Сухоадиабатический градиент температуры

Содержание

Ближайшая лекция. (не назначено)

Очень часто мы слышим слово “градиент” от парапланеристов, давайте вкратце посмотрим, что это за понятие такое и какие они бывают, эти “градиенты”.

Графики изменения температуры от высоты, в метеорологии часто называют градиентом температуры (в математике “градиент” – вектор указывающий направление наибольшего возрастания некоторой величины, а по модулю равный скорости роста этой величины в этом направлении, в естественных науках же, например метеорологии, градиент температуры — увеличение или уменьшение по какому-то направлению температуры среды и т. д. ).

Причем таких градиентов существует несколько. Например адиабатический градиент (АГ) – вертикальный градиент температуры в идеальном газе, находящемся в состоянии гидростатического равновесия в поле силы тяжести в адиабатических условиях. В метеорологии направление вертикального градиента воздуха принято противоположным относительно направления градиента, определённого в математике. Например величину называют «сухоадиабатический градиент (САГ)» (температуры), он же DALR (Dry Adiabatic Lapse Rate) он же Гd.. Он идет со знаком “+”, хотя и показывает направление УМЕНЬШЕНИЯ температуры с высотой в сухоадиабатических условиях (при отсутствии конденсации влаги).

Адиабатический процесс в атмосфере – объем воздуха расширяется и охлаждается, или сжимается и нагревается, при условии отсутствия обмена теплом с окружающей средой.

Если процессы идут с фазовым переходом атмосферной влаги то градиент называется «влажноадиабатический градиент (ВАГ)» (температуры), он же SALR (Saturated Adiabatic Lapse Rate) и он же wet adiabat, moist adiabatic lapse rate (MALR) он же Гm. ВАГ сильно зависит от температуры воздуха и давления, усредненное значение в районе 5 градусов K на км., но в очень холодном воздухе ВАГ приближается к САГ.

t, oC 40 20 10 0 -10 -20 -30
1000мб 0,32 0,44 0,54 0,66 0,78 0,88 0,98
500мб 0,26 0,34 0,41 0,52 0,66 0,78 0,93

Усредненный по тропосфере (до 11 км высоты) градиент называют – стандартным градиентом атмосферы (СГ) или ISAELR (International Standard Atmosphere Environmental Lapse Rate) в ИКАО его принимают 6.49 градусов K на км.

Но это все усредненные градиенты и градиенты описывающие физические свойства воздуха, нас же больше интересует РЕАЛЬНОЕ состояние атмосферы “здесь и сейчас”, то есть истинное изменение температуры с высотой.

Так вот текущий, истинный градиент температуры – всегда изменяется с высотой. По сути температурный градиент это скорость изменения температуры, а значит это лишь разница между температурой на разных высотах, разделенная на расстояние по этим высотам (помним что в метеорологии направление градиента берется “вверх”). То есть фактический градиент считается на каких то отрезках высот, и по разным отрезкам он – разный и на графике температуры от высоты, градиент виден как наклон этого графика.

Кривая изменения температуры по высоте называется – кривой стратификации (КС) или атмосферным градиентом или ATM ELR (Atmospheric Environmental Lapse Rate).

Строится она по результатам исследования (зондирования) атмосферы метеорологическими шарами – зондами. (Отсюда часто название кривой – Sounding).

Запуск метеозонда

Зонд поднимаясь вверх делает измерения температуры и влажности на разных уровнях высоты. Обязательно измерения на уровнях стандартных давлений называемые – “стандартными поверхностями”, например давления 925, 850,700, 500, 400 гПа, но часто измерения более частые, что делает данные об атмосфере более точными. Начинается измерение с высоты запуска зонда (уровень земли в данной точке) и кончается в стратосфере. Точки измерения наносят на специальный бланк (Аэрологическая диаграмма) и соединяют отрезками, которые как раз и дают атмосферные градиенты между разными высотами. Соединенные точки на бланке аэрологической диаграммы называют – Кривая Стратификации атмосферы (КС). (хотя она конечно не совсем “кривая” – а ломанная линия)

Пример Кривой Стратификации (Temperature profile) на бланке АД (Тепиграмы)

Подробнее о Кривой Стратификации будет в статье “Анализ аэрологических диаграмм”, и “Инверсия” , а теперь давайте поговорим о стабильности и нестабильности и об соотношениях между атмосферным градиентом (кривой стратификации) и других градиентов.

Стабильность и нестабильность.

Соотношения между Атмосферными Градиентами на участках кривой стратификации и САГ и ВАГ расскажут нам о характере атмосферы – стабильна или не стабильна она.

Что такое стабильное или нестабильное состояние? Проще всего пояснить это на аналогии с состоянием шарика на какой-то поверхности. Оценка его состояния (положения) сводится к оценке действий шарика после разового воздействия на него (выведения из равновесия, например толчка).

  • Стабильное (устойчивое) состояние шарика – если после снятия воздействия шарик вернется в исходное положение (то есть после изменения его положения возникнет разница сил, которая вызовет воздействие на шарик, пока не приведет его в исходное положение, где силы уравновешены). В примере аналогии это сила тяжести, сила трения и сила реакции опоры. Шарик после толчка – остановится в исходной точке после погашения начального воздействия за счет трения.

  • Нестабильное (неустойчивое) состояние – шарик покатится и будет продолжать катится с ускорением, так как на него продолжит действовать разница в силах.

  • Нейтральное состояние – шарик покатится, но при снятии внешнего воздействия, остановится (после погашения начального воздействия за счет трения) но уже в другой, отличной от начальной точке.

Вернемся теперь к атмосфере, она, как и наш шарик, тоже может иметь 3 состояния, в зависимости от того, что произойдет с объемом воздуха (пузырем) если сдвинуть его, например вверх или вниз, вот только силы, действующие на объем воздуха будут другие, это – сила Архимеда (плавучести), сила тяжести, и сила трения (в случае воздуха – вязкостного).

Например, если сдвинуть объем воздуха вверх, то атмосфера будет:

  • Стабильная (объем воздуха, в итоге, вернется на прежний уровень)
  • Нестабильная (объем воздуха продолжит движение в заданном направлени)
  • Нейтральная (объем воздуха остановится, но новом уровне)

Конечно в реальной атмосфере, из-за присутствия силы трения, перемешивания с окружающим воздухом и теплообменом, в стабильной атмосфере объем воздуха – не вернется сразу точно на прежний уровень а будет колебаться, а в нестабильной, не может все время двигаться с ускорением (в какой-то момент сила трения уравновесит разницу между силой Архимеда и тяжести, и ускорение – прекратится). Но обычно, в метеорологии, в анализе стабильности, этими явлениями пренебрегают.

Анализ нестабильности атмосферы.

Анализ стабильности атмосферы проводят сравнивая градиенты атмосферы со стандартными градиентами САГ (сухоадиабатическим) и ВАГ (влажноадиабатическим). Если подъем/опускание воздуха происходит без конденсации влаги (его температура выше точки росы) то атмосферный градиент сравнивается с сухоадиабатическим. Если атмосферный градиент находится между САГ и ВАГ, то такое состояние атмосферы называют кавазистабильным, так как пока движение воздуха происходит без конденсации – условия стабильные, а если начинается конденсация влаги и атмосферный градиент больше чем ВАГ то условия становятся не стабильными.

Еще раз наглядно:

  • Нестабильные условия – Атмосферный градиент (ELR) – больше чем сухоадиабатический (DALR) – пузырь воздуха изменяет свою температуру при перемещении медленнее чем окружающий воздух, пузырь будет двигаться с ускорением в направлении сдвижки. Такой атмосферный градиент еще называют суперадиабатическим (СуперАГ).

  • Стабильные условия – Атмосферный градиент (ELR) – меньше чем сухоадиабатический (DALR) и влажноадиабатический (SALR) – пузырь воздуха изменяет свою температуру при перемещении быстрее чем окружающий воздух, пузырь будет двигаться с ускорением в направлении сдвижки –
  • Нейтральные условия – Атмосферный градиент (ELR) – равен сухоадиабатическому (DALR) (сухие нейтральные условия) или Атмосферный градиент (ELR) – равен влажноадиабатическому (SALR) (влажные нейтральные условия). Пузырь воздуха изменяет свою температуру при перемещении так же, как окружающий воздух, пузырь остановится, после прекращения воздействия.
  • Квазистабильные (условно нестабильные/стабильные) условия, находятся между сухими и влажными нейтральными условиями. Атмосферный градиент (ELR) – меньше сухоадиабатического (DALR), но больше влажноадиабатического (SALR). Пузырь воздуха изменяет свою температуру при перемещении по сухоадиабатическому градиенту до начала конденсации, а потом по влажноадиабатическому градиенту. Поэтому до начала конденсации условия будут стабильными и пузырь вернется на начальный уровень, но если начался процесс конденсации условия станут НЕСТАБИЛЬНЫМИ и пузырь продолжит движение.

Важный момент! Если в воздухе начался процесс конденсации то происходит разрыв характеристик при подъеме и при опускании, так как процесс конденсации (выпадения влаги) при перемещении вверх – может идти быстро, и “скрытое тепло” выделяется тоже быстро, перемещение воздуха идет по влажноадиабатическому градиенту, а вот процесс испарения влаги, с поглощением тепла, при обратном движении уже происходит намного медленнее, влага не успевает быстро испарятся с поверхности капелек. Часть капель изымается в виде осадков, часть выпадает в нижележащие слои и испаряется уже там, а те что остаются в объеме который начал опускание тоже не испаряются мгновенно, при опускании такого объема воздуха с капельками, воздух вначале нагревается практически сухоадиабатически, а капельки испаряются чуть позже, выравнивая его температуру. Поэтому, “космы с капельками” могут какое-то время висеть и ниже базы облака.

Так как кривая стратификации (ломанная) состоит из отрезков разных градиентов, то и состояние атмосферы может быть разным в разных слоях воздуха по высоте.

Рассмотрим график ниже. Кривая стратификации (данные зондирования атмосферы (Sounding)) тут обозначена красным, сухоадиабатический градиент представлен зеленым пунктиром, а температуры (изотермы) – сиреневыми сплошными линиями (косоугольные координаты).

Рассмотрим участок по высоте от 1050 до 1000 гПа.

Отрезок Кривой стратификации круче наклонен влево чем линия сухоадиабатического градиента. Значит на этом участке атмосферный градиент суперадиабатический, он больше сухоадиабатического – условия нестабильные (unstable)

Участок атмосферы с нестабильными условиями

Участок по высоте от 1000 до 890 гПа.

Отрезок Кривой Стратификации тут имеет тот же наклон что и линия сухоадиабатического градиента. Значит на этом участке атмосферный градиент сухоадиабатический – условия атмосферы – нейтральные (neutral)

Участок атмосферы с нейтральными условиями

Участок по высоте от 890 до 870 гПа.

Отрезок Кривой Стратификации имеет наклон больше вправо чем линия сухоадиабатического градиента. Более того, он имеет наклон больше вправо чем даже линия изотермы, а значит на этом участке атмосферный градиент изменяет знак – инвертирован. Условия атмосферы – очень стабильные так как это зона температурной инверсии.

Участок атмосферы с очень стабильными условиями (инверсия)

Участок по высоте от 870 до 750 гПа.

Отрезок Кривой Стратификации имеет наклон больше вправо чем линия сухоадиабатического градиента. Условия атмосферы – стабильные (stable).

Участок атмосферы со стабильными условиями

Резюмируя, хочется отметить, что стабильность/нестабильность не управляет погодой – будет ли воздух подниматься или тонуть, она управляет тем – будет ли ПОДНИМАЮЩИЙСЯ воздух продолжать подниматься или ОПУСКАЮЩИЙСЯ воздух продолжать опускаться и с каким ускорением.

Для оценки что именно буде происходить с объемом воздуха, температура которого отличается от температуры окружающей среды, важно знать его начальную скорость, влажность и закон изменения температуры окружающей среды (Кривую стратификации).

Про непосредственный анализ аэрологических диаграмм мы поговорим в следующий раз, но понимание явлений стабильности и нестабильности и термодинамических законов по которым происходит изменение состояние воздуха (градиентов), – это база, без которой нельзя двигаться дальше.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

24389 (Местное время. Сухоадиабатический градиент температуры)

Текст из документа «24389»

Тема 1. Время

Тема 2. Изменение температуры воздуха с высотой

Тема 3. Определение высоты уровней конденсации и сублимации

Тема 4. Определение коэффициента увлажнения

Литература

Тема 1. Время

Задание 1. Определить местное время в Вологде (39º55´), когда в Лондоне местное время 12 часов.

Для определения местного времени необходимо:

  1. Определить меридиан пункта, время которого нам известно;

  2. Определить меридиан пункта, время которого необходимо найти;

  3. Определить расстояние в градусах между двумя пунктами;

  4. Определить разницу во времени (в минутах) и при необходимости перевести в часы и минуты;

  5. Определить местное время искомого пункта: для этого, если пункт, время которого необходимо определить, находится к востоку от пункта, время которого нам известно, то разница во времени прибавляется, а если к западу — то вычитается.

1) Определяем географическую долготу λ В Вологды и λ л Лондона.

λ В = 39º55´ в. д.; λ л = 0º7´ в. Д

2) Определяем расстояние в градусах между городами Вологда и Лондон.

λ В — λ л= 39º48´

3) Известно, что часовой пояс — 15º. Следовательно, разница местного времени между меридианами, отстоящими друг от друга на 1º — 4 минуты.

4 х 39º48´ = 156 мин.

4) Переводим в часы и минуты:

158: 60 = 3 час.

5) Определяем местное время в Вологде, при условии, что в Лондоне — 12 часов 00 минут.

12 час.00 мин. + 3 час. = 15 час.

Ответ: 15 час.

Задание 2. Какова разница между поясным временем и местным временем в пункте Архангельск (40º32´ в. д.).

Местное время соответствует стандартному поясному времени в месте нахождения станции (без учета перехода на летнее время). Местное время — среднее солнечное время в каждом пункте Земли, зависящее от долготы этого пункта. Чем он восточнее, тем больше местное время (каждые 15˚ долготы дают разницу в 1ч).

Можно воспользоваться формулой для перевода поясного времени в местное и обратно Тп — m = N — А, где Тп — поясное время, m — местное время, N — число часов равное номеру пояса, А — долгота места, выраженная в часовой мере.

Местное время:

4 * 40º32´ = 161мин.28 сек.

161мин.28 сек.: 60 = 3ч.9 мин.

Поясное время 3 часа.

Задание 3. Каково поясное и декретное время в Чите (113º30′ в. д.), Салехарде (66º40′ в. д.), Якутске (129º43′ в. д.).

Для определения номера часового пояса (№E/W) необходимо географическую долготу наблюдателя разделить на 15°. Целое частное и укажет номер часового пояса; если остаток от деления будет больше, чем 7°30′, к частному от деления нужно прибавить 1.

Например: λ = 38°Е; № = 38°: 15° = 2 + 8° и так как 8° > 7°30′, то № = 3Е.

1. Чита: 113º30′: 15° = 7 + 8 º30′, то № = 8 часовой пояс.

2. Салехард: 66º40′: 15° = 4 + 6º40′, то № = 4 часовой пояс

3. Якутск: 129º43′: 15° = 8 + 9º43′, то № = 9 часовой пояс

В СССР декретом Совета Народных Комиссаров от 16 июня 1930 г. все часы переведены на 1 час вперед. Изменяемое таким образом поясное время называется декретным временем (TД). TД = TN + 1 час

Введение декретного часа сделано для более рационального использования светлого времени суток и экономии электроэнергии.

Декретное время второго восточного часового пояса «2Е», в котором находится г. Москва, называется московским временем, которое отличается от гринвичского на 3 часа больше.

1. Чита: 113º30′, то декретное время 9 часов

2. Салехард: 66º40′, то декретное время 5 часов

3. Якутск: 129º43′, то декретное время 10 часов

Тема 2. Изменение температуры воздуха с высотой

Задание 1. Определите, какую температуру будет иметь воздушная масса, не насыщенная водяным паром и поднимающаяся адиабатически на высоте 500, 1000, 1500 м, если у поверхности земли её температура была 15º.

Температура изменяется на 1° при подъеме массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. При подъеме насыщенного водяным паром воздуха скорость его охлаждения несколько уменьшается, так как при этом происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота парообразования (600 кал на 1 г сконденсированной воды), идущая на нагревание этого поднимающегося воздуха. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим. Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м в поднимающейся влажной насыщенной массе воздуха называется влажноадиабатическим градиентом температуры γв, а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название влажной адиабаты. В отличие от сухоадиабатического градиента γа влажноадиабатический градиент γв — величина переменная, зависящая от температуры и давления, и лежит в пределах от 0,3° до 0,9° на 100 м высоты (в среднем 0,6° на 100 м.). Чем больше конденсируется влаги при подъеме воздуха, тем меньше величина влажноадиабатического градиента; с уменьшением количества влаги его величина приближается к сухоадиабатическому градиенту.

Вертикальный градиент температуры на высоте 500 метров должен быть = 12 º. Вертикальный градиент температуры на высоте 1000 метров должен быть = 9 º. Вертикальный градиент температуры на высоте 1500 метров должен быть = 6 º. Но, как только воздух начнет подниматься, он будет становиться холоднее окружающего, причем с высотой разница температур увеличивается.

Но холодный воздух, как более тяжелый, стремится опуститься, т.е. занять первоначальное положение. Поскольку воздух ненасыщенный, то при его подъеме температура должна понижаться на 1°С на 100 м.

Поэтому, температура воздушной массы на высоте 500 метров будет = 10°С. Поэтому, температура воздушной массы на высоте 1000 метров будет = 5°С. Поэтому, температура воздушной массы на высоте 1500 метров будет = 0°С.

Тема 3. Определение высоты уровней конденсации и сублимации

Задание 1. Определите высоту уровня конденсации и сублимации поднимающегося адиабатически воздуха, не насыщенного водяным паром, если известны его температура (Т) и упругость водяного пара (е); Т = 18º, е = 13,6 гПа.

Температура поднимающегося воздуха, не насыщенного водяным паром, изменяется каждые 100 метров на 1º. Вначале — по кривой зависимости максимальной упругости паров от температуры воздуха необходимо найти точку росы (τ). Затем определить разницу между температурой воздуха и точкой росы (Т — τ). Умножив эту величину на 100 м, найдите величину уровня конденсации. Для определения уровня сублимации надо найти разницу температур от точки росы до температуры сублимации и помножить эту разницу на 200 м.

Уровень конденсации — уровень, до которого нужно подняться, чтобы содержащийся в воздухе водяной пар при адиабатическом подъёме достиг состояния насыщения (или 100 % относительной влажности). Высота, на которой водяной пар в поднимающемся воздухе становится насыщенным можно найти по формуле: , где T — температура воздуха; τ — точка росы.

τ = 2,064 (по таблице)

18 º — 2,064 = 15,936 º х 122 = 1994м высота насыщения водяного пара.

Сублимация наступает при температуре — 10º.

2,064 — (-10) = 12,064 х 200 = 2413м уровень сублимации.

Задание 2 (Б). Воздух, имеющий температуру 12ºС и относительную влажность 80%, переваливает через горы высотой 1500 м. На какой высоте начнется образование облаков? Каковы температура и относительная влажность воздуха на вершине хребта и за хребтом?

Если известна относительная влажность воздуха r, то высоту уровня конденсации можно определить по формуле Ипполитова: h=22 (100-r) h = 22 (100-80) = 440м начало образования слоистых облаков.

Процесс образования облака начинается с того, что некоторая масса достаточно влажного воздуха поднимается вверх. По мере подъема будет происходить расширение воздуха. Это расширение можно считать адиабатным, так как воздух поднимается быстро, и при достаточно большом его объеме теплообмен между рассматриваемым воздухом и окружающей средой за время подъема попросту не успевает произойти.

При адиабатном расширении газа его температура понижается. Значит, поднимающийся вверх влажный воздух будет охлаждаться. Когда температура охлаждающегося воздуха понизится до точки росы, станет возможным процесс конденсации пара, содержащегося в воздухе. При наличии в атмосфере достаточного количества ядер конденсации этот процесс начинается. Если ядер конденсации в атмосфере мало, конденсация начинается не при температуре, равной точке росы, а при более низких температурах.

Достигнув высоты 440м, поднимающийся влажный воздух охладится, начнется конденсация водяных паров. Высота 440м нижняя граница формирующегося облака. Продолжающий поступать снизу воздух проходит сквозь эту границу, и процесс конденсации паров будет происходить выше указанной границы — облако начнет развиваться в высоту. Вертикальное развитие облака прекратится тогда, когда воздух перестанет подниматься; при этом сформируется верхняя граница облака.

Температура на вершине хребта +3 ºС и относительная влажность воздуха 100%.

местное время сухоадиабатический градиент

Тема 4. Определение коэффициента увлажнения

Задание 1. Вычислите коэффициент увлажнения для пунктов, указанных в таблице, определите, в каких природных зонах они находятся и какое увлажнение для них характерно.

Коэффициент увлажнения определяется по формуле:

К= Р/Ем,

где

Характеристика увлажнения по природным зонам

Пункты

Осадки

Испаряемость

Коэффициент увлажнения

Увлажнение

Природная зона

0,85

недостаточное

лесостепь

0,082

недостаточное

пустыня

0,54

недостаточное

степь

0,2

недостаточное

полупустыня

Для 1 пункта:

К = 520/610 К = 0,85

Засушливо, недостаточное увлажнение, природная зона — лесостепь.

Для 2 пункта:

К = 110/1340 К = 0,082

Сухо, недостаточное увлажнение, природная зона — пустыня.

Для 3 пункта:

К = 450/820 К = 0,54

Засушливо, недостаточное увлажнение, природная зона — степь.

Для 4 пункта:

К = 220/1100 К = 0,2

Сухо, недостаточное увлажнение, природная зона — полупустыня.

Задание 2. Вычислите коэффициент увлажнения для Вологодской области, если годовое количество осадков в среднем составляет 700 мм, испаряемость — 450 мм. Сделайте вывод о характере увлажнения в области. Подумайте, как будет изменяться увлажнение в различных условиях холмистого рельефа.

Коэффициент увлажнения (по Иванову Н. Н.) определяется по формуле:

К= Р/Ем,

где, К — коэффициент увлажнения в виде дроби или в %; Р — количество атмосферных осадков в мм; Ем — испаряемость в мм.

К = 700/450 К = 1,55

Вывод: В Вологодской области, находящейся в природной зоне — тайга, увлажнение избыточное, т.к. коэффициент увлажнения больше 1.

Увлажнение в различных условиях холмистого рельефа будет меняться, это зависит: от географической широты местности, занимаемой площади, близости океана, высоты рельефа, коэффициента увлажнения, подстилающей поверхности, экспозиции склонов.

Литература

1. Краткая географическая энциклопедия, Том 4/Гл. ред. Григорьев А.А. М.: Советская энциклопедия — 1964, 448 с.

2. Неклюкова Н.П. Общее землеведение. М.: 1976

3. Павлова М.Д. Практикум по агрометереологии. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984 г.

4. Пашканг К.В. Практикум по общему землеведению. М.: Высшая школа. 1982.

Размещено на Allbest.ru

Экология СПРАВОЧНИК

Вертикальный градиент температуры в атмосферном столбе, в точном значении слова градиент. Противопоставляется индивидуальному градиенту температуры, т. е. степени изменения температуры в индивидуальной частице воздуха, адиабатически движущейся вверх или вниз.

Адиабатическая атмосфера — условная атмосфера с вертикальным градиентом температуры, равным сухоадиабатическому (9,8 К/км). Давление в адиабатической атмосфере убывает с высотой по закону Р = Р0( 1 — 82/срТ)г° н, где ср и Я относятся к сухому воздуху. Высота такой атмосферы при начальной температуре 273 К — около 27,7 км.

При градиенте температуры больше адиабатического все вертикальные движения ускоряются, и атмосферу называют неустойчивой. Самые сильные градиенты температуры наблюдаются весной.

Если вертикальное распределение температуры морской воды таково, что при поднятии частицы или опускании ее адиабатически изменяющаяся температура равна температуре окружающей воды, то такое распределение температуры и ее вертикальный градиент называются адиабатическими. Знание адиабатического градиента необходимо для решения таких вопросов, как определение устойчивости вод, происхождения глубинных вод океана и т. п.

Когда градиент температуры окружающего воздуха примерно равен сухоадиабатическому вертикальному градиенту (рис. 3.8, б), устойчивость атмосферы называют безразличной. Любой объем воздуха, который по какой-либо причине быстро перемещается вверх или вниз, будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух на новой высоте. Следовательно, отсутствует побудительная причина для любого дальнейшего вертикального перемещения, связанного с различием температур, и рассматриваемый объем воздуха останется в том же месте. Если температурный градиент окружающего воздуха меньше, чем сухоадиабатический вертикальный градиент, то атмосферу называют под адиабатической. Используя аргументацию, подобную сверхадиабатическому случаю, можно показать, что подадиабатическая атмосфера устойчива. Значит, любой небольшой объем воздуха, неожиданно перемещенный в вертикальном направлении, будет стремиться вернуться в свое первоначальное положение. Например, объем воздуха, перемещенный из положения Л в В на рис. 3.8,6, будет иметь большую плотность, чем окружающий воздух в точке Б. Следовательно, он имеет тенденцию вернуться на первоначальную высоту.

Градиент температуры и устойчивость атмосферы (— градиент температуры в окружающем воздухе,—адиабатический вертикальный градиент температуры).

Приведенное качественное рассмотрение адиабатического перемещения воздуха позволяет сделать еще одно заключение о физических процессах при турбулентном перемешивании. При условии d(Ts)¡dz — —уа не только не возникает пульсаций температуры, но и не происходит переноса тепла за счет турбулентного движения воздуха. Такие условия турбулентного обмена называются равновесными, и чуть ниже будет пояснен смысл этого определения. Если же вертикальный градиент температуры отличен от адиабатического, т. е. dT0 dz уа, то вертикальные перемещения воздуха приводят к переносу тепла, и, следовательно, для непрерывного поддержания потока тепла и существования пульсаций температуры необходимы источники тепла, например нагрев подстилающей поверхности солнечным теплом .

СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ. Распределение температуры в атмосфере с высотой. С. А. может быть устойчивая, неустойчивая или безразличная по отношению к сухому (и ненасыщенному) или насыщенному воздуху. При устойчивой С. А. вертикальный градиент температуры должен быть меньше сухоадиабатического, а при насыщении — меньше влажноадиабатического, при неустойчивой С. А. — больше адиабатического. С. А. с градиентами между сухоадиабатическим и влажноадиабатическим называется влажнонеустойчивой. См. еще вертикальное равновесие атмосферы.

Возникнет или нет конвекция, будет зависеть от «вертикального» градиента, т. е. от скорости, с которой температура атмосферы уменьшается с высотой. Конвекция происходит только тогда, когда вертикальный градиент температуры превосходит определенное значение. Это значение можно вычислить, прослеживая изменение температуры выделенного объема воздуха, который движется «адиабатически» вверх или вниз, т. е. без обмена теплом с окружающим этот объем воздухом. Когда такой объем поднимается, то давление падает, объем расширяется, и поэтому его температура понижается. Скорость, с которой температура понижается с высотой вследствие расширения объема, называется сухоадиабатическим вертикальным градиентом; он равен примерно 10 К/км. Если температура окружающей среды падает с высотой быстрее, то поднимающийся объем будет теплее окружающей его среды и поэтому будет подниматься непрерывно вверх под действием силы плавучести. Другими словами, ситуация не будет устойчивой, и возникнет конвекция.

КОНВЕКТИВНОЕ РАВНОВЕСИЕ. Состояние атмосферы, в котором вертикальное распределение температуры целиком определяется турбулентным перемешиванием. Вертикальные градиенты температуры при этом должны быть адиабатическими (сухо- или влажно-, смотря по условиям влажности). Тропосфера в среднем близка к К. Р. Стратосфера ближе к лучистому равновесию (см.).

Однако хорошее приближение к прямому их измерению было получено в Австрийских Альпах в мало замеченном исследовании Брокса . В 1938 г. во время двух ясных осенних дней был использован гониометр для определения преломления— разностей плотности в слоях воздуха — между пятью точками близ Зальцбурга. Броке обнаружил, что суточная амплитуда вертикального градиента температуры в свободной атмосфере над равнинами убывает быстрее, чем над горами, а также, что условия горной атмосферы распространяются выше средней высоты хребтов.

Выделяют условия безразличной (или равновесной) стратификации, когда вертикальный поток тепла равен нулю, а изменение температуры воздуха с высотой происходит по адиабатическому закону. Учитывая небольшую вертикальную протяженность приземного слоя, можно говорить о равновесной стратификации и в тех случаях, когда температура мало меняется с высотой, в частности при изотермии. Неравновесная стратификация характеризуется температурными градиентами, существенно отличными от нуля.

Ранее было показано, что при близкой к равновесной стратификации атмосферы в приземном слое вертикальные профили температуры и скорости ветра приближаются к логарифмическим. В этом случае вертикальные профили метеорологических величин могут быть представлены в виде линейных функций в полулогарифмических координатах, где по оси ординат отложен логарифм высоты, а по оси абсцисс — в линейном масштабе натуральные значения соответствующих метеорологических величин (рис. 5.6). В тех случаях, когда в приземном слое инверсия и он стратифицирован устойчиво либо сверх-адиабатические градиенты и стратификация неустойчивая, вертикальные профили скорости ветра и влагосодержания существенно отличаются от логарифмических.

УСТОЙЧИВОСТЬ СТРАТИФИКАЦИИ. Способность стратификации атмосферы к поддержанию или затуханию вертикальных смещений воздуха. У. С. характеризуется вертикальными градиентами температуры, а также энергией неустойчивости. У. С. положительна (устойчивая стратификация) относительно ненасыщенного воздуха при вертикальных градиентах температуры меньше сухоадиабатического, а относительно насыщенного воздуха — при вертикальных градиентах температуры меньше влажноадиабатического. При градиентах, соответственно больших, чем адиабатические, У. С. отрицательна неустойчивая стратификация).

В период нагревания земной поверхности, т.е. когда ее тепловой баланс положителен, в приземном слое температура воздуха с высотой падает. Это нормальное направление градиента температуры — в слое от земной поверхности до верхней границы тропосферы. Однако в приземном слое модуль температурного градиента, в пересчете на 100м, во много раз превышает адиабатический градиент и градиент температуры в однородной атмосфере, равный (1.46) —3,42 К/100 м. Это значит, что в этом случае плотность воздуха с высотой растет, т.е. атмосфера стратифицирована неустойчиво и в приземном слое под влиянием сил плавучести возникают вертикальные движения (3.32).

МЕТОД ЧАСТИЦЫ. Распространенный метод исследования устойчивости стратификации атмосферы в предположении, что некоторая масса (частица) воздуха адиабатически перемещается по вертикали в окружающей атмосфере, находящейся в статическом равновесии. При этом применяется критерий устойчивости, состоящий в том, что устойчивое, безразличное или неустойчивое равновесие (стратификация) определяется знаком разности между вертикальным градиентом температуры и адиабатическим градиентом.

Высвобождение скрытой теплоты в облаках также воздействует на условия, при которых может происходить конвекция. Количество водяного пара, которое может содержать адиабатически поднимающийся объем воздуха, уменьшается с высотой, и если объем уже насыщен водяным паром, то скрытая теплота будет высвобождаться по мере его подъема, так что скорость понижения температуры с высотой будет меньше, чем для сухого воздуха. Скорость уменьшения температуры с высотой называется влаоюноадиабатическим вертикальным градиентом, значение которого зависит от температуры и давления. В нижней атмосфере его значение равно примерно 4°/нм при 20 °С и 5°/км при 10°С (более точные значения см. в ). Соответствующий вертикальный градиент также может быть другим, если вместо жидкой воды образуется лед . Более подробное обсуждение дается в разд. 3.8.

Стратификация (слоистое строение) атмосферы также влияет на уровень приземной концентрации вредных веществ. Атмосфера является термодинамической системой, в которой вертикальное перемещение масс воздуха при определенных условиях может рассматриваться как адиабатический процесс, т. е. как процесс, протекающий без притока и отдачи теплоты. При этом любая масса, поднимающаяся вверх, охлаждается, а опускающаяся — нагревается. Это происходит потому, что при подъеме массы воздуха вследствие уменьшения давления ее объем возрастает, а температура снижается. При опускании происходит обратное явление—объем уменьшается, температура возрастает. Изменение температуры воздуха с высотой характеризуется сухоадиабатическим градиентом, который составляет приблизительно 1 °С на каждые 100 й высоты слоя воздуха.

Под влиянием города температурные профили в нижнем слое могут изменяться. Установлено, что при формировании приземной инверсии в окрестностях в городе часто создается слой от 70 до 300 м с вертикальным градиентом температуры, близким к адиабатическому, над которым располагается приподнятая инверсия. Вертикальное распределение температуры воздуха в самом городе учитывается при прогнозе загрязнения воздуха от одиночных источников. При разработке схем прогноза уровня концентраций по городу в целом рассматриваются главным образом вертикальные профили температуры за его пределами.

Если был бы известен точный химический состав атмосферы Венеры, сравнивая найденное значение п с показателем адиабаты — ср/су для смеси газов, составляющих атмосферу планеты, можно было бы судить о характере стратификации атмосферы. При п

Горные препятствия не только влияют на фронтальные системы, но и изменяют поле ветра вследствие возникновения орографических разностей давления. Малберг считает, что типичное среднее значение разности давления между наветренным (высокое) и подветренным (низкое) склонами определяется главным образом разностью температур, а динамические воздействия, обусловленные блокированием воздушного потока, второстепенны. Типичный «фёновый нос», видный на ежедневных картах давления , является синоптической иллюстрацией такого воздействия склона. Малберг также указал на факт, что в горных областях приведенное к уровню моря давление часто завышено и это вызвано инверсионными условиями, частыми в горных долинах и котловинах, где накапливаются озера холодного воздуха . Однако Смит считает, что высокое давление на наветренной стороне хребта объясняется гидростатическим эффектом, приводящим к образованию над горами мощного слоя холодного плотного воздуха. Смит также замечает, что геостро-фический сбалансированный поток над горой с изэнтропическими поверхностями, параллельными рельефу, возможен только при наличии антициклонической циркуляции над горами — «горного антициклона». Однако имеющиеся данные о вертикальных градиентах температуры в горах (с. 50), как правило, не подтверждают, что эти вертикальные градиенты температуры являются адиабатическими. В настоящее время свойства потока над горными препятствиями недостаточно изучены ни теоретически, ни экспериментально.

Если атмосфера насыщена водяным паром, то предыдущие соображения об устойчивости более не применимы. Расчеты изменений плавучести для опускающегося воздуха по-прежнему справедливы, так как количество влаги, которое опускающийся объем может содержать, в общем случае возрастает. Однако для поднимающегося воздуха количество влаги, которое может оставаться в объеме, уменьшается. Поэтому происходит конденсация, выделение скрытой теплоты и, таким образом, плавучесть объема возрастает по сравнению с той, которая наблюдалась бы в отсутствие конденсации. Вертикальный градиент Г5 можно вычислить, предполагая, что воздух остается насыщенным и что вся жидкая вода, образовавшаяся при конденсации, уходит в виде осадков (не влияяКна плавучесть частицы). Слои, в которых градиент температуры имеет противоположный знак, называются слоями инверсии. В атмосфере это ведет к большей, чем обычно, устойчивости.) б) Вертикальный градиент лежит между Г и Гв- В этом случае объемы, переместившиеся вниз, будут стремиться возвратиться обратно, в то время как частицы, переместившиеся вверх, будут непрерывно двигаться вверх. Говорят, что атмосфера условно устойчива, если вертикальный градиент лежит между Г и Гэ при любом содержании влаги, в) Вертикальный градиент превосходит Г; в этом случае ситуация несомненно неустойчива.

Вертикальный градиент температуры

5 лет назад Нету коментариев

В первой главе мы познакомились с вертикальной структу­рой атмосферы и в общих чертах с распределением темпера­туры по высоте. Здесь мы рассмотрим некоторые интересные особенности режима температуры на высотах. Напомним, что в тропосфере температура с высотой понижается в среднем на 0,5—0,6° на каждые 100 м поднятия, или на 5—6° на 1 км поднятия. Величина изменения температуры, рассчитанная на 100 м высоты, называется вертикальным градиентом темпе­ратуры.
Вертикальный градиент температуры непостоянен. Он пре­терпевает изменения по ряду причин, в связи с чем очень ча­сто отклоняется от указанной выше средней величины. Гради­ент различен зимой и летом, ночью и днем, над морем и сушей. Эта изменчивость особенно характерна для нижних слоев воз­духа мощностью до 1—2 км. Но и на больших высотах измене­ния вертикального градиента температуры происходят по­вседневно.
Более того, даже в тропосфере нередко температура с высо­той не понижается, а повышается. В этих случаях, поднимаясь на самолете, можно попасть в слой воздуха с более высокой температурой, чем у поверхности земли. Однако в тропосфере, как правило, с высотой температура понижается, поскольку нижние слои воздуха нагреваются от поверхности земли. Чем больше этот нагрев, тем больше вертикальный градиент тем­пературы в нижних слоях тропосферы. Поэтому вертикальные градиенты температуры на юге особенно велики летом, когда нагрев земной поверхности наиболее интенсивен. Летом нередки случаи, когда в нижнем слое воздуха вертикальный гра­диент температуры превышает 1° на 100 м.
Зимой наблюдается обратная картина. На суше вследствие выхолаживания поверхности земли и прилегающих к ней слоев воздуха температура с высотой повышается. Это происходит вследствие того, что массы воздуха, расположенные в более высоких слоях, не успевают охлаждаться в такой же степени, как у земной поверхности. Образуется так называемая инвер­сия температуры.
Наиболее глубокие инверсии возникают зимой в Сибири, особенно в Якутии, где в это время года стоит ясная и тихая погода. В этих условиях охлаждение воздуха от подстилающей поверхности происходит продолжительное время. Поэтому очень часто инверсия температуры наблюдается до высоты 2— 3 км. Зимой в Сибири, Северной Канаде, у берегов Антарктиды при —50, —60° у поверхности земли на верхней границе инвер­сии температура достигает лишь —30, —35°. Таким образом, разность температур между нижней и верхней границами инверсий может составлять 20—25°.
Вертикальный градиент температуры обычно изменяется и в течение суток. Вследствие дневного нагревания и ночного лу­чеиспускания вертикальные градиенты температуры в первых 1,0—1,5 км над поверхностью земли испытывают суточные колебания. Причем днем в этом слое обычно наблюдаются большие величины вертикального градиента, возрастающие до послеполуденных часов; к вечеру постепенно градиенты темпера­туры уменьшаются, и к ночи нередко возникает инверсия тем­пературы.

Meteo_Modul_2_1

113. Как и почему изменяется температура в опускающемся воздухе?

При нисходящих потоках воздух попадает под большее давление и сжимается. Производимая при этом работа внешних сил переходит в тепловую энергию, поэтому опускающийся воздух нагревается.

114. Что называется сухоадиабатическим градиентом? Указать его величину.

Сухоадиабатический градиент — величина изменения тем-ры в сухом или влажном ненасыщенном воздухе при его подъёме или опускании на каждые 100 м.

=0,98̊ С/100м/100м

115. Что называется влажноадиабатическим градиентом? Указать его величину.

Влажноадиабатический градиент — величина, при которой поднимающийся воздух при подъёме на 100 м охлаждается на величину меньшую, чем 1 ̊ С/100м .

/100м

116. Почему влажноадиабатический градиент меньше сухоадиабатического?

Потому что при влажноадиабатическом происходит конденсация вп… и т.д….

117. Как изменяется температура в опускающемся влажном насыщенном воздухе и почему?

При опускании насыщенного воздуха происходит адиабатическое нагревание, и он удаляется от состояния насыщения.

Следовательно, опускающийся воздух будет нагреваться по сухоадиабатическому закону на

1 ̊ С/100

118. Как называются линии, которые характеризуют адиабатические изменения температуры?

Адиабаты

119. Что называется сухой адиабатой? Показать на рисунке.

Сухая адиабата — линия, которая показывает изменение тем-ры в поднимающемся или опускающемся сухом воздухе.

120. Что называется влажной адиабатой? Показать на рисунке.

Влажная адиабата — линия, характеризующая изменение тем-ры в поднимающемся насыщенном воздухе.

121. Как изменяется температура воздуха у поверхности земли при изменении атмосферного давления на 1 гПа?

При изменении атмосферного давления у поверхности земли на 1 гПа , температура изменится на 0,08 ̊ С.

122. Что называется уровнем конденсации?

Уровень конденсации — высота, на которой вод.пар в поднимающемся воздухе достигает насыщения.

123. От каких факторов и как зависит высота уровня конденсации?

В прямой зависимости от тем-ры воздуха у земли.

В обратной зависимости от влажности воздуха.

124. Чему равны температура воздуха и относительная влажность на уровне конденсации?

Тем-ра равна точке росы , а относительная влажность 100%.

125. По каким формулам можно рассчитать высоту уровня конденсации?

126. С чем в природе совпадает уровень конденсации?

Уровень конденсации приблизительно совпадает с НГО.

127. Рассчитать температуру воздуха на уровне конденсации при условии, что у земной поверхности температура воздуха равна 25°С, а точка росы − 17°С.

= 123(25+17)=5166 м.

128. Что называется кривой состояния? Показать на рисунке.

Кривая состояния — кривая, характеризующая адиабатическое изменение тем-ры в поднимающемся воздухе при любых значениях тем-ры и давления.

129. Что называется уровнем конвекции?

Уровень конвекции — высота, до которой может распространяться восходящий воздушный поток.

130. От каких факторов и как зависит высота уровня конвекции?

Высота уровня конвекции в прямой зависимости от начальной тем-ры поднимающегося воздуха и вертикального температурного градиента в окружающем воздухе.

131. Чему равна температура поднимающегося воздуха на уровне конвекции?

Равна тем-ре окружающего воздуха.

132. С чем в природе совпадает уровень конвекции?

Совпадает с ВГО.

133. Какие слои воздуха в атмосфере являются уровнями конвекции?

Слой изотермии и инверсии.

134. Каким образом зависят условия образования облаков от взаимного расположения уровней конвекции и конденсации?

Если уровень конвекции выше уровня конденсации, то между этими слоями образуются облака.

Если наоборот, то восходящие потоки не приводят к образованию облаков.

135. От чего зависит развитие и интенсивность вертикальных движений воздуха?

Зависит от соотношения между тем-рой поднимающегося или опускающегося объёма воздуха и тем-рой окружающей его среды.

136. Что называется неустойчивым равновесием воздуха?

Неустойчивое равновесие воздуха — состояние атмосферы, характеризующееся вертикальным температурным градиентом, большим, чем сухоадиабатический градиент, если воздух сухой или ненасыщенный, и большим, чем влажноадиабатический градиент, если воздух насыщенный.

137. При каких значениях , gса, gва наблюдается неустойчивое равновесие воздуха?

g>gcа>gва

138. В какое время года и суток, как правило, наблюдается неустойчивое равновесие воздуха?

В тёплое время года, в ясный день.

138. Какая облачность и какие опасные явления образуются при неустойчивом равновесии воздуха?

Образуются облака вертикального развития : кучевые, мощно-кучевые, кучево-дождевые.

Возникает сильная турбулентность, вызывающая болтанку ВС.

140. Что называется устойчивым равновесием воздуха?

Устойчивое равновесие воздуха — состояние атмосферы, характеризующееся вертикальным температурным градиентом меньше сухоадиабатического, если воздух сухой или ненасыщенный, и меньше влажноадиабатического, если воздух насыщенный.

141. При каких значениях g, gса, gва наблюдается устойчивое равновесие воздуха?

g<gва<gса

142. В какое время года и суток, как правило, наблюдается устойчивое равновесие воздуха?

В холодное время года, ночью.

143. Какая облачность образуется при устойчивом равновесии воздуха?

Слоистые и слоисто-кучевые облака.

144. Что называется влажно-неустойчивым равновесием воздуха?

Влажно-неустойчивое равновесие воздуха — состояние воздуха, когда он остаётся устойчивым, будучи сухим, и неустойчивым, как только насыщается вод.парами.

145. При каких значениях g, gса, gва наблюдается влажно-неустойчивое равновесие воздуха?

gса>g>gва

146. Что называется безразличным равновесием воздуха?

Безразличное равновесие воздуха — состояние, при котором вертикальный температурный градиент равен сухоадиабатическому или влажноадиабатическому.

147. При каких значениях g, gса, gва наблюдается безразличное равновесие воздуха?

g=gса , g=gва

148. Раскодировать погоду у кружка станции в формате кода КН-01.

Потенциальная температура. Влажноадиабатический градиент.

Это температура, которую получил бы воздух, если его адиабатически опустить (поднять) до давления 1000 гПа.
Ее можно определить с достаточной точностью, т.к. известно, что на каждые 100 м спуска температура должна возрастать на один градус.
Вычисляя потенциальную температуру воздушных масс, находящихся на разных высотах, можно сравнивать их тепловое состояние.
По самому смыслу потенциальной температуры ясно, что
при изменении состояния воздуха по сухоадиабатическому закону потенциальная температура индивидуального объема воздуха остается неизменной.
Изменение потенциальной температуры воздушной массы показывает, что процесс перестал быть сухоадиабатическим. Действительно, когда начинается конденсация и выделяется теплота конденсации, потенциальная температура возрастает.
Влажноадилбатнчгские изменения температуры
Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом.
Между адиабатическим подъемом сухого и влажного ненасыщенного воздуха имеется принципиальное различие. 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. Наконец, на какой-то высоте температура понизится настолько, что водяной пар достигнет насыщения.
При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный, т. е. уже не по сухоадиабатическому закону. В нем происходит конденсация избыточного количества водяного пара, вследствие чего выделяется теплота конденсации. Выделение этой теплоты идет на совершение части работы расширения поднимающегося воздуха. Тем самым оно замедляет понижение температуры при подъеме. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения.
В сухом и ненасыщенном влажном воздухе при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты — величина постоянная (прямолинейная зависимость). Однако при влажноадиабатическом процессе изменение температуры на каждую единицу высоты — величина переменная. И линии изменения температуры в осях координат температура — высота — кривые, а не прямые. По мере увеличения высоты насыщающие количества водяного пара становятся все меньше и меньше, влажноадиабатический градиент приближается к сухо-адиабатическому градиенту, поэтому наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. По этой причине на графике влажные адиабаты обращены выпуклостью вверх.
При очень низких температурах, которые имеет воздух, поднимающийся в высоких слоях атмосферы, водяного пара в нем остается мало и выделение теплоты конденсации поэтому тоже незначительное. Падение температуры при адиабатическом подъеме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких температурах приближается по величине к сухоадиабатическому градиенту.
При опускании насыщенного воздуха процесс изменения температуры происходит по-разному в зависимости от того, остались ли в воздухе продукты конденсации (капли и кристаллы) или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.
Если в воздухе нет продуктов конденсации, то как только он начнет опускаться и начнет расти температура, воздух становится ненасыщенным. Следовательно, изменение температуры пойдет по сухоадиабатическому закону, т. е. воздух, опускаясь, будет нагреваться на 1°С/100 м.
Если в воздухе сохранились продукты конденсации (капельки и кристаллы), образовавшиеся при подъеме, то при опускании и нагревании воздуха они будут постепенно испаряться. При этом часть внутренней энергии опускающегося воздуха затрачивается на испарение капелек и кристаллов, т. е. часть тепла воздушной массы переходит в скрытую теплоту парообразования, поэтому температура повышается меньше, чем при сухоадиабатическом опускании.

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *