коэффициентом серости. Полученные оценки довольн о близки к реальным средним тем пературам атмосферы и поверхности Земли. Для более точного анализа необходим учет мног их факторов, в частности, нерав новесности излучения Земли и атмосферы, процессов переноса излучения, тепла, импульса и т. д. Проблемы анализа динам ики атмосферы и океана, предска зания погоды и климата представляют собой сложный комплекс физических и математических задач. Ранее прогнозы погоды основывались, как правило, на экстраполяции уже зарегистри рованных данных. Метеорологи анализировали карты погоды, эволюцию областей высокого и низкого давления, движение и развитие фронтов, распростра нение облачности и другие подоб ные факторы и на этой основе давали прогноз. Искусство прогнозирования погоды состоит в учете многих факторов и возможности предвидения изменения состояния атмосферы. В истории метеорологии известно немало лиц, обладавших уникальными способностями в прогнозировании погоды. На основе накоплен ного опыта они могли определять, как будет в последующие дни меняться давление, положение фронтов и температура. Однако опыт выдающихся прогнозист ов практически не передается по следую щим поколениям метеорологов . В противоположность этом у искусству метеорологов прошло го современная наука прогнозирования основывается на использовании математических моделей атмосферы и океана, поэтому используемые метеорологами современные методы называются численными методами прогноза погоды. Реализация подобных численных методов прогноза п огоды стала возможной с 50-х го дов XX в., когда появились с оответствующие электронно-вычис лительные машины. Прогноз состояния атмосферы в данном ме сте на срок до трех суток осуществляется путем интегрирования уравнений движения и переноса в атмосфере. В таком временном интервале атмосферные пр оцессы можно считать адиабатиче скими, т.е. пренебрегать притоком энергии извне и диссипацией энергии за счет вязкости. По известному начальному состоянию атмосферы рассчитываются временные и пространственные из менения. Поэтому для точног о прогноза погоды необходима де тальная и точная информаци я о начальном состоянии атмосфе ры. Требуемые исходные данные поставляет, главным образом, мировая сеть метеостанций и сеть станций радиозондирования атмосферы. Высотные радиозонды, запускаемые на воздушных шарах на высоты до 35 км измеряют температуру, давление, влажность воздуха и переда ют эту информацию по радио, кро ме того, с Земли определяетс я и скорость ветра по положе нию радиозонда в пространстве. Станции радиозондирования расположены в основном в экономически развитых странах и отстоят друг от друга на расстояния порядка сотен километров. С начала 60-х годов регулярно запускаются метеорологические спутники, которые регистрир уют распределения метеорологиче ских параметров, осуществляют съемки распределений облаков, циклонических систем и т. п. Особо ценны спутниковые данные над океанами, где сеть метеорологических пунктов и станций радиозондирования весьма разр ежена. В соответствии с разрабо танными Всемирной метеоро логической организацией междуна родным соглашением метеорологические данные со всего мира передаются в мировые центры данных в Москве, Вашингтоне и Мельбурне, а также во все национальные метеорологические учреждения. Отметим, что ошибки, ко торые неизбежно вносятся в мате матическую модель, главным образом из-за неточности измерений, в процессе расчета имеют тенденцию к росту. Поэтому при расчете параметров состояния атмосферы на неделю или более ошибки, как правило, становятся столь большими, что исчезает возможность прогноза. Для предсказания на длительные сроки температуры, усредненной по времени и пространству, детерминированное описание не дает хороших результатов, и в этих случаях используются статистические методы прогноза, основанные на представлении о линейной регрессии. На возможность того, что малые возмущения начального состояния атмосферы могут привести со временем к существенным изменениям конечного состояния атмосферы и создать проблему предсказуемости, указывал А. Н. Колмогоров более 40 лет назад в следующей образной форме: «Представим себе две одинаковые планеты с совершенно идентичными состояниями атмосферы. Если на одной из них выйти на крыльцо и махнуть платком, а на другой этого не сделать, то через какое-то время погода на этих планетах с танет совершенно различной» . В определенном смысле, еще более сложной проблемой является проблема анализа и предсказания климатических изменений. Если в случае предсказания погоды существует возможность постоянного сравнения «теории» (результатов численных расчетов) с «практикой» и последующей корректировки методов прогноза, то для предполагаемых климатических изменений на протяжении десятков, сотен и более лет такая возможность существенно ограничена. Земная климатическая система включает в себя все основные геосферы: атмосферу, гидросферу, литосферу, криосферу и биосферу. С ледует отметить сложность струк туры и взаимосвязей в земной климатической с истеме, ее неод нородность, нелинейность и нестационарность. Облака атмосферные , скопление в атмосфере продуктов конденсации водяного пара в виде огромного числа мельчайших капелек воды или кристалликов льда либо тех и других. Аналогичные скопления непосредственно у земной поверхности называется туманом . облака — существенный погодообразующий фактор, определяющий формирование и режим осадков, влияющий на тепловой режим атмосферы и Земли и т.д. облака покрывают в среднем около половины небосвода Земли и содержат при этом во взвешенном состоянии до 109 т воды. Облака являются важным звеном влагооборота на Земле, они могут перемещаться на тысячи км, перенося и тем самым перераспределяя огромные массы воды. Образование облаков связано с возникновением в атмосфере областей с высокой относит. влажностью. Наличие в атмосфере огромного числа мельчайших частиц, играющих роль ядер конденсации , обеспечивает появление зародышевых капель уже при достижении насыщения. Условия же насыщения создаются в результате охлаждения воздуха, вызванного, например, расширением его при упорядоченном подъеме на фронтах атмосферных (так образуются облака Ns и системы Ns— As— Ac), при неупорядоченном турбулентном перемешивании или волновых движениях (St, Sc, Ac), при конвективном подъеме (Cu, Cu Cong, Cb), при отекании горных препятствий (Ac) и др. Дальнейшее охлаждение воздуха приводит к появлению избыточного пара, который поглощается растущими каплями. Т. о., первоначально капли растут преимущественно за счёт конденсации водяного паратмосфера Затем по мере их укрупнения, всё большую роль начинают играть процессы столкновения и слияния капель друг с другом (т. н. коагуляция облачных элементов ). Коагуляционный механизм — основной механизм роста облачных капель радиусом более 30 мкм. При отрицательных температурах облака могут быть капельные (переохлажденные), кристаллические или смешанные, т. е. состоящие из капель и кристаллов. Малые размеры облачных капель позволяют им долго сохраняться в жидком виде и при отрицательных температурах. Так, при — 10 °С облака в половине случаев капельные, в 30% — смешанные и лишь в 20% кристаллические. Переохлажденные же капли в облака встречаются вплоть до — 40 °С. Пересыщение над кристаллами значительно больше, чем над каплями (насыщающая упругость водяного пара над льдом ниже, чем над водой), благодаря чему в смешанных О. кристаллы растут значительно быстрее капель, что способствует выпадению осадков. Многообразны и сложны физические процессы, управляющие развитием облаков Возникнув на ядрах конденсации, облачные капли растут, перемещаются внутри облака, выносятся за его пределы и испаряются. Время жизни облачных частиц может быть во много раз меньше времени жизни облака в целом. Цикл жизни облака в целом завершается его испарением. Выпадение осадков способствует уносу воды и ускоряет процесс разрушения облака. Длительное существование облака объясняется малыми скоростями падения частиц (капли радиусом 1— 10 мкм падают со скоростью 0,05— 1,2 см/сек), наличием восходящих движений воздуха, которые не только поддерживают облачные частицы, но и вместе с турбулентными движениями обеспечивают приток водяного пара и способствуют зарождению новых частиц. Список использованной литературы 1. Трухин В. И., Показеев К. В., Куницын В. Е. Общая и экологическая геофизика. — М.: ФИЗМАТЛИТ, 2005. — 576 с. 2. Мейсон Б. Дж. Физика облаков / Перевод с англ. – Л.: Гидрометеоиздат, 1961. – 541 с. 3. Качурин Л. Г. Физические основы воздействия на атмосферные процессы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1989. 4. Роджерс Р.Р. Краткий курс физики облаков/Пер. с англ. – Л.: Гидрометеоиздат, 1979. – 231 с.
1Архитектура и строительство
2Астрономия, авиация, космонавтика
 
3Безопасность жизнедеятельности
4Биология
 
5Военная кафедра, гражданская оборона
 
6География, экономическая география
7Геология и геодезия
8Государственное регулирование и налоги
 
9Естествознание
 
10Журналистика
 
11Законодательство и право
12Адвокатура
13Административное право
14Арбитражное процессуальное право
15Банковское право
16Государство и право
17Гражданское право и процесс
18Жилищное право
19Законодательство зарубежных стран
20Земельное право
21Конституционное право
22Конституционное право зарубежных стран
23Международное право
24Муниципальное право
25Налоговое право
26Римское право
27Семейное право
28Таможенное право
29Трудовое право
30Уголовное право и процесс
31Финансовое право
32Хозяйственное право
33Экологическое право
34Юриспруденция
 
35Иностранные языки
36Информатика, информационные технологии
37Базы данных
38Компьютерные сети
39Программирование
40Искусство и культура
41Краеведение
42Культурология
43Музыка
44История
45Биографии
46Историческая личность
47Литература
 
48Маркетинг и реклама
49Математика
50Медицина и здоровье
51Менеджмент
52Антикризисное управление
53Делопроизводство и документооборот
54Логистика
 
55Педагогика
56Политология
57Правоохранительные органы
58Криминалистика и криминология
59Прочее
60Психология
61Юридическая психология
 
62Радиоэлектроника
63Религия
 
64Сельское хозяйство и землепользование
65Социология
66Страхование
 
67Технологии
68Материаловедение
69Машиностроение
70Металлургия
71Транспорт
72Туризм
 
73Физика
74Физкультура и спорт
75Философия
 
76Химия
 
77Экология, охрана природы
78Экономика и финансы
79Анализ хозяйственной деятельности
80Банковское дело и кредитование
81Биржевое дело
82Бухгалтерский учет и аудит
83История экономических учений
84Международные отношения
85Предпринимательство, бизнес, микроэкономика
86Финансы
87Ценные бумаги и фондовый рынок
88Экономика предприятия
89Экономико-математическое моделирование
90Экономическая теория

 Анекдоты - это почти как рефераты, только короткие и смешные Следующий
Мы установили в супермаркете 30 касс, чтобы 28 из них не работали.
Anekdot.ru

Узнайте стоимость курсовой, диплома, реферата на заказ.

Обратите внимание, реферат по физике "Основы физики атмосферы", также как и все другие рефераты, курсовые, дипломные и другие работы вы можете скачать бесплатно.

Смотрите также:


Банк рефератов - РефератБанк.ру
© РефератБанк, 2002 - 2016
Рейтинг@Mail.ru