Прежде чем рассмотреть распределение температуры воздуха на земной поверхности в наиболее холодные и наиболее теплые месяцы, необходимо сказать об изменении температуры с высотой, так как изотермы всех местностей приводятся к уровню моря; надо знать, каким образом происходит этот процесс приведения.
До сих пор мы говорили о нагревании поверхности земли, теперь рассмотрим условия нагревания воздушной оболочки, соприкасающейся с этой поверхностью.
Нагревание атмосферы происходит, как мы уже говорили, отчасти непосредственно солнцем: пары воды, углекислый газ и пылинки поглощают часть солнечных лучей. Но, главным образом, нагревание воздуха происходит путем передачи тепла от нагретой поверхности земли, теплопроводностью и лучеиспусканием. Чем теплопрозрачность атмосферы меньше (например при большом количестве водяных паров или углекислого газа в воздухе), тем больше задерживает она тепло, испускаемое земной поверхностью, и тем больше, следовательно, нагревается от земли.
По многим причинам следовало бы ожидать, что в верхних слоях воздуха температура будет ниже, чем в нижних: 1) верхние слои атмосферы более разрежены, поэтому они менее задерживают теплоту, получаемую непосредственно от солнца, и 2) нагревание воздуха, главным образом, происходит снизу. Но вместе с тем воздух, как и вода, i стремится расположиться так, чтобы наверху были более теплые и легкие слои, а внизу более холодные и тяжелые. Действительно, воздух, соприкасающийся с земной поверхностью, нагреваясь, расширяется, делается менее плотным и поднимается кверху, а более плотный и холодный воздух опускается вниз. В результате такой циркуляции можно было бы ожидать, что вверху и внизу атмосфера будет иметь одинаковую температуру (по крайней мере в некоторые моменты дня) или температура будет повышаться кверху.
На самом же деле наблюдения и опыт показали, что температура в общем понижается с высотой, но причина этого понижения заключается в другом, а именно: поднимающиеся теплые частицы воздуха попадают в более редкие слои, поэтому постепенно расширяются при своем поднятии, причем на расширение тратится известное количество тепла, т. е. работа расширения воздуха происходит за счет его теплоты. При поднятии массы воздуха в атмосфере без притока тепла со стороны, или, как говорят, при адиабатическом процессе, температура этой массы понижается (вследствие расширения) на 1° при поднятии на 100 м. Это положение применимо к сухому воздуху, а также к воздуху, содержащему водяные пары, когда при охлаждении не начинается еще их конденсация. Воздух, насыщенный парами воды, теряет меньше: при поднятии на 100 м он охлаждается не на 1°, а приблизительно на на 0,5-0°,4. Это объясняется следующим: если поднимается воздух, насыщенный парами, то при понижении температуры (вследствие расширения воздуха) пары сгущаются и часть их переходит в жидкое состояние, причем выделяется скрытая теплота парообразования.
При своем опускании воздух нагревается, потому что он все больше и больше сжимается, причем вследствие сжатия развивается теплота. При опускании как сухого, так и насыщенного водяными парами воздуха величина нагревания одинакова и равна 1° на каждые 100 м.
Наблюдения над изменением температуры воздуха с высотой производятся на горах, на высоких постройках, кроме того, производились опыты с воздушными шарами, змеями и аэропланами, которые, снабжались метеорографами - приборами, записывающими автоматически не только температуру, но также давление, влажность воздуха и скорость ветра на разных высотах. В последние годы температуру на высоте изучают при помощи радиозондов, а также во время полетов на стратостатах.
Первоначально наблюдения производились на Эйфелевой башне, которая доступна действию более или менее свободного воздуха, причем термометры были установлены так, чтобы прямая лучистая солнечная энергия не действовала непосредственно на них. Они были установлены на высоте 2 м, 123 м. 197 м, 302 м. Оказывается, что днем в нижних слоях атмосферы постоянно теплее, чем в верхних слоях, причем летом, когда земля, а следовательно, и нижние слои атмосферы сильно нагреты, уменьшение температуры с поднятием на каждые 100 м более адиабатической величины, т. е. более 1°.
Летом циркуляция воздуха бывает особенно энергична и даже бывает заметна (на глаз); в жаркий летний день мы видим, что воздух как бы струится над сильно нагретыми поверхностями.
При таком состоянии воздух, как говорят, находится в неустойчивом равновесии, нагреваясь от подстилающей поверхности.
Ночью, как показали наблюдения на Эйфелевой башне, внизу над поверхностью земли воздух холоднее, чем в верхних слоях. Такое распределение температуры носит название нижней инверсии температуры, в отличие от другой инверсии, сделавшейся известной сравнительно недавно и называемой верхней. Объясняется нижняя инверсия тем, что земля за ночь излучает очень много теплоты и поэтому сильно охлаждается. Это охлаждение передается нижним слоям воздуха, которые делаются более плотными и стекают вниз, стремясь заполнить углубления. Поэтому-то в гористых местностях в долинах зимой бывает очень холодно, а на склонах гор несколько теплее. Особенно резко инверсия выражается во время ясных зимних ночей.
Наблюдения на более значительной высоте (около 3-4 км), где температура земли не играет уже такой роли, показали, что инверсии там существуют значительно реже. Падение температуры с высотой, рассчитанное на 100 м (вертикальный температурный градиент), при подъеме в слоях атмосферы, превышающих 2-3 км, постепенно возрастает и на высотах 7-10 км достигает своего максимума. В этих высоких слоях инверсий нет, и температура обусловлена, главным образом, конвекционными восходящими и нисходящими токами. Восходящие токи дают для воздуха, не насыщенного водяными парами, падение температуры в 1° на 100 м поднятия; для воздуха, насыщенного водяными парами, падение температуры значительно меньше (см. выше). По этой причине на этих высотах температурные градиенты зимой, когда в атмосфере мало водяных паров, бывают больше, чем летом.
На еще больших высотах (выше 7-10 км) температурный градиент начинает быстро падать, затем падение температуры совсем прекращается, и даже наступает небольшое повышение температуры (верхняя инверсия). Таким образом, толщу атмосферы можно разделить на два слоя: нижний, в котором происходит понижение температуры с высотой, и затем верхний, где этого понижения нет, а, наоборот, наблюдается небольшое повышение. Первым - нижним - слоям дано название тропосферы, а вторым - верхним - стратосферы.
В среднем граница стратосферы находится на высоте 11 км. Наблюдения показали, что граница стратосферы к экватору поднимается, к полюсам опускается. Так, в полярных странах граница стратосферы находится на высоте 8-10 км, в средней Европе 11-12 км, тогда как под тропиками она на высоте 16-18 км. Вследствие этого под тропиками в высоких слоях температура на той же высоте ниже, чем над полюсами. Очевидно, чем выше находится граница стратосферы, тем больше будет понижение температуры с высотой. Самая низкая температура в верхних слоях тропосферы была найдена недалеко от экватора.
Наблюдения в Батавии, в нескольких градусах к югу от экватора, дали цифры около -87°, один раз на высоте 17 км даже -91°,9.
Это самая низкая температура, которая наблюдалась в атмосфере. Над Европой наиболее низкие температуры редко опускаются ниже-70°. Высота границы стратосферы изменяется и в течение года. Минимум ее высоты наблюдается зимой или ранней весной, максимума она постигает к концу лета.
Все сказанное относится к верхним слоям атмосферы, для толщи же атмосферы в 4-5 км можно принять, что понижение температуры с высотой, при поднятии на 100 м, в среднем за год равно 0,5-0°,6, и эту величину имеют в виду, когда приводят температуру к уровню моря.
В горах и на плоскогорьях при изменении температуры с высотой имеют значение разные побочные обстоятельства, например, обращен ли склон горы к солнцу или находится в тени. Кроме того, там, где зимы бывают суровые, вершины часто имеют более высокую температуру, чем долины, и такая инверсия температуры существует не только ночью, а держится в продолжение всего холодного периода. Так, в Восточной Сибири зимой бывает затишье вследствие высокого барометрического давления, и поверхность земли покрыта снегом, который отражает много тепла; холодный воздух там вследствие большей плотности наполняет долины и впадины и задерживается в них, тогда как на вершинах хребтов в это время держится более высокая температура. Аналогичное явление наблюдалось и во многих альпийских долинах, защищенных горами от господствующих ветров. Но в общем и для гор можно принять понижение температуры на каждые 100 м поднятия равным 0°,5 в среднем за год, причем летом и весной падение температуры происходит быстрее, зимой и осенью медленнее.
Все, кто летал на самолете, привыкли к сообщению такого рода: «наш полет проходит на высоте 10 000 м, температура за бортом - 50 °С». Кажется, ничего особенного. Чем дальше от нагретой Солнцем поверхности Земли, тем холоднее. Многие думают, что понижение температуры с высотой идет непрерывно и постепенно температура падает, приближаясь к температуре космоса. Между прочем, так думали ученые вплоть до конца 19 века.
Разберемся подробнее с распределением температуры воздуха над Землей. Атмосферу подразделяют на несколько слоев, которые и отражают в первую очередь характер изменения температуры.
Нижний слой атмосферы называется тропосферой , что означает „сфера поворота". Все перемены погоды и климата являются результатом физических процессов, происходящих именно в этом слое. Верхняя граница этого слоя располагается там, где уменьшение температуры с высотой сменяется ее возрастанием,— примерно на высоте 15—16 км над экватором и 7—8 км над полюсами. Как и сама Земля, атмосфера под влиянием вращения нашей планеты тоже несколько сплющена над полюсами и разбухает над экватором. Однако этот эффект выражен в атмосфере значительно сильнее, чем в твердой оболочке Земли. В направлении от поверхности Земли к верхней границе тропосферы температура воздуха понижается. Над экватором минимальная температура воздуха составляет около —62°С, а над полюсами около —45°С. В умеренных широтах более 75% массы атмосферы находится в тропосфере. В тропиках же в пределах тропосферы находится около 90% массы атмосферы.
В 1899 г. в вертикальном профиле температуры на некоторой высоте был обнаружен ее минимум, а затем температура незначительно повышалась. Начало этого повышения означает переход к следующему слою атмосферы — к стратосфере , что означает „сфера слоя". Термин стратосфера означает и отражает прежнее представление о единственности слоя, лежащего выше тропосферы. Стратосфера простирается до высоты около 50 км над земной поверхностью. Особенностью ее является, в частности, резкое повышение температуры воздуха. Это повышение температуры объясняют реакцией образования озона — одной из главных химических реакций, происходящих в атмосфере.
Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км, но в целом слой озона представляет собой сильно растянутую по высоте оболочку, охватывающую почти всю стратосферу. Взаимодействие кислорода с ультрафиолетовыми лучами — один из благоприятных процессов в земной атмосфере, способствующих поддержанию жизни на Земле. Поглощение озоном этой энергии препятствует излишнему поступлению ее на земную поверхность, где создается именно такой уровень энергии, который пригоден для существования земных форм жизни. Озоносфера поглощает часть лучистой энергии, проходщей через атмосферу. В результате этого в озоносфере устанавливается вертикальный градиент температуры воздуха примерно 0,62°С на 100 м, т. е, температура повышается с высотой вплоть до верхнего предела стратосферы — стратопаузы (50 км), достигая, по некоторым данным, 0 °С.
На высотах от 50 до 80 км располагается слой атмосферы, называемый мезосферой . Слово „мезосфера" означает „промежуточная сфера", здесь температура воздуха продолжает понижаться с высотой. Выше мезосферы, в слое, называемом термосферой , температура снова растет с высотой примерно до 1000°С, а затем очень быстро падает до —96°С. Однако падает не беспредельно, потом температура снова увеличивается.
Термосфера является первым слоем ионосферы . В отличие от упомянутых ранее слоев, ионосфера выделена не по температурному признаку. Ионосфера является областью, имеющей электрическую природу, благодаря которой становятся возможными многие виды радиосвязи. Ионосферу делят на несколько слоев, обозначая их буквами D, Е, F1 и F2 Эти слои имеют и особые названия. Разделение на слои вызвано несколькими причинами, среди которых самая важная—неодинаковое влияние слоев на прохождение радиоволн. Самый нижний слой, D, в основном поглощает радиоволны и тем самым препятствует дальнейшему их распространению. Лучше всего изученный слой Е расположен на высоте примерно 100 км над земной поверхностью. Его называют также слоем Кеннелли — Хевисайда по именам американского и английского ученых, которые одновременно и независимо друг от друга обнаружили его. Слой Е, подобно гигантскому зеркалу, отражает радиоволны. Благодаря этому слою длинные радиоволны проходят более далекие расстояния, чем следовало бы ожидать, если бы они распространялись только прямолинейно, не отражаясь от слоя Е. Аналогичные свойства имеет и слой F. Его называют также слоем Эпплтона. Вместе со слоем Кеннелли—Хевисайда он отражаем радиоволны к наземным радиостанциями Такое отражение может происходить под различными углами. Слой Эпплтона расположен на высоте около 240 км.
Самая внешняя область атмосферы, второй слой ионосферы, часто называется экзосферой . Этот термин указывает на существование окраины космоса вблизи Земли. Определить, где именно кончается атмосфера и начинается космос, трудно, поскольку с высотой плотность атмосферных газов уменьшается постепенно и сама атмосфера плавно превращается почти в вакуум, в котором встречаются лишь отдельные молекулы. Уже на высоте примерно 320 км плотность атмосферы настолько мала, что молекулы, не сталкиваясь друг с другом, могут проходить путь более 1 км. Самая внешняя часть атмосферы служит как бы ее верхней границей, которая располагается на высотах от 480 до 960 км.
Подробнее о процессах а атмосфере можно узнать на сайте «Земной климат»
1. Температура воздуха, её изменение с высотой. Слой инверсии. Слой изотермии. Влияние на работу авиации.
2. Гроза. Причина возникновения. Стадии развития и строения грозовых облаков. Синоптические и метеоусловия их образования.
3. Особенности метео обслуживания авиа работ.
1. Температура воздуха – степень нагретости или характеристика теплового состояния воздуха. Она пропорциональна энергии движения молекул воздуха, измеряется в градусах по шкале Цельсия (0 С) или Кельвина (0 К) по абсолютной шкале. (В Англии и США используется шкала Фаренгейта (0 F).)
t 0 C = (t 0 F – 32)х5/9
Для измерения температуры применяются термометры, которые подразделяются:
по принципу действия: жидкостные (ртутные и спиртовые), металлические (термометры сопротивления, биметаллические пластинки и спирали), полупроводниковые (термисторы):
по назначению: на срочные, максимальные и минимальные.
На метеорологических площадках термометры устанавливают в метеорологических будках на высоте 2м от поверхности земли. Метеорологическая будка должна хорошо вентилироваться и защищать установленные в ней приборы от воздействия солнечных лучей.
Суточный ход температуры. В приземном слое температура изменяется в течение суток. Минимальная температура наблюдается обычно в момент восхода Солнца: в июле около - 3ч, в январе – около 7ч по местному среднему солнечному времени. Максимальная температура отмечается около 14-15часов.
Амплитуда колебаний температуры может меняться от нескольких градусов до десятков. Она зависит от времени года, широты места, высоты его над уровнем моря, рельефа, характера подстилающей поверхности, наличия облачности и развития турбулентности. Наибольшая амплитуда бывает в низких широтах, к котловинах с песчаной или каменистой почвой в безоблачные дни. Над морями и океанами суточный ход температуры незначителен.
Годовой ход температуры . В течение года максимальная температура воздуха в приземном слое над континентами наблюдается в середине лета, над океанами – в конце лета, минимальная температура - в середине или конце зимы.
Амплитуда годового хода зависит от широты места, близости моря и высоты над уровнем моря. Минимальная температура наблюдается в экваториальной зоне, максимальная – в районах с резко-континентальным климатом.
В природе наблюдаются также непериодические изменения температуры . Они связаны с изменением метеорологической обстановки (прохождением циклонов и антициклонов, атмосферных фронтов, вторжением теплой или холодной воздушной массы).
Изменение температуры с высотой .
Поскольку нижняя часть атмосферы нагревается главным образом от земной поверхности, то в тропосфере температура воздуха, как правило, понижается.
Для наглядного представления о распределении температуры с высотой над каким-либо пунктом можно построить график «температура – высота», который называется кривой стратификации . (См. Приложение Рис.5., Рис.5а.)
Для количественной оценки пространственного изменения того или иного метеорологического элемента (например, температуры, давления, ветра) используется понятие градиент – изменение величины метеоэлемента на единицу расстояния.
В метеорологии применяются вертикальный и горизонтальный градиенты температуры.
Вертикальный градиент температуры γ - изменение температуры на 100м высоты. При понижении температуры с высотой γ>0 (нормальное распределение температуры); при повышении температуры с высотой (инверсия ) - γ < 0; а если температура воздуха с высотой не меняется (изотермия ), то γ = 0.
Инверсии являются задерживающими слоями, они гасят вертикальные движения воздуха; под ними происходят скопления водяного пара или примесей, ухудшающих видимость, образуются туманы и различные формы облаков. Слои инверсии являются тормозящими слоями для горизонтальных движений воздуха.
Во многих случаях эти слои являются поверхностями разрыва ветра (над и под инверсией), имеет место резкое изменение скорости направления ветра.
В зависимости от причин возникновения различают следующие типы инверсий:
Радиационная инверсия – инверсия, возникающая вблизи земной поверхности вследствие излучения (радиации) ею большого количества тепла. Этот процесс происходит при ясном небе в теплое полугодие ночью, а в холодное в течение всех суток. В теплое время года их вертикальная мощность не превышает нескольких десятков метров. С восходом солнца такие инверсии обычно разрушаются. Зимой эти инверсии имеют большую вертикальную мощность (иногда 1-1,5км) и удерживаются в течение нескольких суток и даже недель.
Адвективная инверсия образуется при перемещении (адвекции) теплого воздуха по холодной подстилающей поверхности. Нижние слои охлаждаются, и это охлаждение путем турбулентного перемешивания передается в более высокие слои. В слое резкого уменьшения турбулентности наблюдается некоторый рост температуры (инверсия). Адвективная инверсия возникает на высоте нескольких сотен метров от земной поверхности. Вертикальная мощность составляет несколько десятков метров. Чаще всего бывает в холодную половину года.
Инверсия сжатия или оседания образуется в области повышенного давления (антициклоне) в результате опускания (оседания) верхних слоев воздуха и адиабатического нагревания этого слоя на 1 0 С на каждые 100м. Опускающийся нагретый воздух не распространяется до самой земли, а растекается на некоторой высоте, образуя слой с повышенной температурой (инверсией). Эта инверсия имеет большую горизонтальную протяженность. Вертикальная мощность составляет несколько сотен метро. Чаще сего эти инверсии образуются на высоте 1-3км.
Фронтальная инверсия связана с фронтальными разделами, являющимися переходными слоями между холодными и теплыми массами воздуха. На этих разделах холодный воздух всегда располагается внизу в виде острого клина, а теплый воздух – выше холодного. Переходный слой между ними называется фронтальной зоной и представляет собой слой инверсии толщиной в несколько сотен метров.
Инверсии, наблюдаемые в приземном слое, усложняют условия погоды, создавая затруднения для взлета и посадки ВС, а также для полетов на малых высотах.
Под инверсиями образуются дымки, туманы, ухудшающие горизонтальную видимость, и низкая облачность, затрудняющая выполнение визуального взлета и посадки самолетов.
С инверсиями, наблюдаемыми на высотах (на больших высотах – слой тропопаузы), связаны многие формы облаков, мощность которых иногда достигает нескольких километров. На поверхности инверсий могут возникать волны (наподобие морских, но со значительно большей амплитудой, роторы). При полете вдоль таких волн и роторов и при их пересечении воздушное судно испытывает болтанку
В первых разделах мы познакомились в общих чертах со структурой атмосферы по вертикали и с изменениями температуры с высотой.
Здесь рассмотрим некоторые интересные особенности режима температуры в тропосфере и в вышележащих сферах.
Температура и влажность воздуха в тропосфере. Тропосфера является наиболее интересной сферой, поскольку здесь формируются породообразующие процессы. В тропосфере, как уже указывалось в главе I , температура воздуха с высотой понижается в среднем на 6° при поднятии на каждый километр, или на 0,6° на 100 м. Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив. Он зависит от сезонов года, времени суток, характера атмосферных процессов, а в нижних слоях тропосферы - главным образом от температуры подстилающей поверхности.
В теплое время года, когда прилегающий к поверхности земли слой воздуха достаточно нагрет, характерно понижение температуры с высотой. При сильном прогреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° на каждые 100 м поднятия.
Зимой, при сильном охлаждении поверхности земли и приземного слоя воздуха, вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, т. е. возникает инверсия температуры. Наиболее сильные и мощные инверсии наблюдаются в Сибири, особенно в Якутии зимой, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая излучению и последующему охлаждению приземного слоя воздуха. Очень часто инверсия температуры здесь распространяется до высоты 2-3 км, а разность между температурой воздуха у поверхности земли и верхней границы инверсии нередко составляет 20-25°. Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, Канаде и других районах. От величины изменения температуры с высотой (вертикального градиента температуры) в большой степени зависят условия погоды и виды движений воздуха по вертикальному направлению.
Устойчивая и неустойчивая атмосфера. Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. Температура воздуха изменяется с высотой и в зависимости от атмосферного давления. Когда это происходит без обмена тепла с окружающей средой, то такой процесс называется адиабатическим. Поднимающийся воздух производит работу за счет внутренней энергии, которая расходуется на преодоление внешнего сопротивления. Поэтому при поднятии воздух охлаждается, а при опускании нагревается.
Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам. Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент - это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия и опускания его на 1°, а влажноадиабатический градиент - это понижение температуры влажного насыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия меньше чем на 1°.
При подъеме или опускании сухого, или ненасыщенного, воздуха температура его изменяется по сухоадиабатическому закону, т. е. соответственно падает или растет на 1° каждые 100 м. Эта величина не изменяется до тех пор, пока воздух при поднятии не достигает состояния насыщения, т. е. уровня конденсации водяного пара. Выше этого уровня вследствие конденсации начинает выделяться скрытая теплота парообразования, которая идет на нагревание воздуха. Это дополнительное тепло уменьшает величину охлаждения воздуха при подъеме. Дальнейшее поднятие насыщенного воздуха происходит уже по влажноадиабатическому закону, и температура его понижается не на 1° на 100 м, а меньше. Так как влагосодержание воздуха зависит от его температуры, то, чем выше температура воздуха, тем больше тепла выделяется при конденсации, а чем ниже температура, тем тепла меньше. Поэтому влажноадиабатический градиент в теплом воздухе меньше, чем в холодном. Например, при температуре у поверхности земли поднимающегося насыщенного воздуха +20° влажноадиабатический градиент в нижней тропосфере составляет 0,33-0,43° на 100 м, а при температуре минус 20° значения его колеблются от 0,78° до 0,87° на 100 м.
Влажноадиабатический градиент зависит и от давления воздуха: чем меньше давление воздуха, тем меньше при одной и той же начальной температуре влажноадиабатический градиент. Это происходит оттого, что при малом давлении плотность воздуха также меньше, следовательно, освободившаяся теплота конденсации идет на нагревание меньшей массы воздуха.
В таблице 15 приведены осредненные величины влажноадиабатического градиента при различной температуре и значениях
давления 1000, 750 и 500 мб, что приблизительно соответствует поверхности земли и высотам 2,5-5,5 км.
В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6-0,7° на 100 м поднятия. Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности земли температура воздуха равна 28°, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° на 100 м или 7° на каждый километр, получим, что на высоте 4 км температура равна 0°. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4-0,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.
По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы - устойчивое или неустойчивое.
При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он возвратится в первоначальное положение.
Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического градиента, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха воздействием извне поднять на некоторую высоту, то как только прекратится действие внешней силы, этот объем воздуха возвратится в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив внутреннюю энергию на свое расширение, при подъеме охлаждался на 1° на каждые 100 м (по сухоадиабатическому закону). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха был меньше сухоадиабатического, то оказалось, что поднятый объем воздуха на данной высоте имел более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния. Покажем это на примере.
Предположим, что у поверхности земли температура воздуха равна 20°, а вертикальный градиент температуры в рассматриваемом слое равен 0,7° на 100 м. При этой величине градиента температура воздуха на высоте 2 км будет равна 6° (рис. 19, а). Под воздействием внешней силы поднятый с поверхности земли на эту высоту объем ненасыщенного или сухого воздуха, охлаждаясь по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1° на 100 м, охладится на 20° и примет температуру, равную 0°. Этот объем воздуха окажется на 6° холоднее окружающего воздуха, а значит, и тяжелее вследствие большей плотности. Поэтому он начнет
опускаться, стремясь достичь первоначального уровня, т. е. поверхности земли.
Аналогичный результат получится и в случае подъема насыщенного воздуха, если вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабатического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.
Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, так как в этом случае над нижним холодным, а следовательно и тяжелым, воздухом располагается более теплый и легкий воздух.
При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с поверхности земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.
Предположим, например, что ненасыщенный воздух в нижних слоях до высоты 2 км стратифицирован неустойчиво, т. е. его температура
с высотой уменьшается на 1,2° на каждые 100 м, а выше воздух, став насыщенным, имеет устойчивую стратификацию, т. е. его температура понижается уже на 0,6° на каждые 100 м поднятия (рис. 19, б). Попав в такую среду, объем сухого ненасыщенного воздуха станет подниматься по сухоадиабатическому закону, т. е. охлаждаться на 1° на 100 м. Тогда, если его температура у поверхности земли 20°, то на высоте 1 км она станет равной 10°, в то время как температура окружающей среды 8°. Будучи теплее на 2°, а следовательно и легче, этот объем устремится выше. На высоте 2 км он будет теплее окружающей среды уже на 4°, так как его температура достигнет 0°, а температура окружающего воздуха равна -4°. Будучи снова легче, рассматриваемый объем воздуха продолжит свой подъем до высоты 3 км, где его температура станет равной температуре окружающей среды (-10°). После этого свободное поднятие выделенного объема воздуха прекратится.
Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха. На аэрологических диаграммах нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т. е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатическом и влажноадиабатическом процессах.
На рисунке 20 представлена такая диаграмма. Здесь по вертикали изображены изобары, по горизонтали - изотермы (линии одинакового давления воздуха), наклонные сплошные линии - сухие адиабаты, наклонные прерывистые - влажные адиабаты, пунктирные - линии удельной влажности . На приведенной диаграмме нанесены кривые изменения температуры воздуха с высотой в двух пунктах в один и тот же срок наблюдения - 15 часов 3 мая 1965 г. Слева - кривая температуры по данным радиозонда, выпущенного в Ленинграде, справа - в Ташкенте. Из формы левой кривой изменения температуры с высотой следует, что в Ленинграде воздух устойчив. При этом до изобарической поверхности 500 мб вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,55° на 100 м. В двух небольших слоях (на поверхностях 900 и 700 мб) зарегистрирована изотермия. Это указывает, что над Ленинградом на высотах 1,5-4,5 км находится атмосферный фронт, разделяющий холодные массы воздуха в нижних полутора километрах от теплового воздуха, расположенного выше. Высота уровня конденсации, определяемая положением температурной кривой по отношению к влажной адиабате, находится около 1 км (900 мб).
В Ташкенте воздух имел неустойчивую стратификацию. До высоты 4 км вертикальный градиент температуры был близок к адиабатическому, т. е. на каждые 100 м поднятия температура уменьшалась на 1°, а выше, до 12 км - больше адиабатического. Вследствие сухости воздуха облакообразования не происходило.
Над Ленинградом переход в стратосферу происходил на высоте 9 км (300 мб), а над Ташкентом значительно выше - около 12 км (200 мб).
При устойчивом состоянии атмосферы и достаточной влажности могут образоваться слоистые облака и туманы, а при неустойчивом состоянии и большом влагосодержании атмосферы возникает термическая конвекция, приводящая к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. С состоянием неустойчивости связано образование ливней, гроз, града, малых вихрей, шквала и т. п. Так называемая «болтанка» самолета, т. е. броски самолета при полете, также вызывается неустойчивым состоянием атмосферы.
Летом обычна неустойчивость атмосферы после полудня, когда нагреваются близкие к земной поверхности слои воздуха. Поэтому ливневые дожди, шквалы и подобные опасные явления погоды чаще наблюдаются после полудня, когда вследствие разбивающейся неустойчивости возникают сильные вертикальные токи - восходящие и нисходящие движения воздуха. По этой причине самолеты, летающие днем на высоте 2-5 км над поверхностью земли, больше подвергаются «болтанке», чем при ночном полете, когда вследствие охлаждения приземного слоя воздуха устойчивость его увеличивается.
Влажность воздуха с высотой также уменьшаете. Почти половина всей влажности сосредоточена в первых полутора километрах атмосферы, а в первых пяти километрах содержится почти 9 / 10 всего водяного пара.
Для иллюстрации ежедневно наблюдаемого характера изменения температуры с высотой в тропосфере и нижней стратосфере в различных районах Земли на рисунке 21 приведены три кривые стратификации до высоты 22-25 км. Эти кривые построены по наблюдениям радиозондов в 3 часа дня: две в январе - Олекминск (Якутия) и Ленинград, а третья в июле - Тахта-Базар (Средняя Азия). Для первой кривой (Олекминск) характерно наличие приземной инверсии, характеризующейся повышением температуры от -48° у поверхности земли до -25° на высоте около 1 км. В этот срок тропопауза над Олекминском находилась на высоте 9 км (температура -62°). В стратосфере наблюдалось повышение температуры с высотой, значение которой на уровне 22 км приближалось к -50°. Вторая кривая, представляющая изменение температуры с высотой в Ленинграде, указывает на наличие небольшой приземной инверсии, затем изотермии в большом слое и понижение температуры в стратосфере. На уровне 25 км температура равна -75°. Третья кривая (Тахта-Базар) сильно отличается от северного пункта - Олекминска. Температура у поверхности земли выше 30°. Тропопауза находится на высоте 16 км, а выше 18 км происходит обычное для южного лета повышение температуры с высотой.
— Источник—
Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.
Post Views: 6 604
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 15є.
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 г в , а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название влажной адиабаты. В отличие от сухоадиабатического градиента г а влажноадиабатический градиент г в - 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 є. Вертикальный градиент температуры на высоте 1000 метров должен быть = 9 є. Вертикальный градиент температуры на высоте 1500 метров должен быть = 6 є. 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.
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 = 18є, е = 13,6 гПа.
Температура поднимающегося воздуха, не насыщенного водяным паром, изменяется каждые 100 метров на 1є. Вначале - по кривой зависимости максимальной упругости паров от температуры воздуха необходимо найти точку росы (ф). Затем определить разницу между температурой воздуха и точкой росы (Т - ф). 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; ф - точка росы.
ф = 2,064 (по таблице)
18 є - 2,064 = 15,936 є х 122 = 1994м высота насыщения водяного пара.
Сублимация наступает при температуре - 10є.
2,064 - (-10) = 12,064 х 200 = 2413м уровень сублимации.
Задание 2 (Б). Воздух, имеющий температуру 12єС 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 єС и относительная влажность воздуха 100%.
местное время сухоадиабатический градиент
