Водяные Вариации

T s), показанной на рис. 10.5, а, определяется вариацией схем подачи воды и значений перепада энтальпий водяного потока в холодильниках ЭХУ. [c.199]

Содержание водяного пара в земной атмосфере сильно изменяется в зависимости от времени, места и высоты измерения — от 2 10 до 5% по объему [14]. Общее представление об особенностях пространственно-временного распределения концентрации Н2О над земным шаром можно получить из рис. 1.2, из которого видно, что значения д в тропосфере претерпевают существенные вариации как в пределах одного сезона, так и в зависимости от времени года. Наиболее сильно концентрация водяного пара в атмосфере изменяется с ростом высоты так от поверхности земли до 8—9 км в среднем она уменьшается на 1—2 порядка. [c.20]

Наиболее показательной характеристикой таких вариаций являются значения массовой доли водяного пара на границах доверительных интервалов с различной обеспеченностью, которые определяют заданный процент всех наблюдений, укладывающихся в данные интервалы. [c.23]

Действительно, как и для температуры, зимой и летом вертикальные корреляционные связи между вариациями доли водяного пара на уровне станции и в тропосфере положительны, причем наиболее тесные связи отмечаются, как правило, в нижнем 1 — 1,5-километровом слое атмосферы, где коэффициент корреляции Гдд (Ро, pj) составляет 0,6—0,9. [c.116]

Аналогичный ход по вертикали имеют и коэффициенты корреляции между вариациями доли водяного пара на любом другом фиксированном уровне и вариациями ее на всех вышерасположенных уровнях рассматриваемого слоя атмосферы. [c.116]

Подобный вертикальный ход функции rqq (piy pj), как нам представляется, обусловлен влиянием облаков нижнего и среднего ярусов, в результате которого повышение (понижение) концентрации водяного пара в приземном слое и на близрасположен-ных уровнях не всегда сопровождается аналогичным ее повышением (понижением) в вышележащих слоях атмосферы и особенно в тех, где возникает облачность. Именно здесь и отмечается наибольшее нарушение хода вариаций q с высотой. [c.116]

В океанических районах тропической зоны малые значения коэффициента корреляции pi = pj) обусловлены несколько иным механизмом, а именно, несинхронным изменением вариаций температуры и влажности воздуха в процессе конвективного подъема очень теплых и влажных воздушных масс. При близости воздуха к состоянию насыщения даже незначительное понижение его температуры сопровождается здесь сильным изменением концентрации водяного пара (большая часть его конденсируется и в виде ливневых осадков выпадает на земную поверхность). Данный процесс, кстати, и определяет наиболее часто в тропосфере тропической зоны океанов не прямую, а обратную корреляционную связь между вариациями температуры и влажности воздуха причем она может быть здесь довольно тесной, с коэффициентом взаимной корреляции —0,4... —0,6 (подобные значения этого параметра отмечаются, в частности, зимой над югом Карибского моря). [c.123]

Второй максимум вариаций Н2О (около 40—45 км), вероятно, связан с фотохимическим образованием стратосферного водяного пара в результате окисления метана СН4 гидроксилом НО, которое наиболее хорошо выражено в средней стратосфере и оценивается, согласно [38], в 0,02—0,45 млрд т в год. [c.178]

Компонент (а) подчиняется обычному закону Небольшие вариации в релеевском рассеянии вызываются сезонными изменениями общей протяженности атмосферы (воздушной массы), изменениями в содержании воды и водяного пара, и, возможно, изменениями числа очень малых водяных капель с а<0,02 мк. [c.482]

Атмосфера М. разреженная, давление у поверхности в зависимости от рельефа изменяется от 0,18 до 1 1сПа. За ср. давление, примерно соответствующее давлению на поверхности ср. уровни (от этого уровня отсчитывают высоту гор и глубину впадин), принято давление в тройной точке на фазовой диаграмме воды (0,61 кИа). Состав атмосферы (%, по объёму) СОз — 95 N2 — 2,7 Аг — 1,6 О2 — 0,15. Содержание водяного пара очень низкое и испытывает заметные суточно-сезонные колебания от менее 1 мкм осаждённой воды в зимнем полушарии до почти 100 мкм осаждённой воды над полярной шапкой летом. Обнаружены отд. районы ловыш. влажности в ср. широтах, а также небольшое кол-во озона, практически не влияющее на ослабление интенсивной солнечной УФ-радиации, проникающей сквозь разреженную атмосферу М. до поверхности. Ср. теми-ра у поверхности близка к эффективной, днём темп-ра поверхности выше, ночью ниже, чем темп-ра атмосферы. Суточно-сезонные вариации темп-ры составляют 100—150 К, мивим. темп-ра на полярных шапках зимой опускается ниже темп-ры конденсации СО2 (148 К при 0,61 кПа). Из-за больших температурных контрастов на поверхности и малой плотности атмосфера М. очень динамична, скорости ветра достигают неск. десятков м/с, а во время пылевых бурь 80—100 м/с. Периоды глобальных пылевых бурь обычно совпадают с противостояниями М. Облака пыли поднимаются да высот 10 км, почти полностью сглаживая температурные контрасты на поверхности. Распределение [c.48]

Представленные зависимости обобщают опытные данные многих авторов, полученные в разных условиях, с точностью 20% в спутных воздухо-водяных и пароводяных потоках в трубах при р = 0,1 —10 МПа, В = 10—80 мм, Ре, = 30 — 3000, соответствующих = 0,014—0,175 = (0,5—3) 10 Хотя в представленные уравнения, определяющие условия начала динамического уноса капель, не входит плотность газа, которая в экспериментах варьировалась на два порядка (р /рг = Ю — 10 ) за счет вариации давления, влияние плотности газа проявляется через число Вебера Welз, пропорциональное р (У1—уез) - Поэтому чем больше pg, тем при меньших скоростях VI достигаются условия начала уноса. [c.216]

В качестве параметров изменчивости температуры и доли водяного пара в настоящей работе принят, как было указано выше, наиболее употребляемый в аэроклиматологии и в различных практических расчетах статистический критерий — среднее квадратическое отклонение (а ). Однако в связи с тем, что данный критерий не всегда может служить сравнительной характеристикой изменчивости массовой доли водяного пара, особенно при сравнении величин Оду рассчитанных для разных сезонов и уровней атмосферы, для оценки рассеяния значений qi около среднего профиля нами использован также коэффициент вариации (относительная изменчивость), т. е. отношение а /д, выраженное в процентах [2.19]. [c.98]

Наряду с рассмотренными следует отметить еще одну закономерность, которая свойственна корреляционным связям доли водяного пара и проявляется почти повсеместно в поведении функции Vqq (pi, pj), полученной С большим разрешением по высоте. А именно, коэффициенты вертикальной корреляции между вариациями q у земли и в пограничном слое (до высот 1,5—2,0 км) и вариациями их на всех вышерасположенных уровнях атмосферы имеют некоторый (правда, не всегда четко выраженный) вторичный максимум положительной связи, наблюдаемый обычно около уровня 650 гПа 3,5 км) и реже около уровня 600 гПа (- 4 км). Подобный максимум отмечается, например, в районе ст. Баренцбург, где зимой корреляционная функция rqq (900, p ) возрастает от 0,67 на уровне 700 гПа ( 3 км) до 0,72 на уровне 650 гПа (3,5 км). [c.116]

Так, зимой в тропосфере полярных районов, где формируются сухие и холодные воздушные массы, адвекция относительно теплого и влажного воздуха с юга почти всегда сопровождается син- сронным изменением температуры и влагосодержания атмосферы. Однако с уменьшением широты места эта закономерность постепенно нарушается и уже в умеренных широтах при адвекции тепла и влаги в большой толще тропосферы (по крайней мере, выше 1,5—2 км) не каждое повышение температуры воздуха сопровождается соответствующим увеличением его влагосодержания. Значительная часть водяного пара здесь конденсируется и в виде осадков выпадает на земную поверхность, где частично испаряется. Поэтому не случайно наиболее тесные корреляционные связи между вариациями температуры и влажности воздуха отмечаются в приземном слое, а не на высотах, где происходит образование облачности. [c.122]

Оптико-акустический метод очень широко используется для получения количественной информации о спектрах поглощения и параметрах отдельных линий, порогах нелинейных спектроскопических эффектов. Так, с его помощью выполнены измерения коэффициентов поглощения атмосферного водяного пара и метана на отдельных линиях генерации СОг-лазеров [93], СО-лазеров [81] и (НеКе)-лазеров [57], проведены исследования контуров линий поглощения метана [4] и водяного пара [49] в области перестройки длины волны гелий-неонового (3,39 мкм) и рубинового (0,69 мкм) лазеров при вариации давления и состава газовой смеси. [c.198]

Исследования спектральной прозрачности атмосферы в широком спектральном диапазоне до настоящего времени используются как один из методов изучения физико-химических свойств атмосферного аэрозоля. Такие исследования представляют особый интерес для изучения роли аэрозольного ослабления в инфракрасной области спектра. Примеры спектральной зависимости оптических толщ атмосферы Та( ) в окнах прозрачности атмосферы в спектральном диапазоне 2—13 мкм, полученные с борта НИС Академик Курчатов и на Звенигородской научной базе Института физики атмосферы АН СССР [35], приведены на рис. 6.4. Максимум ослабления в области 3,16 мкм соответствует сильной полосе поглощения воды и льда. Возрастание ослабления в длинноволновом конце спектра (И —13 мкм) объясняется влиянием сильной полосы поглощения углекислого газа с центром около 15 мкм, которая вблизи центра (14—16 мкм) обусловливает полное поглощение солнечного излучения вертикальным столбом атмосферы. Анализ многих спектров, подобных рис. 6.4 и полученных при различных метеорологических условиях, приводит авторов [35] к выводу о том, что значительная часть вариаций т(Я) в ИК-областн спектра обусловлена именно аэрозольной компонентой. При этом вклад последней в ослабление излучения в окне 8—14 мкм сопоставим с вкладом водяного пара. [c.181]

Взаимоотношения подруслового потока и вод в русле реки представляют много интересных явлений и вариаций. В некоторых случаях отложения сильта (ила) могут сделать ложе речного русла настолько водонепроницаемым, что на значительное расстояние между речными водами и водами подруслового потока не произойдет никакого смешения или замещения. В результате этого оба типа вод могут явиться совершенно независимыми и иметь совершенно различный химический состав. Повидимому, в таких случаях взаимосвязь между подрусловый потоком и речным руслом, которая рассматривалась выше, не может больше считаться справедливой. Хотя влагоемкость пористого материала, заполняющего долину, может быть очень велика, суммарный объем волы, уносимый ежесуточно подрусловый потоком, может быть относительно невелик. Скорость вод, просачивающихся через грубозернистые разности при крутом уклоне водяного зеркала, составляет около 3 м за сутки или несколько более. В то же самое время в менее проницаемых породах и при малых градиентах скорость просачивания воды может быть крайне мала. Вследствие больших изменений, возможных в каждом отдельном случае, это явление представляет собой совершенно самостоятельную проблему, дальнейшее рассмотрение которого в деталях считаем нецелесообразным. [c.43]

На такой же статистической основе составлен сводный график, учитывающий все виды поглощения в атмосфере (рис, 3,43), относящийся к тому же району. Верхние три сплошные кривые характеризуют поглощение в дожде, которое превышается соответственно в течение 0,001%, 0,01% и 0,1 % времени за год. Дождь — как наглядно показывает график — вызывает наиболее сильное поглощение в рассматриваемом диапазоне частот. К примеру, на частоте 30 Ггц (Я=1 см) только в течение 5 минут за год поглощение (в сильном дожде) превышает 10 дб/км. Две штрих-пунктирные кривые, расположенные ниже сплошных, характеризуют поглощение в тумане соответственно при видимости 30 и 150 м. Наконец, штриховыми линиями показано поглощение в водяных парах, превышаемое в течение 1% и 50% времени за год. Поглощение в кислороде воздуха (штрих-пунктирная линия) практически вариаций во времени не испытывает. Располагая статистическими данными о выпадении осадков и колебании влажности, аналогичные графики можно составить для любого района земного шара. Радиоволны оптических частот (инфракрасные лучи, видимый свет и ультрафиолетовые лучи) также подвержены сильному молекулярному поглощению. Особенно велико поглощение в ларах воды, для которых резонансные линии поглощения так тесно примыкают одна к другой, что образуют сплошные области поглощения. Впрочем, и в этом диапазоне волн также нмеются окна прозрачности, прежде всего, — окно )В диапазоне 0,4ч-0,85 мк, куда входит весь спектр видимого света )( 0,4—0,75 мк). Для того чтобы судить о степени прозрачности тролосферы в этом интер вале частот, достаточно вспомнить то многообразие красок и ясность восприятия, которое открывается человеческому глазу в часы освещенности в ясные дни, вспомнить вид усыпанного звездами ночного неба. Характеристики этого и других окон нрозрачности в диапазоне от 0,4 до 16 мк приведены в табл. 3.6. Коэффициент прозрачности указан при прохождении луча через всю толщу атмосферы (нормальное падение). [c.182]

Энциклопедия по машиностроению XXL

Оборудование, материаловедение, механика и ...