Добавил:
ivanov666
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз:
Предмет:
Файл:Учение об атмосфере. Учебное пособие-1
.pdf
3. Основы статики атмосферы
ние влажно-адиабатического градиента можно принять равным 0,6
К/100 м (0,6 °С на 100м).
Кривая, характеризующая изменение температуры с высотой в
адиабатически поднимающемся насыщенном воздухе, называется
влажной адиабатой.
3.10. Условия термической устойчивости атмосферы по
отношению к сухо- и влажноадиабатическому градиенту
Развитие восходящих и нисходящих движений воздуха зависит
от распределения температуры воздуха по высоте и степени его насыщения водяным паром.
На практике может представиться пять случаев взаимоотноше-
ния реального вертикального градиента температуры γ и указанных
в заголовке γа и γва соответственно:
1) γ > γа > γва – абсолютно неустойчивое равновесие (рис. 14 I);
2) γ > γва > γа – абсолютно устойчивое равновесие (рис. 14 II);
3) γa > γ > γва – сухо устойчивое (рис. 14 III, слева) и влажно не-
устойчивое (рис. 14 III, справа) равновесие;
4) ℽ = ℽa – безразличное равновесие (рис. 14 IV)
4) γa = γ > γва – сухо безразличное и влажно неустойчивое равно-
весие;
5) γa > γ = γва – сухо устойчивое и влажно безразличное равно-
весие.
Рассмотрим все эти случаи более подробно.
На рисунке 14 приведены вертикальные разрезы участков атмос-
феры до высоты 500 м.
1. Предположим, что вертикальный температурный градиент
γ= 1,2° / 100 м (рис. 14 I, слева). Выделим на высоте 300 м некоторый объем сухого воздуха, имеющего температуру 11,4°С, равную
температуре окружающего воздуха, и, следовательно, находящегося с ним в равновесии. Если этот объем получит какой-либо толчок
вверх, то он при подъеме начнет охлаждаться по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1° на каждые 100 м, и на высоте 400 м будет
иметь температуру 10,4°, т. е. окажется теплее окружающего возду-
61
62
ха на этой высоте на 0,2°, следовательно, появится подъемная сила.
Дальнейший подъем воздуха будет происходить самостоятельно с
некоторым ускорением. Если же этот объем воздуха с высоты 300м
вынужденно опустить, то на высоте 200 м, нагревшись адиабатически на 1°, он будет иметь температуру 12,4°, т. е. окажется на 0,2°
холоднее окружающего воздуха на этой высоте, и начнет «тонуть» в
более теплом окружающем его воздухе. По мере приближения к земной поверхности контраст температур будет все время увеличиваться, и нисходящее движение также будет происходить с ускорением.
Если при том же значении вертикального температурного градиента (γ= 1,2° / 100 м), выделенная нами масса воздуха окажется
насыщенной водяным паром (рис. 14 I, справа), то на любой высоте
контраст температур будет больше, поскольку перемещающийся по
высоте объем воздуха изменяет свою температуру на 0,5К на каждые 100 м высоты. Следовательно, и подъемная сила будет больше,
чем в случае сухой массы. Насыщенный воздух начнет подниматься
с большим ускорением, т. е. окажется более неустойчивым, чем сухой воздух. Это будет влажно неустойчивое состояние.
В целом, в случае 1 состояние атмосферы называется абсолютно
неустойчивым.
2. Если вертикальный температурный градиент γ = 0,3° / 100 м,
т. е. меньше влажноадиабатического γва и тем более меньше сухоадиабатического γа (рис. 14 II), то при всяком вынужденном перемещении по вертикали как сухая, так и насыщенная массы воздуха
оказываются при подъеме холоднее, а при опускании теплее окружающего воздуха. В итоге появляются силы, препятствующие этому смещению и стремящиеся вернуть массу воздуха на прежний
уровень. Такое состояние атмосферы называется сухо- и влажно
устойчивым или абсолютно устойчивым состоянием. Устойчивость
увеличивается, если в атмосфере наблюдаются изотермия или инверсия.
3. Если же вертикальный температурный градиент меньше сухоадиабатического, но больше влажноадиабатического (γа > γ > γва), то
сухой (ненасыщенный) воздух находится в устойчивом состоянии, а
насыщенный – в неустойчивом состоянии (рис. 14 III).
Учение об атмосфере: учебное пособие
3. Основы статики атмосферы
Состояние воздуха, когда он остается устойчивым, будучи сухим
(ненасыщенным), и становится неустойчивым при насыщении паром, называется сухо устойчивым (на рис. 14 III, слева) и влажно
неустойчивым (на рис. 14 III, справа) состоянием.
Таким образом, на рисунке 14 показано 4 из 5 возможных усло-
вий состояния атмосферного воздуха.
В случае 1 (рис. 14 I) температура быстро понижается с высо-
той, т. е. реальный вертикальный градиент температуры (например,
1,2 К/100 м) больше сухоадиабатического (1 К/100 м) и тем более
больше влажноадиабатического (принятого нами 0,5 К/100 м). Это
абсолютно неустойчивое состояние. Вертикальные движения развиваются, и в случае влажного воздуха (рис. 14 I, справа) будут образовываться мощно-кучевые и кучево-дождевые облака.
В случае 2 (рис. 14 II) температура в окружающем воздухе мед-
ленно понижается с высотой (например, 0,3 К/100 м), постоянна на
различных высотах (изотермия) или растет с высотой (инверсия),
то есть реальный вертикальный градиент температуры (например,
0,3 К/100 м; он может быть отрицательным при инверсиях и равняться 0 при изотермии) меньше сухоадиабатического (1 К/100 м) и
даже меньше влажноадиабатического (принятого 0,5 К/100 м).
В случае 3 (рис. 14 III) показано сухо устойчивое (слева) состоя-
ние, когда реальный градиент температуры (например, 0,5 К/100 м)
меньше сухоадиабатического (1 К/100 м). В итоге при вертикальных
перемещениях объема воздуха он оказывается холоднее окружающего при подъеме и теплее при опускании. Поэтому по закону Архимеда он стремится возвратиться в исходное положение.
На рисунке 14 III, справа представлен пример влажно неустой-
чивого состояния. Это наблюдается тогда, когда реальный градиент
температуры γ больше влажноадиабатического γва, принятого нами
0,5 К/100 м, но меньше сухоадиабатического γа (1 К/100 м) (например, γ = 0,6 К / 100 м). Врезультате при подъеме выделенного объема
воздуха он оказывается теплее окружающего. Так, на высоте 400 м
он будет иметь температуру 12,4°С, что больше 12,2°С температуры
окружающего воздуха. Поэтому по закону Архимеда объем воздуха
будет подниматься. При опускании он будет нагреваться по сухо-
63
64
адиабатическому закону (1К на каждые 100 м высоты), поскольку
сразу удаляется от состояния насыщения. На уровне 200 м объем нагреется до 13,9°С, а окружающий воздух имеет температуру 13,6°С.
Поэтому выделенный объем будет менее плотным и по закону Архимеда всплывет в исходное положение. Вертикальные движения могут развиваться только выше уровня конденсации (в данном случае
выше 300 м).
В случае подъема объема воздуха, насыщенного водяным паром,
на рисунке 12 на высотах >400 м показаны выделяющиеся капельки
воды за счет конденсации пара. Показано также, что при опускании происходит сжатие объема, а при подъеме – его расширение.
При опускании нагрев объема воздуха всегда происходит на 1°С на
100м высоты, так как даже насыщенный воздух сразу удаляется от
состоя ния насыщения.
4. Если температура в реальном окружающем воздухе (γa = γ >
γва) изменяется, как и при сухоадиабатическом законе (1 К на 100м
высоты), то это больше, чем при влажноадиабатическом процессе
(γва принят нами 0,5 К/100 м). Такое состояние равновесия называется сухо безразличным ((рис. 14 IV), но влажно неустойчивым,
то есть во влажном насыщенном воздухе вертикальные движения
будут развиваться вверх, как на рисунке 3.1б, справа. В сухом воздухе температура поднимающегося объема воздуха будет на всех
уровнях совпадать с температурой окружающего воздуха и вертикальные движения будут не интенсивны и даже затухать за счет сил
внутренней вязкости слоев воздуха.
5. Если в реальном окружающем воздухе (γa > γ = γва), когда температура изменяется как при влажноадиабатическом процессе, то
есть реальный градиент температуры меньше сухоадиабатического
и равен влажноадиабатическому, то в этом случае в сухом воздухе
вертикальные движения не будут развиваться и он будет находиться
в устойчивом состоянии. Этот случай очень редкий, так как γва– переменная величина. Он может изменяться при давлении 1000 гПа от
0,3 К/100 м при температуре 40°С до 0,97 К/100 м при температуре–
60°С и при давлении 100 гПа от 0,16 до 0,43 К/100 м при соответствующих температурах.
Учение об атмосфере: учебное пособие
3. Основы статики атмосферы
65
Столь подробное описание условий термодинамического равно-
весия воздуха и его нарушения объясняется тем, что это позволяет
понять причины развития вертикальных движений и образования
облачности и наоборот их отсутствия. Так, в случае 1, когда реальный градиент температуры γ больше сухоадиабатического γа (рис.
14 I, слева), вертикальные движения будут интенсивными, будет
болтанка ЛА, но облачность будет отсутствовать. Такие условия погоды обычно наблюдаются днем в районах с жарким климатом (пустыни и полупустыни) [3.22].
Если γ > γва (влажно-адиабатического), то также будут разви-
ваться вертикальные движения, которые приведут к образованию
мощно- кучевых и кучево-дождевых облаков (рис. 14 I, справа). Тогда возможны ливневые осадки и грозы. Такие условия погоды наблюдаются вблизи атмосферных фронтов.
В случае 2, γ < γа (рис. 14 II, слева), вертикальные движения очень
слабы и в сухой воздушной массе формируется малооблачная и даже
безоблачная погода. Такие погодные условия наблюдаются в основном ночью и реже утром.
Рис. 14. Условия равновесия воздуха по отношению к сухо- (γа)
и влажноадиабатическому (γва) градиенту:
I – абсолютно неустойчивое; II – абсолютно устойчивое равновесие;
III – влажнонеустойчивое равновесие; IV – безразличное равновесие
66
Если γ > γва (рис. 14 II, справа), что возможно в случае 2, то развиваются слоистые и слоисто-кучевые облака, формированию которых способствуют слабые волнистообразные движения воздуха по
вертикали.
В 3-м случае (рис. 14 II, слева), когда γ < γа, вертикальные движения будут слабыми (волнистообразными), но сухость воздуха не
позволит возникать облачности.
В случае (рис. 14 II, справа), когда γ < γва (в нашем примере
0,3К/100 м< 0,5 К/100 м), вертикальные движения воздуха будут
развиваться выше уровня конденсации (на рис. 14 он равен 300м)
и благодаря конденсации водяного пара будут образовываться
слоисто-кучевые и даже мощно-кучевые облака.
В 4-м случае, когда γа = γ > γва (например, γ = 1 К/100 м > 0,5К/100м)
развитие процессов напоминает случай 3 (рис. 14 III, слева), но они
выражены менее интенсивно.
В 5-м случае, когда γа > γ = γва вертикальные движения в сухом
воздухе развиваться не будут. Во влажном воздухе (выше уровня
конденсации) они будут очень слабыми, напоминающими случай 3
(рис. 14 III, справа), но выражены также менее интенсивно, так как
они будут затухать за счет вязкости воздуха.
Учение об атмосфере: учебное пособие
3.11. Аэрологическая диаграмма
Аэрологическая диаграмма – это график, используемый для анализа результатов зондирования атмосферы и многочисленных расчетов метеорологических величин и параметров.
В настоящее время применяются прямоугольный бланк (АДП) и
косоугольный (АДК), который в зависимости от сезона имеет несколько различный вид в теплую и холодную половину года.
На АДП по оси абсцисс отложена температура, а по оси ординат – степенная функция атмосферного давления. На бланке нанесены также необходимые для анализа состояния атмосферы семейства кривых: изотермы – прямые, параллельные оси ординат;
изобары – прямые, параллельные оси абсцисс; сухие адиабаты –
кривые состояния сухой или влажной ненасыщенной частицы (на
3. Основы статики атмосферы
прямоугольном бланке прямые под углом 45° к изотермам); влажные адиабаты– кривые состояния влажного насыщенного воздуха
(на прямоугольном бланке – это кривые, наклоненные к оси абсцисс
под меньшим углом, чем сухие адиабаты); изограммы – кривые равных значений массовой доли водяного пара. В правом верхнем углу
бланка АДП помещена номограмма, устанавливающая связь между
значениями температуры, точки росы и относительной влажности
воздуха.
На косоугольных бланках по оси ординат отложено давление в
степени κ/(κ-1), а изотермы наклонены к изобарам под углом 50°.
Сухие адиабаты на косоугольном бланке наклонены под тупым
углом от изотерм, влажные адиабаты наклонены к изотермам под
меньшим углом.
На бланках диаграммы нанесен также еще ряд специальных пара-
метров, которые описаны в условных обозначениях бланка.
В целом раздел термодинамики атмосферы позволяет понять
причины возникновения вертикальных движений воздуха за счет
разности между температурой окружающего воздуха и температурой перемещающегося воздуха с учетом фазовых переходов водяного пара в нем.
67
4. ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ПОЧВЫ
И АТМОСФЕРЫ
4.1. Факторы, влияющие на температуру
почвы и воздуха
Тепловой режим земной поверхности определяется в первую очередь приходом и расходом лучистой энергии. Он зависит от количества поступающей из атмосферы радиации, альбедо и эффективного излучения земной поверхности. Основным механизмом передачи
тепла в почве является молекулярная теплопроводность.
Поток тепла в почве пропорционален вертикальному градиенту
температуры почвы. Отсюда следует частный вид общего уравнения
теплопроводности:
, (33)
∂
=
∂
∂
∂
∂
ϑ
λϑ
∂
zczt
ρ
где λ – коэффициент теплопроводности почвы;
ρ – плотность почвы;
с – удельная теплоемкость;
z – глубина почвы;
ϑ – температура почвы;
t – время.
Простейший случай его решения, когда λ, ρ и с могут быть приняты постоянными, изучен Фурье. Тогда будут справедливы некоторые выводы, имеющие практическое значение.
1. Температура почвы на разных глубинах испытывает периодические колебания того же периода Т, что и температура на поверхности почвы. При этом амплитуда колебаний с глубиной уменьшается
по экспоненциальному закону. Когда глубины растут в арифметической прогрессии, амплитуда убывает в геометрической.
2. Отношение глубин, на которых амплитуды температурных колебаний волн разных периодов составляют одну и ту же долю амплитуды на поверхности, равно отношению квадратных корней из
периодов.
4. Тепловой режим почвы и атмосферы
3. Время наступления экстремума температуры на любой глуби-
не пропорционально ее величине.
Тепловой режим зависит также от ее объемной теплоемкости соб
и теплопроводности λ. Тепловые свойства почвы определяются ее
химико-минералогическим составом, характером механического
строения и степенью заполнения имеющихся в почве пустот или
пор воздухом или водой.
4.2. Уравнение теплового баланса
земной поверхности
Уравнение теплового баланса земной поверхности отражает процесс распределения тепла, поступающего к поверхности и идущего
на нагревание почвы и воздуха, а также на испарение воды с поверхности почвы. Для поверхности суши уравнение теплового баланса
можно представить в следующем виде:
R = B + P + LE, (34)
где R – радиационный баланс. Он положителен, если
характеризует приход тепла к поверхности земли.
В – теплообмен в почве;
Р – теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой;
LE – тепло, затрачиваемое на испарение влаги с подстилающей
поверхности, или выделяющееся при конденсации.
Потоки В, Р и LE считают положительными, когда они характеризуют расход тепла (см. рис. 15).
Однако в уравнении (34) не учтены теплообмен, обусловленный
поступающими в почву осадками, тепло, затрачивающееся на фотосинтез органического вещества, тепло, затрачивающееся при таянии снега или льда, тепло, выделяемое при замерзании воды.
На величину теплообмена атмосферы с подстилающей поверхностью суши фактически не влияют горизонтальный перенос воздушных масс или адвекция. В этом основное отличие теплового баланса
над сушей от теплового баланса над поверхностью моря.
69
70
R
LE B P
Рис. 15. Схема теплового баланса земной поверхности [22]
4.3. Закономерности теплового режима почвы
Если температура почвы с глубиной понижается, то говорят о режиме инсоляции. При отрицательном теплообмене в почве темпера-
тура почвы растет с глубиной. Этот тип распределения температуры
в почве носит название типа излучения.
Годовые и суточные изменения температуры почвы происходят
в активном слое. На его нижней границе температура неизменна во
времени.
Тепловым режимом почвы называется сумма явлений теплообмена в системе приземной слой воздуха – почва – почвообразующая
порода, в его характеристику включаются также процессы переноса и
аккумуляции теплоты в почве. По другому определению тепловой режим почвы – это изменение теплового состояния почвы во времени.
Основной источник тепла, поступающего в почву, – солнечная
радиация. Тепловой режим почвы определяется преимущественно
соотношением между поглощенной солнечной радиацией и тепловым излучением почвы. Особенности этого соотношения опреде-
Учение об атмосфере: учебное пособие
и слоев атмосферы
Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]