Адиабатические изменения состояния воздуха,сухоадиабатические изменения температуры, в том числе при вертикальных движениях.

Адиабатическим называется процесс, протекающий без теплообмена с окружающей средой. Сторого адиабатических процессов в природе нет, однако из-за плохой теплопроводности воздуха и почти полной прозрачности атмосферы атмосферы для прямой солнечной радиации можно принять, что быстропротекающие процессы происходят без теплообмена с окружающим воздухом.

Чтобы дать адиабатическим процессам количественную оценку, вспомним уравнение первого начала термодинамики для идеального газа, каким мы считаем воздух. В применении к сухому и ненасыщенному влажному воздуху оно гласит, что приток тепла к единице массы воздуха dQ расходуется на увеличение внутренней энергии газа (du=c dT) , что выражается в увеличении температуры, и на совершение механической работы против внешних сил давления при расширении рассматриваемого объём газа. Таким образом для единицы массы воздуха :

dQ= c dT+ pdv

где dT- увеличение абс температуры, c -удельная теплоемкость воздуха при постоянном объёме. Если процесс происходит адиабатически, то dQ=0, следовательно : - c dT= pdv

Закон, по которому происходят адиабатические (без теплообмена с окружающей средой) изменения состояния в идеальном газе, с достаточной точностью применим к сухому и к ненасыщенному влажному воздуху. Это сухоадиабатический закон. Он выражается уравнением сухоадиабатического процесса или уравнением Пуассона.

,

где с_р – удельная теплоемкость при постоянном давлении. Смысл уравнения Пуассона состоит в следующем: если процесс адиабатический и давление меняется от р₀ до р, то, зная начальную температуру воздуха Т₀, можно вычислить температуру Т в конце процесса.

Расширение воздуха и связанное с ним падения давления и температуры происходит чаще всего при восходящем движении воздуха (при дневной конвекции, в теплом фронте, при подъеме воздуха по горному склону). В соответствии с первым законом термодинамики при адиабатическом расширении температура данного объема воздуха уменьшается. Сжатие воздуха, сопровождающееся повышением температуры, происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха.

Такие вертикальные движения происходят за короткое время практически без теплообмена с окружающей средой, т.е. адиабатически. Таким образом, поднимающийся воздух адиабатически охлаждается, опускающийся воздух адиабатически нагревается. Если подставить в уравнение первого начала термодинамики для идеального газа (в приближении им является сухой или ненасыщенный воздух) выражение для dp/p из уравнения статики, получим выражения для _а – сухоадиабатического градиента температуры:

,

где Т_i – температура данной индивидуальной вертикально движущейся массы воздуха, Т_а – температура в окружающей атмосфере. Правая часть уравнения всегда отрицательна. При адиабатическом подъеме воздуха (dz > 0) температура падает, при опускании растет. Отношение T_i/T_a обычно близко к единице, отношение g/c_p составляет 0,98С/100 м. Таким образом, сухоадиабатический градиент равен приблизительно 1С/100 м.

Влажноадиабатические изменения температуры. Уровень конденсации.

Адиабатический подъем сухого воздуха ведет только к падению температуры в нем. Если же поднимается влажный ненасыщенный воздух, то вместе с адиабатическим понижением температуры содержащийся в воздухе водяной пар постепенно приближается к состоянию насыщения. Высота, на которой достигается насыщение, называется уровнем конденсации. При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем насыщенный, т.е уже не по сухоадиабатическому закону. В нем происходит конденсация избыточного количества водяного пара, вследствие чего выделяется в значительных количествах теплота парообразования, или теплота конденсации (2,501*10⁶ Дж/кг ). Выделение этой теплоты идёт на совершение части работы расширения поднимающегося воздуха. Тем самым оно замедляет понижение температуры при подъёме. Поэтому в поднимающемся насыщенном воздухе температура падает уже не сухоадиабатически, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения. На каждые 100 м подъёма насыщенный воздух при давлении 1000гПа и температуре 0^оС озлаждается на 0,66^оС, при температуре 20^оС –на 0,44 и при температуре-20^оС на 0,88^оС. При более низком давлении падение температуры соответственно меньше. Падение температуры в насыщенном воздухе при подъёме его на единицу высоты( 100м) называют влажноадиабатическим градиентом. Влажноадиабатический градиент при низких температурах приближается по величине к сухоадиабатическому градиенту. Сухие адиабаты-прямые, влажные кривые.

Псевдоадиабатический процесс заключается в следующем: влажный ненасыщенный воздух начинает подниматься. Его температура падает сначала сухоадиабатически, а по достижении уровня конденсации – влажноадиабатически. Предположим, что вся вода, выделившаяся при конденсации, выпадает сразу же в виде осадков, достигнув некоторой высоты, воздух начинает опускаться. Это опускание происходит сухоадиабатически. Следовательно, на прежний уровень воздух приходит с более высокой температурой, чем была первоначально. Таким образом, хотя масса вернулась на прежний уровень, под прежнее давление, она не вернулась в исходное состояние.

Потенциальная температура  – температура, которую примет воздух на изобарической поверхности 1000 гПа, если его сухоадиабатически опустить на эту поверхность. Если воздух опускали с некоторой высоты, где было давление p и температура Т, то (по уравнению Пуассона)

.

Потенциальную температуру можно также приближенно вычислить с помощью сухоадиабатического градиента:  = Т + 0,01z, где Т – температура на высоте z (м). Вычисляя потенциальную температуру воздушных масс, находящихся на разных высотах, можно сравнивать их тепловое состояние.

Очевидно, что при сухоадиабатическом опускании воздуха потенциальная температура не меняется. Изменение потенциальной температуры говорит о том, что процесс перестал быть сухоадиабатическим. Пи конденсации выделяется теплота, потенциальная температура возрастает. Сухие адиабаты (линии зависимости температуры от давления при сухоадиабатическом процессе) представляют собой линии равной потенциальной температуры.

Прямая солнечная радиация и её зависимость от высоты. Рассеянная солнечная радиация в атмосфере ,закон Рэлея. Явления, связанные с рассеянием радиации. Дневной ход прямой и рассеянной солнечной радиации при ясном небе и при средних условиях облачности летом и зимой.

Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от диска Солнца, называют прямой солнечной радиацией. Земной шар так мал по сравнению с расстоянием до Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него можно считать пучком параллельных лучей. Максимально возможное количество получает ед площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. На единицу горизонтальной площади придётся меньшее количество лучистой энергии: S’=Ssinh_c .S’=S когда солнце в зените. Поток прямой солнечной радиации на земную поверхность называется инсоляцией. Энергетическую освещенность для определенной длины волны называют спектральной плотностью энергетической освещенности.

На верхнюю границу атмосферы солнечная радиация приходит в виде прямой радиации. Около 30% падающей прямой солнечной радиации отражается назад в космос. Остальное частично рассеивается атмосферными газами и аэрозолями (рассеянная радиация), частично поглощается атмосферными газами и примесями и идёт на нагрев атмосферы. Нерассеянная и непоглощенная солнечная радиация достигает земной поверхности. Небольшая её доля отражается от нее, а небольшая поглощается и идет на нагрев зп. В лучшем случае( при наиболее высоком солнце и достаточно чистом воздухе) можно наблюдать на поверхности поток солнечной прямой радиации около 1,05 кВт/м², в горах до 1,2.

В атмосфере поглощается 23% прямой солнечной радиации. Азот поглощает рад только оч малых длин волн в УФ части спектра, кислород-в 2 узких участках видимой части спектра и УФ его части, озон- УФ и видимая солнечная радиация поглощается настолько сильно ,что у земной поверхности в солнечном спектре волны короче 0,29 мкм не наблюдаются( поглощает 3 % прямой солнечной рад). Углекислый газ сильно поглощает рад в ИК части спектра. Поглощают солнечную радиацию также водяной пар, облака и атмосферные примеси. Поглощение вод паром и на аэрозольное поглощение приходится 15%, остальные 5%-облака.

Рассеяние-преобразование части прямой солнечной радиации, которая до рассеяния распространяется в виде параллельных лучей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. Встречаясь с молекулами и примесями в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Около 26% энергии общего потока солнечной радиации превращается в рассеянную, около 2/3 рассеянной приходит к земной поверхности. В спектре рассеянной рад соотношение изменено в пользу коротковолн лучей. Чем меньше размеры частиц, тем сильнее рассеивание коротковолновые лучи. В абсолютно чистом воздухе рассеяние подчиняется закону Рэлея (рассеяние обратно пропорционально 4 степени длины волны рассеиваемых лучей) : . коэффициент пропорциональности. Длины волн красного света почти вдвое больше длин волн фиолетового, поэтому они рассеиваются в 14 раз хуже и в спектре рассеянной рад преобладают синие и фиолетовые лучи. Максимум энергии прямой рад у зп приход на область жел-зел лучей вид спектра. На частицах диаметр которых больше 1-2мкм-диффузное отражение, при котором свет отражается частицами как маленькими зеркалами без измен спектрального состава. Поскольку падает белый свет, то диффузно отраженная радиация также представляет собой белый свет. Поэтому при наличии крупных частиц цвет неба белёсый. Голубой цвет неба - это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей( т.к молекулярное рассеяние света происходит по закону Рэлея, то в спектре рассеянного света, посылаемого небесным сводом, максимум энергии смещен на голубой свет). На большой высоте цвет неба фиолетово-черный. «Уцелевший» от рассеяния прямой солнечный свет становится желтоватым. Солнечный диск кажется тем желтее, чем ближе он к горизонту, .е чем длинне путь лучей через атмосферу. У горизонта солнце почти красное, особенно когда много пыли. Вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло даже там, куда солнечные лучи непосредственно не попадают.

Сумерки- явление неполной темноты, вызванное освещением Солнцем, находящимся под горизонтом , высоких слоев атмосферы и рассеяние им солнечного света.

Астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока Солнце не зайдет под горизонт на 18^о, гражданские сумерки- первая часть вечерних или последняя часть утренних, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8 град, белые ночи-солнце не опускается под горизонт вовсе или опускается, но не глубоко . Явление зодиакального света -так называется нежное сияние в виде наклонного конуса, направленного по эклиптике. Оно наблюдается над Солнцем, находящимся под горизонтом, но уже на тёмном небе. В тропиках наблюдается лучше. Считают, что зодиакальный свет вызван рассеянием солнечного света космической (метеорной) пылью.

- формула Бугера.р-коэффициент прозрачности, m=М/М₀ –оптическая масса атмосферы, зависит от высоты Солнца. Из формулы Бугера следует, что при неизменной прозрачности атмосферы поток прямой солнечной радиации зависит от высоты Солнца. Поэтому в течение суток поток солнечной рад сначала быстро, потом медленнее нарастает от восхода солнца до полудня и сначала медленно, а потом быстрее убывает от полудня до захода Солнца. Различия в энергетической освещенности в полдень при ясном небе в январе и июле в первую очередь связаны с различиями в полуденной высоте солнца, которая зимой меньше. В суточном ходе прямой радиации отражается также различная продолжительность дня . изменение прямой радиации в течение дня при средних условиях облачности существенно различаются, чем при ясном небе. И летом и зимой величины радиации на перпендикулярную и горизонтальную поверхность меньше, чем при ясном небе. Кроме того, летом максимальные значения радиации смещены на предполуденные часы. Это определяется суточным ходом конвективной облачности, которая начинает развиваться в 9-10 часов утра и достигает максимума в полуденные часы, уменьшая радиацию. Максимальная энергетическая освещенность приходится не на летние месяцы, а на весенние. Дело в том, что весной воздух наименее замутнен продуктами конденсации и мало запылен. Максимальные значения средних величин энергетической освещенности приходятся на лето, когда самая большая продолжительность дня и высота Солнца. С высотой над уровнем моря макс значения радиации возрастают вследствие уменьшения оптической толщины атмосферы при той же высоте Солнца.

Рассеянная рад, поступающая на горизонтальную поверхность, также меняется в течения дня: возрастает до полудня по мере увеличения высоты Солнца,з атем убывает. Уменьшение прозрачности, т.е увеличение количества помутняющих частиц увеличивает рассеянную радиацию. Меняется в зависимости от облачности(ув) и увеличивается, отражаясь снежным покровом. В отдельные дни облачность увеличивает ее в 3-4 раза. Рассеянная радиация может таким образом дополнять прямую радиацию, особенно при низком Солнце.

Прямая, рассеянная, суммарная радиация, отраженная и поглащенная радиация, излучение земной поверхности. Радиационный баланс земной поверхности.

Суммарная радиация=прямая+рассеянная Q=Ssinh+D. Падая на поверхность, суммарная радиация в большец своей части поглощается в верхнем тоеком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации зависит от характера подстилающей поверхности . отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность-альбедо . преобладающее количество радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространствао. Также уходит в мировое пространство часть(около трети) рассеянной радиации. Отношение ухлдящей в мир простр отраж и рассеян рад к общему кол-ву поступающей к атмосфере радиации, еосит название планетарного альбедо Земли(31%).

Верхние слои почвы,воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию: эту земную рад чаще называют собственным излучением зп. Для абсолютно черного тела Т= , где м²*К⁴. однако Земля-серое тело: Е_s= Т⁴, где . Столь большая отдача приводила бы к охлаждению, если бы не обратный процесс-поглощения. Максимум излучаемой энергии приходится на ИК.

Разность между собственным излучением зп и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением. Разность между поглощенной рад и эффективным излучением B=(Ssinh+D)(1-A)- E_e- радиационный баланс зп. Радиационный баланс переходит от ночных отрицат к дневным положительным значениям после восхода солнца при его высоте 10-15^о, при наличии снежного покрова радиац баланс переходит к положительным значениям только при высоте Солнца около 20-25^о.