Методы исследования атмосферы
Методы исследования атмосферы.
Исследования атмосферы.
Исследования атмосферы стационарными лидарами остаётся наиболее публичной отраслью применения технологии. В мире развёрнуто несколько постоянно действующих исследовательских сетей (межгосударственных и университетских), наблюдающих за атмосферными явлениями.
Измерение скорости и направления воздушных потоков. Теоретическое обоснование применения наземного доплеровского лидара для таких измерений было дано ещё в 1980-е годы. Первые практические разработки использовали неподвижные оптические системы с лучом, направленным вертикально в зенит; в 1990-е годы были предложены технологии, позволяющие доплеровским лидарам сканировать широкий угол обзора. В 2001 Alcatel предложил размещение лидаров на борту спутников, так, что «созвездие» спутников на орбите способно отслеживать движение воздушных масс в рамках целого континента, а в потенциале — на Земле в целом. Лидары активно используются для наблюдений за загрязнением атмосферы. Особый класс дифференциальных лидаров (differential absorption lidar, DIAL), излучающих одновременно свет с разной длиной волны, способен эффективно определять концентрацию отдельных газов, оптические показатели которых зависят от длины волны.
Измерение температуры атмосферы. Разработано и реализовано на практике несколько основных методов измерения профилей температуры.
В первом методе используется резонансное рассеяние на атомах щелочных металлов, в частности, натрия, калия, а также железа. Облака атомов металлов находятся на высоте 85 — 100 км. Температура измеряется по доплеровскому уширению резонансных линий с помощью зондирования узкополосным подстраиваемым лазером (используются жидкостные лазеры с активным веществом в виде раствора органического красителя). Первые измерения были осуществлены с помощью искусственных натриевых облаков, забрасываемых в атмосферу ракетами. Несмотря на то, что метод ограничен диапазоном высот, на которых присутствуют атомы металла, рассеянный сигнал оказывается относительно большим, и это дает возможность измерять температуру с точностью до 1.5 ˚К.
Второй метод — метод рэлеевского рассеяния (Rayleigh lidar), основан на нерезонансном рассеянии света на молекулах воздуха. Впервые он был применен в 1953 году в опытах с прожекторным зондированием атмосферы. Суть метода заключается в следующем. Если отсутствует аэрозольное рассеяние, то мощность обратно рассеянного сигнала прямо пропорциональна плотности воздуха, из которой можно рассчитать температуру. Разрежение воздуха с высотой позволяет использовать метод рэлеевского рассеяния на высотах не более 90 км. Нижняя граница высоты измерения (около 20-30 км) обусловлена присутствием в граничном слое большого количества аэрозоля, который значительно увеличивает рассеяние, но практически не влияет на плотность воздуха.
Третий метод основан на вращательном рамановском (комбинационном) рассеянии молекулами воздуха (Raman lidar. Когда температура увеличивается, интенсивность переходов с большими квантовыми числами возрастает, в то время как интенсивность линий вращательного рамановского спектра, соответствующих маленьким квантовым числам, уменьшается. Переходы с большими квантовыми числами соответствуют линиям рамановского спектра, расположенным дальше от центральной частоты. Температура определяется при использовании измерений в двух областях спектра с различной температурной зависимостью. Максимальная высота зондирования составляет около 30 км, погрешность измерения менее 1 ˚К до высоты 10 км. Так как в приемнике линия упругого рассеяния подавляется, то измерения можно проводить и в присутствии значительных концентраций аэрозолей.
Измерение температуры может проводиться так же с помощью DIAL лидара, но этот метод не получил большого распространения.
Помимо научных целей
и метеорологических
Раннее оповещение о лесных пожарах. Лидар, размещённый на возвышенности (на холме или на мачте) и сканирующий горизонт, способен различать аномалии в воздухе, порождённые очагами пожаров. В отличие от пассивных инфракрасных систем, распознающих только тепловые аномалии, лидар выявляет дымы по аномалиям, порождаемым частицами горения, изменению химического состава и прозрачности воздуха и т. п. Технология с радиусом обнаружения дымов в 20 км была впервые заявлена в 1990, активные поиски оптимальных конфигураций систем ведутся по сей день.
Процессы нагревания и охлаждения приземного слоя атмосферы.
Факторы, влияющие на нагревание и охлаждение воздуха
Тепловым режимом атмосферы называют характер распределения и изменения
температуры в атмосфере. Тепловой режим атмосферы определяется главным
образом ее теплообменом с окружающей средой, т.е. с деятельной поверхностью
и космическим пространством.
За исключением верхних слоев, атмосфера поглощает солнечную энергию
сравнительно слабо. В частности, непосредственно солнечными лучами
тропосфера нагревается незначительно. Основным источником нагревания нижних
слоев атмосферы является тепло, получаемое ими от деятельной поверхности. В
дневные часы, когда приход радиации преобладает над излучением, деятельная
поверхность нагревается; становится теплее воздуха, и тепло передается от
нее воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло путем излучения и
становится холоднее воздуха. В этом случае воздух отдает тепло почве, в
результате чего сам он охлаждается. Перенос тепла между деятельной
поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере может осуществляться с
помощью следующих процессов.
Молекулярная
поверхностью, обменивается
с ней теплом посредством
теплопроводности. Однако вследствие того, что коэффициент молекулярной
теплопроводности
теплообмена тоже весьма мал по сравнению с другими видами.
Турбулентное перемешивание. Атмосферный воздух находится в постоянном
движении. Движение отдельных его небольших порций, объемов, вихрей имеет
неупорядоченный, хаотический характер. Такое движение называется
турбулентным перемешиванием
или, короче, турбулентностью.
оказывает большое влияние на многие атмосферные процессы, в том числе на
теплообмен. В результате
турбулентного перемешивания
интенсивный перенос тепла из более теплых ее слоев в менее теплые.
Теплообмен между земной
поверхностью и атмосферой
перемешивания происходит значительно интенсивнее, чем теплообмен за счет
молекулярной
сушей турбулентный поток тепла при одинаковом градиенте температуры
примерно в 10000 раз
больше молекулярного. В
отличаться от молекулярного еще больше.
Тепловая конвекция.
Тепловой конвекцией
отдельных объемов
воздуха в вертикальном
результате сильного нагрева нижнего слоя атмосферы. Теплые порции воздуха
как более легкие
поднимаются, а их место
затем тоже нагреваются
и поднимаются. Тепловая
возникает как движение
отдельных небольших струй
постепенно сливаются,
образуя мощный восходящий
компенсирующими его
нисходящими движениями в
перемешивающимися порциями
воздуха происходит перенос
нагретых слоев атмосферы к менее нагретым.
Над сушей тепловая
конвекция возникает в
нагревания разных
участков деятельной
возникает в случае,
когда водная поверхность
атмосферы. На водоемах такое положение часто имеет место в холодное время
года и в ночные часы. Конвективный перенос тепла при благоприятных условиях
может охватывать по
вертикали всю толщу
Радиационная
атмосфере играет излучение
деятельной поверхностью
охлаждения поверхности
радиационный поток тепла
слоев атмосферы вниз.
Над сушей этот поток
ночные часы, когда
турбулентность резко
отсутствует.
Испарение влаги с
деятельной поверхности и
(сублимация) водяного пара в атмосфере. При конденсации (сублимации)
выделяется теплота, которая идет на нагревание окружающего воздуха.
Из пяти перечисленных процессов обмена теплом между деятельной
поверхностью и атмосферой
превалирующая роль
перемешиванию и тепловой конвекции. Изменения температуры, происходящие в результате описанных процессов в некотором объеме воздуха, принято называть
индивидуальными. Они
характеризуют изменение
определенного количества воздуха. Однако температура в определенном месте
может изменяться также
в результате перемещения
направлении, т. е. при адвекции. При адвекции тепла в данное место
поступает воздух, имеющий
более высокую температуру,
находившийся здесь раньше, а при адвекции холода - воздух, имеющий более
низкую температуру. Адвекция тепла (или холода) является важным фактором
местного изменения
температуры не только в
Характер деятельной поверхности оказывает большое влияние на процессы
нагревания и охлаждения
прилегающего к ней слоя
воздействия суши и
водной поверхности на
поверхность суши отдает воздуху значительно большую часть получаемого ею
лучистого тепла (35-50%), чем поверхность водоемов, которая большую часть
получаемого тепла отдает более глубоким слоям. Много тепла на водоемах
затрачивается также на испарение воды, и лишь незначительная его часть
расходуется на нагревание воздуха. Поэтому в периоды нагревания суши воздух
на ней оказывается теплее, чем над водной поверхностью. Когда же деятельная
поверхность охлаждается путем излучения, то суша, не накопившая достаточно
запаса тепла, сравнительно
быстро охлаждается и
воздуха.
Моря, океаны и большие озера в теплое время года накапливают в своей
толще значительное количество тепла. В зимнее время они отдают его воздуху.
Поэтому воздух над водными поверхностями зимой теплее, чем над сушей.
Поверхности материков
в свою очередь являются
болота, степи, поля отдают воздуху неодинаковые количества тепла. Кроме
того, почвы различных видов (чернозем, песок, торф) также оказывают
неодинаковое термическое влияние на воздух .
Растительный покров
оказывает существенное
воздуха. Поверхность густого растительного покрова поглощает почти всю
приходящую к ней
радиацию и практически
Прилегающий к ней воздух днем прогревается, а по направлению вверх и вниз
от этой поверхности
температура убывает. Ночью
растительного покрова в результате ее излучения воздух оказывается наиболее
холодным. В редком
растительном покрове
опускается до уровня с более густой листвой. В этом случае деятельной
поверхностью является
не внешняя поверхность
более низкий уровень. Днем воздух над растительным покровом нагревается, а
ночью охлаждается меньше, чем над оголенной почвой. Это объясняется большой теплоемкостью растительного покрова, а также тем, что часть лучистой
энергии, поступающей на растительный покров, расходуется в нем на различные
физические и биологические процессы главным образом на испарение.
В лесу максимальные
и минимальные температуры
кронами деревьев или, если листва редкая, несколько ниже крон. Поэтому
наибольшие амплитуды также отмечаются над кронами, а выше и ниже они
уменьшаются. Из
под кронами деревьев
и в открытом поле установлено,
температура в лесу ниже, чем в поле. Повышая ночные минимумы и понижая
дневные максимумы,
лес сглаживает суточные
Тепловой режим города. Города оказывают значительное влияние на
температуру воздуха. В летнее время жилые здания, различные городские
сооружения, дорожные покрытия и др., нагреваясь, отдают свое тепло воздуху.
Поэтому температура воздуха в городе оказывается выше, чем в его
окрестностях. Особенно велико это различие в вечерние часы, когда здания и
сооружения, сильно нагревшиеся днем, постепенно отдают свое тепло воздуху.
Кроме того, в городе
почти отсутствуют участки
сравнительно малы
площади растительного покрова,
затраты тепла на
испарение. Это также
воздуха в городе .
Зимой в городах
вследствие пониженной
эффективное излучение. Поэтому температура воздуха в городе зимой тоже
несколько выше, чем в окрестностях. Наблюдениями установлено , что
среднегодовые температуры воздуха в городах на 0,5-1,0 °С выше, чем в
окрестностях. Чем крупнее города, тем больше эта разность.
Определено, что под влиянием антропогенных выбросов водяного пара и
загрязнения атмосферы
другими газообразными и
По данным ежедневных (за 8 сроков) метеорологических наблюдений в
городе (Санкт - Петербург, Кемерово, Уфа, Н. Новгород, Архангельск,
Екатеринбург и др.) и в нескольких пунктах, удаленных от него на несколько
десятков километров, определены и проанализированы разности температур
воздуха, давлений водяного пара и относительной влажности, в формировании
которых (разностей)
основную роль играют
сказывается влияние
процессов синоптического и
Определены не только
средние значения и
построены для различных сезонов года и времени суток функции распределения
разностей этих метеовеличин, которые использованы для оценки вероятности
превышения температуры,
давления водяного пара и
городе по сравнению с его окрестностями (сельской местностью).
С целью выявления роли различных факторов в формировании поля
температуры («острова тепла») выполнен расчет коэффициентов корреляции
между разностью температур (город - окрестности) и концентрацией различных
загрязняющих (парниковых) веществ в городе, а также между разностью
температур и разностью давлений водяного пара.
Рассчитаны также
температуры воздуха
в городе и приращениями
интервалы времени.
Анализ для различных сезонов года и времени суток корреляционных
связей, равно как и
функций распределения
позволили заключить: во все сезоны года определяющую роль в повышении (по
сравнению с окрестностями) температуры в городе (формирования «острова
тепла») играет поглощение
инфракрасной радиации
паром, влияние других парниковых газов и аэрозоля примерно на порядок
меньше; в дневные часы летом и частично весной сильно уменьшенная (вплоть
до знака) разность температур между городом и окрестностями также
формируется в основном
под влиянием поглощения
однако в изменении
давления водяного пара
в скоростях испарения (последняя в дневные часы летом в окрестностях
больше, чем в городе).
Снежный покров.
Снежный покров - слой снега на поверхности Земли, возникающий в результате снегопадов. Ежегодно покрывает площадь от 115 до 126 млн. км2, приблизительно 2/3 этой территории приходится на сушу, а 2/3 на морские льды (главным образом в Арктическом и Антарктическом бассейнах). С. и., залегающий непрерывно более 1 мес, называется устойчивым, а при залегании менее этого срока — временным. На суше постоянный снежный покров формируется на ледниках Антарктиды, Гренландии, некоторых островов Северного Ледовитого океана, а также в высокогорных районах с интенсивным оледенением (Анды, Кордильеры, Гималаи, Каракорум и др.). Устойчивый снежный покров образуется на большей части территории России (за исключением южных районов Украины, Молдавии, Прикаспийской низменности, равнинных районов Закавказья, Средней Азии и Южного Казахстана); в Центральной Азии, на С.-В. Китая, в северных частях Кореи и Японии; в Северной Америке — к С. от 40° с. ш.; в Африке — в горах Атласа. На большей части Западной Европы, нагорий Передней Азии, в Восточном Китае, на Ю. США и во многих горных районах снежный покров неустойчив.
На равнинах на территории России средняя высота снежного покрова. колеблется от 30 до 70 см; на наветренных склонах крупных горных хребтов, а также в наиболее увлажнённых районах на З. и В. страны она возрастает местами до 200—400 см. Продолжительность залегания С. п. в пределах России увеличивается с Ю. и Ю.-З. на С. и С.-В. от 20 сут (в равнинных районах Крыма, Закавказья и Средней Азии) до 240—280 сут в северных районах страны. Во всех горных районах на Ю. России выше 2000 м снег лежит более 200 сут в году, а выше снеговой линии — в течение всего года. Формирование снежный покров на земном шаре предопределяется общей циркуляцией атмосферы. Количество твёрдых осадков особенно возрастает при встрече воздушных течений с горными хребтами (распределение снежный покров в горах крайне неравномерно из-за частой смены крутизны и экспозиции склонов и особенностей ветрового переноса снега). На равнинах снежный покров наиболее равномерно залегает под пологом леса; в условиях лесостепей и степей значительная часть снега сдувается в балки и овраги. В России к районам с повышенной интенсивностью метелей относятся арктические острова, побережье Северного Ледовитого океана и все горные районы субарктического пояса. В высокогорных районах умеренного и субтропического поясов (Карпаты, Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, горы Прибайкалья и Забайкалья) интенсивный метелевый перенос происходит в гляциально-нивальном поясе.
Поверхность снежный покров в значительной степени формируется под воздействием солнечной радиации и ветров. Ветровые формы снежного микрорельефа могут быть аккумулятивными (снежные сугробы, дюны, барханы) и дефляционными (заструги, впадины).
Снежный покров обладает следующими физическими свойствами. Отражательная способность его колеблется от 80—90% у свежевыпавшего снега до 30—40% у старого снега в период таяния. Из-за малой плотности снежный покров (0,05—0,1 г/см3 у свежевыпавшего снега, 0,3—0,4 г/см3 у сухого снега в конце зимы, 0,5—0,6 г/см3 у многолетнего снега на ледниках) велика его теплопроводность. Снежный покров характеризуется слоистостью и зернистостью. Слоистость образуется в результате перерывов в отложении снега, когда происходит загрязнение поверхности и формирование на ней корок и наста. Зернистость возникает вследствие процессов перекристаллизации снежной толщи — превращения пластинчатых и столбчатых снежинок в бесформенные зёрна разной величины. На протяжении зимы снежный покров оседает и уплотняется. Разрезы снежный покров к концу зимы отражают историю прошедших снегопадов и сопровождавших их состояний погоды, запасы тепла в подстилающих грунтах. При значительных перепадах температуры внутри снежного покрова отдельные его слои подвергаются разрыхлению, что ослабляет связи между ними.
Снежный покров оказывает огромное влияние на климат, рельеф, гидрологические и почвообразовательные процессы, жизнь растений и животных. снежный покров предохраняет почву от глубокого промерзания и сохраняет озимые посевы, поглощает азотистые соединения, удобряя тем самым почву, адсорбирует атмосферную пыль, охлаждает приземные слои воздуха. Снежный покров питает все ледники и многие реки во время таяния. Талые воды являются основным источником питания рек равнин Восточной Европы, Сибири, северной части Северной Америки, а также большинства горных рек умеренных поясов. В горах значительная часть снега перемещается в форме лавин (См. Лавина). При большой метелевой концентрации в лесостепной и степной зонах снежный покров весной усиливает овражную эрозию. Использование снежного покрова в сельском хозяйстве имеет исключительное значение. Слой снежный покров содержит значительные запасы влаги, обеспечивающие во многих районах устойчивый урожай. Закрепление снежный покров на полях производится комплексным Снегозадержанием. Запасы скопившегося за зиму снега и характер снеготаяния предопределяют размеры весеннего половодья. Зимой в заболоченных и труднодоступных таёжных и тундровых районах строятся снежно-ледяные дороги — автозимники, создаются снежно-ледяные склады — холодильники, на снегу устраиваются аэродромы. Большие работы по защите от снежных заносов проводятся на железных и автомобильных дорогах.
Агрометеорологические показатели засух и суховеев. Их влияние на растения.
Неблагоприятные для сельского хозяйства явления погоды — это понятия биоклиматические, так как их рассматривают по реакции растений на погоду и характеризуют сопряженными агрометеорологическими и биологическими показателями.
Метеорологическое явление считается опасным, если при его образовании необходимо принимать специальные меры для предотвращения ущерба в определенной отрасли народного хозяйства. К агрометеорологическим явлениям, опасным для сельского хозяйства, относятся: засуха, суховей, пыльные бури, заморозок, градобитие, комплекс явлений зимнего периода (сильные морозы, гололед, вымокание и выпревание озимых и т. д.).
Особо опасными считают такие явления, которые по своей интенсивности, времени возникновения, продолжительности или площади распространения могут нанести или наносят значительный ущерб народному хозяйству.
При общем увеличении урожайности сельскохозяйственных культур колебания ее по годам во многих странах мира, в том числе и в России, остаются значительными, со временем не уменьшаются или уменьшаются мало. Это означает, что влияние неблагоприятных погодных условий на урожайность культурных растений еще велико.
Последний вывод очень существен, он заставляет более серьезно относиться к неблагоприятным явлениям погоды и мерам борьбы с ними в условиях нерегулируемого климата.
ОПАСНЫЕ ЯВЛЕНИЯ ТЕПЛОГО ПЕРИОДА 12.1. ЗАСУХИ И СУХОВЕИ
Около 70 % посевных площадей
зерновых культур в России расположено
в районах недостаточного и неустойчивого
увлажнения, в которых засухи, суховеи
и пыльные бури различной интенсивности
и продолжительности
Засуха — это агрометеорологическое явление, вызывающее резкое несоответствие между потребностью растений во влаге и ее поступлением из почвы в результате недостаточного количества осадков и повышенной испаряемости, что нарушает нормальное водоснабжение растений.
Суховей — ветер при высокой температуре и низкой влажности воздуха. Температура при суховеях всегда выше 25 °С и часто повышается до 35...40 "С, относительная влажность ниже 30 %, очень велик дефицит влажности воздуха (20...22 гПа ). Скорость ветра не менее 5 м/с, преобладающее направление ветра — восточное или юго-восточное, иногда южное. Эти факторы вызывают сильное испарение, что приводит к нарушению водного баланса растений.
