- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
Представляет интерес изучить распределение потенциальной температуры по высоте при различных видах стратификации атмосферы, так как в дальнейшем будет показано, что с особенностями этого распределения связано направление турбулентного потока тепла в атмосфере. Рассмотрим сначала изменение потенциальной температуры Θ с высотой с качественной стороны.
Сухонеустойчивая стратификация (γ > γа). Выделим в атмосфере два каких-либо уровня: z1 и z2 (рис. 4.2). Приведем адиабатически частицы воздуха, расположенные на этих уровнях, к уровню р = 1000 гПа. Из рис. 4.2 непосредственно следует, что Θ2 < Θ1. Это означает, что при сухо-неустойчивой стратификации вверху лежат воздушные массы, потенциально более холодные по сравнению с нижележащими массами, т. е. потенциальная температура убывает с высотой.
С ухобезразличная стратификация (γ=γа). При безразличной стратификации потенциальная температура частиц воздуха, расположенных на уровнях z1 и z2, одинакова (Θ1 = Θ2), т. е. потенциальная температура не изменяется с высотой.
Сухоустойчивая стратификация (γ < γа). В этом случае потенциальная температура частицы, расположенной на верхнем уровне, больше потенциальной температуры частицы на нижнем уровне (Θ2 > Θ1), т. е. потенциальная температура возрастает с высотой.
Рассмотрим теперь, как изменяется потенциальная температура с высотой с количественной стороны. Для этого получим формулу для вертикального градиента потенциальной температуры. Если прологарифмировать и взять производную по высоте от правой и левой частей формулы (4.4.1), то получим
при этом индекс i опускаем на том основании, что рассматриваем изменение Θ в атмосфере. Воспользовавшись уравнением статики, формулу (4.6.1) приведем к виду
Из формулы (4.6.2) непосредственно следует, что при сухонеустойчивой стратификации ∂Θ/∂z < 0, при сухобезразличной ∂Θ/∂z = О, при сухоустойчивой ∂Θ/∂z > О, что согласуется с выводами, полученными качественным путем.
4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
В предыдущих параграфах изучались термодинамические процессы, протекающие в сухом воздухе. Если воздух влажный, но ненасыщенный, то термодинамические процессы в нем с количественной стороны не будут существенно отличаться от процессов в сухом воздухе. В самом деле, если единичной массе влажного воздуха сообщается некоторое количество тепла dq, то оно расходуется на работу расширения dw = pdvi, изменение внутренней энергии сухой частицы воздуха duc = (1 - s)cυcdTi и водяного пара duп = scυпdTi (s — доля водяного пара, cυc и cυп —удельные теплоемкости сухого воздуха и водяного пара при постоянном объеме).
В соответствии с первым началом термодинамики
Если воспользоваться уравнением состояния влажного воздуха
то уравнение (4.7.1) можно привести к виду
где срс и срп — удельные теплоемкости сухого воздуха и водяного пара при постоянном давлении; R = Rc(l - s) + Rпs — удельная газовая постоянная влажного воздуха.
При адиабатическом подъеме (dq = 0) влажного ненасыщенного воздуха изменение температуры, отнесенное к единице высоты, согласно (4.7.2) с учетом уравнения статики равно
Здесь Re — удельная газовая постоянная окружающего частицу воздуха.
Доля пара s в реальных условиях не превышает 0,03—0,04, это значит, что R и Re близки к удельной газовой постоянной сухого воздуха R ≈ Re ≈ Rc, a(1 - s)cpc + scpп ≈ cpc. С учетом этого формула (4.7.3) принимает вид
Таким образом, температура влажной ненасыщенной частицы изменяется при адиабатическом подъеме практически так же, как и температура сухой частицы, а кривой состояния для влажного ненасыщенного воздуха служит сухая адиабата.