- •Прадмет вывучэння метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.1. Атмасфера
- •1.2. Надвор’е
- •1.3. Кліматалогія
- •1.4. Кліматаўтварэнне
- •1.5. Народнагаспадарчае значэнне метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.6. Задачы метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.8. Сувязь метэаралогіі з іншымі навукамі Дыферэнцыяцыя дысцыпліны
- •1.9. Асноўныя этапы гісторыі метэаралогіі і кліматалогіі
- •Метады даследаванняў у метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.11. Арганізацыя метэаралагічных назіранняў Служба надвор’я
- •1.11.1. Метэаралагічныя назіранні ў Рэспубліцы Беларусь
- •1.11.2. Міжнароднае супрацоўніцтва ў галіне метэаралогіі
- •2.1. Будова атмасферы
- •2.2. Хімічны склад паветра
- •3.1. Ціск паветра
- •3.2. Тэмпература паветра
- •3.3. Шчыльнасць паветра. Ураўненне стану газаў
- •3.4. Змяненне атмасфернага ціску з вышынёю
- •3.5. Асноўнае ўраўненне статыкі атмасферы
- •3.6. Бараметрычная формула
- •3.7. Барычная ступень
- •3.8. Адыябатычныя працэсы ў атмасферы
- •3.9. Патэнцыяльная тэмпература
- •3.10. Вертыкальнае размеркаванне тэмпературы Тэрмічная стратыфікацыя атмасферы
- •3.11. Змяненні патэнцыяльнай тэмпературы ў залежнасці ад яе вертыкальнага градыента (стратыфікацыі)
- •3.12. Стратыфікацыя і вертыкальная раўнавага насычанага паветра
- •4.1. Сонечная радыяцыя
- •4.3. Сонечная пастаянная
- •4.4. Прамая сонечная радыяцыя
- •4.5. Паглынанне сонечнай радыяцыі ў атмасферы
- •4.6. Рассеянне сонечнай радыяцыі
- •4.7. Закон аслаблення сонечнай радыяцыі ў атмасферы
- •Такім чынам, пры праходжанні сонечнымі промнямі m мас колькасць прамой радыяцыі каля паверхні Зямлі складзе
- •4.9. Сумарная радыяцыя
- •4.10. Адбітая і паглынутая сонечная радыяцыя
- •4.13. Цяплічны (парніковы) эфект атмасферы
- •4.14. Радыяцыйны баланс зямной паверхні
- •4.16. Размеркаванне сонечнай радыяцыі на верхняй мяжы атмасферы
- •4.17. Геаграфічнае размеркаванне сумарнай радыяцыі
- •4.18. Геаграфічнае размеркаванне радыяцыйнага баланса
- •4.19. Цеплавы баланс зямной паверхні
- •5.1. Віды цеплаабмену атмасферы з навакольным асяроддзем
- •5.3. Адрозненні ў цеплавым рэжыме глебы і вадаёмаў
- •5.4. Распаўсюджванне цяпла на глыбіню глебы
- •Характарыстыка тэмпературы паветра
- •5.6. Гадавая амплітуда тэмпературы паветра і кантынентальнасць клімату
- •Тыпы гадавога ходу тэмпературы паветра
- •5.8. Зменлівасць сярэдніх месячных і гадавых тэмператур
- •Сярэдняя месячная і гадавая тэмпература паветра (оС) і крайнія яе значэнні ў асобныя гады
- •5.9. Інверсіі тэмпературы
- •5.10. Геаграфічнае размеркаванне тэмпературы прыземнага слоя атмасферы
- •5.11. Тэмпература шыротных кругоў
- •Водны рэжым атмасферы
- •6.1. Выпарэнне і насычэнне вадзяной пары
- •6.2. Уласцівасці пругкасці насычэння
- •6.3. Закон выпарэння
- •6.4. Выпаральнасць
- •6.5. Геаграфічнае размеркаванне выпарэння і выпаральнасці
- •6.6. Характарыстыкі вільготнасці паветра
- •6.7. Сутачны і гадавы ход парцыяльнага ціску вадзяной пары
- •6.8. Сутачны і гадавы ход адноснай вільготнасці
- •6.9. Геаграфічнае размеркаванне парцыяльнага ціску вадзяной пары і адноснай вільготнасці
- •6.10. Кандэнсацыя вадзяной пары ў атмасферы
- •6.11. Ядры кандэнсацыі
- •6.12. Воблакі
- •6.13. Мікрафізічны склад (структура) воблакаў
- •6.14. Міжнародная класіфікацыя воблакаў
- •6.15. Генетычная класіфікацыя воблакаў
- •6.16. Геаграфічнае размеркаванне воблачнасці
- •6.18. Туманы--утварэнне і геаграфічнае размеркаванне
- •6.18. Атмасферныя ападкі
- •6.19. Гідраметэаралагічная ацэнка ўвільгатнення тэрыторыі
- •6.20. Водны баланс Зямлі
- •6.21. Снегавое покрыва
3.1. Ціск паветра
Атмасфернае паветра мае вагу. 1 м3 сухога паветра пры нармальным ціску важыць 1,292 кг. У адпаведнасці са сваёй вагой паветра аказвае ціск на зямную паверхню. Такім чынам, атмасферны ціск ёсць сіла F, якая дзейнічае на адзінку плошчы S, накіраваная перпендыкулярна да яе:
P = F / S (3.1)
За адзінку сілы ціску ў сістэме СІ прымаецца паскаль (Па). Адзін паскаль – гэта ціск сілай у 1 н’ютон (Н), якая прыходзіцца на плошчу 1 м2 (1 Па = 1 Н·м-2). Аднак у метэаралогіі прынята адзінка гектапаскаль, або 100 паскаляў. Раней ужывалася адзінка ціску – мілібар, якая ўяўляе ціск сілай у 1000 дзін, што дзейнічае на 1 см2. 1 дзіна адпавядае сіле, пад уздзеяннем якой маса ў 1 г рухаецца з паскарэннем 1 см·с-2. На практыцы бывае ўжываецца пазасістэмная адзінка ціску – 1 мм ртутнага слупка (1 мм рт. сл.). Пераход ад адной адзінкі ціску да іншай наступны:
1 мб = 100 Па = 1 гПа
1 гПа = 3/4 мм рт.сл.
1 мм рт.сл. = 4/3 гПа
Ціск паветра пры тэмпературы 0 ºС на ўзроўні мора і шыраце 45º Паўночнага паўшар’я называецца нармальным (стандартным) і роўны 1013,3 гПа = 1013,3 мб = 760 мм рт.сл.
3.2. Тэмпература паветра
Важнейшай характарыстыкай надвор’я і клімату з’яўляецца тэмпература паветра, якая перадае цеплавы стан целаў. Тэмпература паветра Зямлі – вельмі зменлівая велічыня. Яна змяняецца на працягу часу (сутак, года), з вышынёю, ў гарызантальным напрамку ў вельмі шырокіх межах. У трапічных пустынях тэмпература паветра дасягае амаль 60 ºС, а ў Антарктыдзе на полюсе холаду (станцыя Усход) – амаль -90 ºС. Змяненні тэмпературы з’яўляюцца прычынай хістанняў атмасфернага ціску.
Пры метэаралагічных назіраннях тэмпература паветра выражаецца ў градусах шкалы Цэльсія (tºС). Шырока ўжываюцца таксама тэрмадынамічная (абсалютная) тэмпературная шкала Кельвіна (ТК). Пры пераходзе ад шкалы Цэльсія да шкалы Кельвіна карыстаюцца формулай:
ТК = 273,15 + tºС (3.2)
3.3. Шчыльнасць паветра. Ураўненне стану газаў
Шчыльнасць паветра ρ паказвае колькасць масы m, якая знаходзіцца ў адзінцы аб’ёму v
ρ = m / v (3.3)
Шчыльнасць сухога паветра пры нармальным ціску складае 1292 г/м3. Акрамя шчыльнасці ёсць паняцце ўдзельнага аб’ёму v, які паказвае аб’ём адзінкі масы газа і мае велічыню, адваротную шчыльнасці:
= 1/ ρ = 1 м3 /1292 г
Сувязь паміж ціскам, удзельным аб’ёмам і тэмпературай выражаецца ўраўненнем стану газаў:
Р· v =R·T (3.4)
Як бачна, здабытак ціску р і ўдзельнага аб’ёму v прапарцыянальны абсалютнай тэмпературы Т. R – удзельная газавая пастаянная, якая залежыць ад уласцівасцей газа. Для сухога паветра ўдзельная газавая пастаянная Rd = 287,05 джоўль/(кг·К) = 287,05 м2/(с2К).
Пры дапамозе ўраўнення стану газаў разлічваецца шчыльнасць паветра, маючы для гэтага значэнні ціску р, тэмпературу Т і ўдзельнай газавай пастаяннай R. Для сухога паветра яго шчыльнасць разлічваецца наступным чынам:
(3.5)
Відавочна, што шчыльнасць вільготнага паветра ρ будзе роўна суме шчыльнасцей сухога паветра ρd і шчыльнасці вадзяной пары ρw :
ρ = ρd+ ρw (3.6)
Калі агульны ціск вільготнага паветра р, а парцыяльны ціск вадзяной пары е, то ціск сухога паветра будзе р – е. У выніку чаго, шчыльнасць сухога паветра адпаведна ўраўнення стану газаў будзе вызначана:
(3.7)
ці
Шчыльнасць вадзяной пары:
(3.8)
Удзельная газавая пастаянная вадзяной пары і сухога паветра знаходзяцца ў наступных суадносінах паміж сабою:
(3.9)
ці Rw=1,608 Rd, або Rd = 0,622 Rw (3.10)
Такім чынам, шчыльнасць вільготнага паветра разлічваецца:
(3.11)
ці
(3.12)
Адносіны е/р маюць невялікае значэнне, паколькі е на Зямлі на бывае больш 40 гПа. Значыць, е/р = 40 / 1000 = 0,04. Адсюль можна запісаць:
(3.13)
Тады ўраўненне стану для шчыльнасці вільготнага паветра атрымае выгляд:
(3.14)
Множнік Т(1 + 0,378 е/р)= Тv выражае віртуальную тэмпературу. Адсюль ураўненне стану газаў можна запісаць:
(3.15)
Гэта значыць, што шчыльнасць вільготнага паветра разлічваецца пры дапамозе ўраўнення стану сухога паветра, але толькі пры замене рэальнай тэмпературы на віртуальную.
Віртуальная тэмпература – гэта тэмпература, якую павінна мець сухое паветра, каб яго шчыльнасць пры тым жа ціску была роўна шчыльнасці вільготнага паветра.
Такім чынам, шчыльнасць паветра прама прапарцыянальна ціску і адваротна прапарцыянальна абсалютнай тэмпературы. Пры дапамозе ўраўнення стану газаў тлумачацца прычыны хістанняў ціску над кантынентамі на працягу года. Калі тэмпература паветра паніжаецца, то шчыльнасць павялічваецца, услед за гэтым узрастае атмасферны ціск. Па меры павялічэння тэмпературы шчыльнасць паветра памяншаецца, што цягне за сабой паніжэнне ціску.
Вільготнае паветра лягчэй, чым сухое. Гэта значыць, што шчыльнасць вільготнага паветра некалькі менш, чым шчыльнасць сухога паветра пры той жа тэмпературы. Гэта тлумачыцца тым, што малекулярная вага вадзяной пары менш, чым вага малекул сухога паветра. Пры тэмпературы 0ºС і нармальным ціску сухое паветра важыць 1292 г/м3. Гэтае ж паветра, насычанае вадзяной парай, пры тых жа ўмовах важыць 1290 г/м3. Пры больш высокіх тэмпературах і большым вільгацеўтрыманні рознасць павялічваецца. Вільготнае паветра, як больш лёгкае, заўжды імкнецца падняцца ўверх, што спрыяе працэсам кандэнсацыі вадзяной пары і воблакаўтварэння.
Шчыльнасць паветра змяншаецца з вышынёю, таму што з вышынёю мяняецца атмасферны ціск і тэмпература. Напрыклад, у сярэднім для Еўропы шчыльнасць каля зямной паверхні складае 1250 г/м3, на вышыні 5 км – 740 г/м3, 10 км – 410 г/м3, 20 км - 9 г/м3.
Калі сціснуць атмасферу і надаць ёй аднолькавую шчыльнасць, роўную зямной (≈ 1300 г/м3) пры нармальным ціску, то магутнасць атмасферы складзе 8000 м. Гэта вышыня называецца вышынёй аднароднай атмасферы.