Барометрическое нивелирование

или измерение высот (см. также Барометр, Барометр нормальный) — нивелировать значит измерять, насколько одни части местности выше или ниже других, расположенных по некоторому направлению. Нивелирование дает средство наносить на планы ряды возвышений и понижений или профили местностей по определенным направлениям. Если для нивелирования употребляются геодезические инструменты, то оно называется геодезическим, если барометры — то барометрическим. Для измерения высоких гор употребляются особые приемы и приборы; способ вычисления — тригонометрический, и само измерение называется этим словом. Есть также барометрический способ определения больших высот. Перенесение барометра с одного места на другое, возвышенное над первым на 10 м, сопровождается понижением ртути приблизительно на 1 млн., но дальнейшее поднятие еще на 10 метров производит несколько меньшее понижение ртути, а следующее поднятие — еще того меньшее. Измерение давления атмосферы с высотой усложняется его темпрературой, так как холодный воздух тяжелее теплого. Вдобавок пары воды, всегда содержащиеся в воздухе, количественно изменяются от многих причин, действующих иногда вместе, иногда отдельно, что опять влияет на атмосферное давление. Поэтому зависимость величины понижения ртутного столба в барометре с высотой места, на которое он перенесен, очень сложна, и вычислить возвышение одного места над другим из показаний барометра чрезвычайно трудно, коль скоро эти два места значительно удалены одно от другого предложено несколько формул; здесь приводится одна, выведенная Лапласом:

Z = 18336 метров(1+0,002845cos2φ)[1+(t+t1)/500]log(H/h).

В этой формуле буквой Z означено искомое возвышение одной местности, в которой высота барометра есть H миллим. над другой, в которой в то же время высота ртути есть h мил., температура в первой местности есть t°, во второй t°1 — стоградусного термометра; буквою φ означена широта места. По вставке в эту формулу величин, полученных наблюдениями, и по сделанию всех вычислений получится высота (Z) одной местности над другой в метрах.

20. Что такое барическая ступень и каково ее практическое применение?

Барическая ступень

барометрическая ступень, разность высот двух точек на одной вертикали, соответствующая разности атмосферного давления в 1 мбар между этими точками (1 мбар = 100 н/м²). Б. с. тем больше, чем ниже давление. Поэтому с высотой она увеличивается. На уровне моря, при стандартном давлении в 1000 мбар и температуре воздуха 0°С, Б. с. близка к 8 м на 1 мбар. На высоте порядка 5 км, где давление примерно в 2 раза ниже, чем на уровне моря, Б. с. близка к 15 м на 1 мбар. С ростом температуры воздуха Б. с. увеличивается на 0,4% на каждый градус температуры. Б. с. пользуются при барометрическом нивелировании

21. Как изменяется давление воздуха с высотой?

Чем больше высота над поверхностью земли, тем меньшая масса атмосферы будет над этим уровнем и тем меньше, следовательно, давление. Таким образом, давление воздуха уменьшается с высотой. Изменение плотности происходит наиболее заметно в связи с изменением давления. Поэтому нижние слои воздуха, находя­щиеся под давлением всей толщи атмосферы, обладают наиболь­шей плотностью. Верхние слои, на которые давят меньшие толщи атмосферы, имеют все меньшую и меньшую плотность. Вследствие этого давление уменьшается с изменением высоты неравномерно. Наиболее быстро давление падает с высотой в самых нижних, более плотных слоях атмосферы.

22. Что такое адиабатический процесс? По какому закону происходят суходиабатические изменения температуры воздуха?

Адиабати́ческий, или адиаба́тный проце́сс— термодинамический процесс в макроскопической системе, при котором система не обменивается тепловой энергией с окружающим пространством.
Адиабатический процесс является частным случаем политропного процесса, так как при нём теплоёмкость газа равна нулю и, следовательно, постоянна. Адиабатические процессы обратимы только тогда, когда в каждый момент времени система остаётся равновесной (например, изменение состояния происходит достаточно медленно) и изменения энтропии не происходит.
Адиабатический процесс для идеального газа описывается уравнением Пуассона. Линия, изображающая адиабатный процесс на термодинамической диаграмме, называется адиабатой.
Сухоадиабатический процесс

Адиабатическое изменение состояния сухого или ненасыщенного влажного воздуха. Температура и давление связаны при этом уравнением Пуассона, изменение температуры с изменением высоты перемещающегося воздуха при С. П. характеризуется сухоадиабатическим градиентом температуры.

Адиабатический подъем сухого воздуха ведет только к падению температуры в нем.При подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный, т. е. уже не по сухоадиабатическому закону.В сухом и ненасыщенном влажном воздухе при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты — величина постоянная (прямолинейная зависимость). Однако при влажноадиабатическом процессе изменение температуры на каждую единицу высоты — величина переменная. И линии изменения температуры в осях координат температура — высота — кривые, а не прямые. По мере увеличения высоты насыщающие количества водяного пара становятся все меньше и меньше, влажноадиабатический градиент приближается к сухо-адиабатическому градиенту, поэтому наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. По этой причине на графике влажные адиабаты обращены выпуклостью вверх.
При очень низких температурах, которые имеет воздух, поднимающийся в высоких слоях атмосферы, водяного пара в нем остается мало и выделение теплоты конденсации поэтому тоже незначительное. Падение температуры при адиабатическом подъеме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких температурах приближается по величине к сухоадиабатическому градиенту.
При опускании насыщенного воздуха процесс изменения температуры происходит по-разному в зависимости от того, остались ли в воздухе продукты конденсации (капли и кристаллы) или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.
Если в воздухе нет продуктов конденсации, то как только он начнет опускаться и начнет расти температура, воздух становится ненасыщенным. Следовательно, изменение температуры пойдет по сухоадиабатическому закону, т. е. воздух, опускаясь, будет нагреваться на 1°С/100 м.
Если в воздухе сохранились продукты конденсации (капельки и кристаллы), образовавшиеся при подъеме, то при опускании и нагревании воздуха они будут постепенно испаряться. При этом часть внутренней энергии опускающегося воздуха затрачивается на испарение капелек и кристаллов, т. е. часть тепла воздушной массы переходит в скрытую теплоту парообразования, поэтому температура повышается меньше, чем при сухоадиабатическом опускании.

23. Как меняется температура в поднимающемся вертикально индивидуальном объеме сухого воздуха? Чему равен сухоадиабатический градиент температуры?

Расчеты показывают, что если сухой или ненасыщенный воздух поднимается без теплообмена с окружающей атмосферой, т. е. адиабатически, то температура его понижается на 1°С на каждые 100 м подъема. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. Начиная с уровня, на котором температура достигает значения точки росы, воздух становится насыщенным водяным паром Высота, на которой воздух при подъеме достигает насыщения, называется уровнем конденсации Дальнейший подъем воздуха сопровождается конденсацией водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота ’конденсации, за счет чего температура будет падать медленнее, чем до начала конденсации. Понижение температуры в насыщенном воздухе на каждые 100 м подъема называется влажно-адиабатическим градиентом температуры.

24. Как меняется температура в поднимающемся вертикально индивидуальном объеме влажного воздуха? В чем принципиальное различие между адиабатическим подъемом сухого и влажного воздуха?

Если сухоадиабатический градиент — величина постоянная, то величина влажно-адиабатического зависит от температуры и давления. На высотах до 5—6 км влажно-адиабатический градиент в среднем равен 0,5— 0,6° С на 100 м. При опускании (нисходящем движении) как сухого, так и влажного воздуха температура повышается на 1°С на каждые 100 м. Воздух из-за этогоудаляется от состояния насыщения, и если это происходит в облаках, то капельки воды, из которых они состоят, испаряются Значит, облако распадается.

25. Как построена аэрологическая диаграмма?

В метеорологических подразделениях по данным радиозондирования составляют специальные графики — аэрологические диаграммы. С их помощью анализируют состояние атмосферы на различных высотах. Особенно они нужны для прогноза развития конвекции и конвективной облачности. В настоящее время применяется аэрологическая диаграмма формы АДК (аэрологическая диаграмма в косоугольной системе координат). На бланке АДК изобары отпечатаны в виде горизонтальных линий коричневого цвета, а изотермы — коричневыми прямолинейными и параллельными между собой линиями, наклоненными к изобарам вправо. На бланке нанесены также сухие адиабаты, иллюстрирующие изменение температуры, равное 1° С на 100 м высоты, при подъеме сухого или ненасыщенного воздуха и влажные адиабаты, показывающие изменения температуры в поднимающемся насыщенном воздухеПриведены также изограммы, т. е. линии равной удельной влажности при состоянии насыщения. Слева от графика на вертикальной шкале — значения давления в мб и высот стандартной атмосферы в км. На бланках аэрологической диаграммы по данным зондирования атмосферы строятся кривые стратификации, точки росы и состояния. Кривая распределения фактической температуры воздуха по высотам называется кривой стратификации. При ее построении на горизонтальной оси находят значение температуры, соответствующее начальному уровню подъема, а на вертикальной — давление для того же уровня. На пересечении изотермы и изобары ставят точку и проставляют значение высоты в км. Остальные точки подъема наносятся по температуре и давлению аналогично.

26. Что такое ветер, как определяются скорость и направление ветра?

К формированию ветров приводят также и кратковременные процессы, которые, в отличие от преобладающих ветров, не являются регулярными, а происходят хаотически, часто в течение определенного сезона. Такими процессами является образование циклонов,антициклонов и подобных им явлений меньшего масштаба, в частности гроз. Циклонами и антициклонами называют области низкого или, соответственно, высокого атмосферного давления, обычно такие, которые возникают на пространстве размером свыше нескольких километров. На Земле они образуются над большей частью поверхности и характеризуются типичной для них циркуляционной структурой. Из-за влияния силы Кориолиса, в Северном полушарии движение воздуха вокруг циклона вращается против часовой стрелки, а вокруг антициклона — по часовой стрелке. В Южном полушарии направление движения обратное. При наличии трения о поверхность, появляется компонента движения к центру или от центра, в результате воздух движется по спирали к области низкого или от области высокого давления.

27. Что такое румбы горизонта? Какая разница между мгновенной и сглаженной скоростью и направлением ветра?

румб

1/32 часть горизонта. В метеорологии используется деление окружности на 16 частей. угол между северным или южным направлением магнитного меридиана (компасной стрелки) и данным направлением. Истинный румб отсчитывают от сев. или юж. направления истинного (астрономического) меридиана. Счёт румбов ведут вправо и влево от меридиана, от 0 до 90°, всегда указывая четверть (С.-В., С.-З., Ю.-З., Ю.-B.). Напр., азимуту 135° соответствует румб Ю.-B. 45°. В отличие от азимутов, румбы никогда не превышают 90°, поэтому их удобно использовать в геодезических вычислениях.

28. Что такое роза ветров и как она строится?

29. Что такое воздушная масса? Географическая классификация воздушных масс.

Если воздух долго задерживается над одинаковой подстилающей поверхностью, то на огромном пространстве он приобретает относительную однородность. Такие сравнительно однородные массы воздуха, простирающиеся на огромные расстояния по горизонтали и вертикали, называются воздушными массами. Их обычно называют по географическому району, откуда они приходят: из Арктики — арктические, из умеренных широт — умеренные, из тропиков — тропические. Воздушные массы бывают холодные и теплые. Воздушная масса, поступающая на более холодную подстилающую поверхность, называется теплой, на более теплую—холодной. В синоптической метеорологии воздушные массы обозначают условно.

Арктический воздух формируется практически всюду за Полярным кругом, исключая Норвежское море и незамерзающую часть Баренцева, а летом — надо льдами Арктики. Морской арктический воздух на Европейскую территорию СССР вторгается с северо-запада, а континентальный арктический воздух — с северо-востока. На юг Европы арктический воздух проникает до Альп и Кавказа, иногда и южнее. Для Азии характерен континентальный арктический воздух так как до вторжения сюда арктический воздух проходит над льдами и снегами.

Морской умеренный воздух достигает материка преимущественно после длительного перемещения над относительно теплыми морями и океанами. Его свойства в одних случаях близки свойствам морского арктического воздуха в других — морского тропического воздуха. Над территорией Европейской части СССР наиболее часто ворочаются следующие воздушные массы:

· арктический воздух (АВ), а в зависимости от характера подстилающей поверхности (океан или материк)— морской (мАВ), континентальный (кАВ);

· умеренный воздух (УВ), морской умеренный воздух (мУВ), континентальный (кУВ);

· тропический воздух (ТВ), морской (мТВ), континентальный (кТВ).

Морской умеренный воздух достигает материка преимущественно после длительного перемещения над относительно теплыми морями и океанами. Его свойства в одних случаях близки свойствам морского арктического воздуха в других — морского тропического воздуха

Дата добавления: 2015-06-28