книги из ГПНТБ / Океанография и морская метеорология учебник

Если dQ = 0, то

T. e. если давление воздуха увеличивается (dP>0 ) , то увеличивается и АТ и, наоборот, при понижении давле­ ния понижается и температура воздуха.

Воздух обладает очень плохой теплопроводностью, поэтому в первом приближении все термодинамические процессы трансформации энергии в атмосфере можно считать происходящими без теплообмена с окружающей средой, т. е. по адиабатическому закону. Тогда в (8.40) левая часть равна нулю (dQ —0 ). Следовательно, для адиабатического процесса

Из полученного уравнения следует, что вследствие убывания давления воздуха с высотой поднимающийся воздух самопроизвольно охлаждается, а опускающийся нагревается.

Найдем значение вертикального градиента темпера­ туры в адиабатически поднимающейся частице сухого воздуха. Для этого воспользуемся уравнением (8.44) и основным уравнением статики, из которого следует, что

349

I

или после замены р из уравнения Клапейрона — Менде­ леева

Таким образом, температура адиабатически поднимаю­

влажноадиабатическим градиентом.

Фактические значения вертикальных градиентов в реальной атмосфере могут быть меньше влажноадиа­ батического и больше сухоадиабатического. Это опре­ деляет три характерных состояния атмосферы на опре­ деленный момент времени (стратификация):

Давление воздуха меняется как в горизонтальном, так н в вертикальном направлении. Изменение давления с высотой определяется основным уравнением статики атмосферы, которое выражает закон его изменения в случае неподвижной атмосферы относительно земной по­ верхности. Для того чтобы атмосфера была неподвиж­ ной, необходимым и достаточным условием является равенство нулю горизонтальных составляющих бариче-

3 5 0

ского градиента. Это возможно только при условии, что изобарические поверхности располагаются параллельно поверхностям равного уровня.

Для получения основного уравнения статики атмо­ сферы возьмем две изобарические поверхности, располо­

и P + dP. Выделим между этими изобарическими поверх­ ностями объем воздуха с площадью основания 1 см2. Тогда на нижнее основание этого столба воздуха будет действовать сила давления Р, направленная внутрь

Рис. 69. К выводу основного уравнения ста­

грани взаимно уравновешиваются, в противном случае выделенный объем придет в движение. Кроме сил дав­ ления на объем действует еще сила тяжести, направлен­ ная вниз и равная по величине

Условием статического равновесия выделенного объема является равенство нулю проекций всех дейст­ вующих сил на вертикальную ось:

351

Полученное уравнение физически выражает равно­ весие силы градиента давления и силы тяжести.

Из основного уравнения статики следует:

ня z, где давление равно Р, до верхней границы атмо­ сферы Za., где давление равно нулю, определяется инте­ гралом

(8.55)

Z

с другой стороны, интегрируя уравнение статики при тех же пределах, получим

Таким образом, атмосферное давление, или давле­ ние воздуха, на каждом уровне представляет собой вес столба с поперечным сечением 1 см2 и высотой от дан­ ного уровня до верхней границы атмосферы.

3)С учетом выражения плотности из уравнения со­

стояния основное уравнение статики примет вид

при подъеме на одну и ту же высоту dz, и что в холод­ ной воздушной массе давление падает с высотой бы­ стрее, чем в теплой, т. е. в средней и верхней тропосфе­ ре в холодных воздушных массах преобладает низкое, а в теплых массах высокое давление.

Барометрические формулы. Основное уравнение ста­ тики является одним из важнейших в метеорологии. На его основе устанавливаются закономерности распреде­ ления давления, плотности и массы по высоте. В общем

352

виде интеграл от основного уравнения статики имеет вид

то интегрирование уравнения (8.58) можно выполнить лишь приближенно или для отдельных частных случаев.

Интегралы основного уравнения статики атмосферы, полученные при разных видах распределения темпера­ туры и плотности воздуха с высотой, называются баро­ метрическими формулами. Рассмотрим барометрические формулы для некоторых конкретных случаев распреде­

сфере давление падает по линейному закону. Она дает вполне удовлетворительные результаты для гидросферы. Из уравнения (8.59) можно определить высоту однород­

Таким образом, высота однородной атмосферы зави­ сит только от температуры воздуха на уровне моря. При

а т м о с ф е р ы . Атмосфера называется изотермической, если температура не изменяется с высотой, т. е. Т = Т0 — = const, Y=0 .

353

Интегрирование уравнения (8.58) при g=const дает

_ gz

(8-61)

Таким образом, в изотермической атмосфере давле­ ние с высотой убывает по показательному закону. Та­ кое распределение давления с высотой достаточно близ­ ко к реальному. Из формулы (8.61) видно, что при бо­ лее высокой температуре давление с высотой падает медленнее, чем при более низкой, что высота изотерми­ ческой атмосферы стремится к бесконечности и что чем выше расположен слой атмосферы, тем меньше вели­

давления с высотой (формула Лапласа) используется лишь при барометрическом нивелировании. На практике изменение давления с высотой рассчитывают по баро­

менения давления с высотой на практике удобно поль­ зоваться величиной барической ступени. Барической сту­ пенью h называется высота, на которую нужно поднять­

3 54

ся или опуститься, чтобы давление изменилось на еди­ ницу:

Барическая ступень является величиной, обратной вертикальному градиенту давления. Она зависит лишь от плотности воздуха.

Так как

Из формул (8.65) и (8 .6 6 ) можно сделать следующие выводы:

—уменьшение плотнос-ти приводит к росту бариче­ ской ступени;

—с увеличением высоты барическая ступень растет;

— барическая ступень в теплой воздушной массе

больше, чем в холодной.

Барическая ступень используется для приведения из­ меренного давления к уровню океана.

Формы барического рельефа. Атмосферное давление изменяется не только в вертикальном, но и в горизон­ тальном направлении. Распределение давления в атмо­ сфере можно представить с помощью изобарических по­ верхностей, во всех точках которых давление-одинаково. Линии пересечения изобарических поверхностей с уров­ нем моря или любым другим уровнем называются и з о ­ б а р а м и . Для наглядного представления распределения давления в приводном слое пользуются картами изо­ бар на уровне моря, построенными для определен­ ного момента времени или по средним данным. Система изобар, выражающая характер распределения давления

ласти пониженного и повышенного атмосферного давле­ ния с замкнутыми и незамкнутыми изобарами. Указан­ ные выше области атмосферного давления называются

355

б а р и ч е с к и м и о б р а з о в а н и я м и или барическими системами. Области пониженного атмосферного давле­ ния с замкнутыми изобарами называются барическими

носятся к основным формам барического рельефа. Кро­ ме основных форм барических образований различают еще промежуточные, или вторичные, формы. К вторич­ ным формам барических образований относятся ложби­

на, гребень (отрог), седловина. Вытянутые области по­ ниженного и повышенного атмосферного давления , с не­ замкнутыми изобарами называются соответственно ложбинами и гребнями (отрогами). Область, заключен­ ная между двумя парами циклонов и антициклонов, на­ зывается седловиной.

Суточный и годовой ход давления воздуха. Суточный ход атмосферного давления обусловлен главным обра­ зом колебаниями температуры. В суточном ходе атмо­ сферного давления наблюдаются два минимума и два максимума. Максимальное давление наблюдается около 1 0 и 2 2 ч по местному времени, а минимальное — около 4 и 16 ч. Особенно четко суточный ход давления выра­ жен в тропических широтах. Нарушение его является одним из самых надежных признаков приближения

3 5 6

шторма. Амплитуда суточных колебаний в тропиках со­ ставляет в среднем 3—4 мбар. В умеренных широтах амплитуда суточных колебаний уменьшается до мало­ заметных величин, составляющих в среднем 0,3— 0,6 мбар. В этих широтах на суточный ход давления накладываются непериодические колебания, вызванные прохождением циклонов и антициклонов.

Годовой ход атмосферного давления зависит от го­ дового хода температуры, широты места, характера рельефа местности и атмосферных движений. В отличие от суточного хода годовой ход давления наиболее резко выражен во внетропических широтах. Различают два типа годового хода давления воздуха: океанический и континентальный. Континентальный тип характеризует­ ся максимумом давления зимой в результате сильного выхолаживания и минимумом давления летом, когда над материками располагаются более теплые и менее плотные массы воздуха. Годовая амплитуда колебания давления составляет в среднем 20—30 мбар. Океаниче­ ский тип характеризуется максимумом давления летом и минимумом давления зимой. Годовая амплитуда ко­ лебаний давления при этом типе составляет в умерен­ ных широтах 5— 6 мбар, в тропиках — менее 3 мбар.

Силы, действующие в атмосфере. Движение воздуха относительно земной поверхности называется ветром. Основной причиной возникновения ветра является не­ равномерное распределение атмосферного давления. Если бы давление воздуха во всех точках было одина­ ково, то ветра не было бы вообще. При неравномерном распределении атмосферного давления воздух стремится перемещаться из мест с более высоким давлением в ме­ ста с более низким давлением. Характер движения воз­ духа определяется совместным влиянием ряда сил, дей­ ствующих в атмосфере. К этим силам относятся: сила горизонтального барического градиента, отклоняющая

ского градиента G, действующую на единицу массы, нужно величину градиента Рг разделить на плотность

357

ускорение, которое получает единица массы воздуха под действием горизонтального барического градиента. На­ правление силы горизонтального барического градиента совпадает с направлением самого градиента. Только эта сила приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Все другие силы, проявляющиеся при движе­ нии воздуха, могут лишь деформировать движение, от­ клоняя его от направления градиента.

О т к л о н я ю щ а я с и л а в р а щ е н и я З е м л и К. Все тела, движущиеся относительно земной поверхно­ сти, испытывают связанное с вращением Земли ускоре­ ние (ускорение Кориолиса), направленное перпендику­ лярно к вектору скорости вправо в Северном полуша­ рии и влево — в Южном. Горизонтальная составляющая

оказывает влияние также сила трения, которая замед­ ляет II изменяет направление движения. Трение в воз­ душной массе состоит из внешнего и внутреннего. Внеш­ нее трение вызывается задерживающим действием под­ стилающей поверхности на нижние слои воздушного по­

тока. Величина силы внешнего трения R пропорцио­ нальна скорости ветра и направлена в сторону, проти­ воположную движению (как трение 1 -го рода):

где К — скорость ветра, &-*-коэффициент трения, зави­ сящий от характера подстилающей поверхности. Над

3 5 8