Сторінка
9
19. Вологоадіабатичні зміни температури 1. З адіабатичним підйомом вологого ненасиченого повітря зв'язане така важлива зміна, як наближення його до стану насичення. Температура повітря при його підйомі знижується, тому на якійсь висоті досягається насичення. Ця висота називається рівнем конденсації. При подальшому підйомі вологе насичене повітря прохолоджується інакше, ніж ненасичене. У ньому відбувається конденсація і виділяється в значних кількостях теплота паротворення, або теплота конденсації (2,501х106 Дж/кг). Виділення цієї теплоти сповільнює зниження температури повітря при підйомі. Тому в насиченому повітрі, що піднімається, температура падає вже не сухоадіабатично, а по вологоадіабатичному закону. Вона падає тим повільніше, чим більше вологоутримання повітря в стані насичення (що у свою чергу залежить від температури і тиску). На кожні 100 м підйому насичене повітря при тиску 1000 гПа і температурі 0°С прохолоджується на 0,66°С, при температурі 20 °С - на 0,44 °С і при температурі -20 °С - на 0,88°С. При більш низькому тиску спад температури відповідно менше. Спад температури в насиченому повітрі при підйомі його на одиницю висоти (100м) називають вологоадіабатичним градіентом. При дуже низьких температурах, що спостерігаються при підйомі у високі шари атмосфери, водяної пари в ньому залишається мало і виділення теплоти конденсації тому також мало. Спад температури при підйомі в такому повітрі наближається до падіння в сухому повітрі. Інакше кажучи, вологоадіабатичний градіент при низьких температурах наближається до сухоадіабатичного.
2. При опусканні насиченого повітря процес може відбуватися по-різному в залежності від того, чи містить повітря продукти конденсації (краплі і кристали) або вони вже цілком випали з повітря у вигляді опадів. Якщо в повітрі немає продуктів конденсації, то повітря, як тільки температура в ньому почне при опусканні зростати, відразу стане ненасиченим. Тому повітря, опускаючись, буде нагріватися сухоадіабатично, тобто на 1 °С/100 м. Якщо ж у повітрі є краплі і кристали, то вони при опусканні і нагріванні повітря будуть поступово випаровуватися. При цьому частина тепла повітряної маси перейде в теплоту паротворення, і тому підвищення температури при опусканні сповільниться. У результаті повітря буде залишитися насиченим доти, поки всі продукти конденсації не перейдуть у газоподібний стан. А температура в ньому буде в цей час підвищуватися вологоадіабатично: не на 1 °С/100 м, а на менше значення - саме на таке, на яке понизилася б температура у висхідному насиченому повітрі при тих же значеннях температури і тиску.
20. Псевдоадіабатичний процес Уявимо собі, що вологе ненасичене повітря спершу піднімається. Його температура при цьому падає спочатку сухоадіабатично, потім, після того як було досягнуто рівня конденсації, вологоадіабатично. Припустимо також, що вся вода, що виділяється при конденсації, відразу ж випадає з повітря у виді опадів. Допустимо потім, що, досягнувши деякої висоти, повітря починає опускатися. Тому що продуктів конденсації в ньому немає, воно буде при цьому нагріватися сухоадіабатично. Легко розрахувати, що на колишній рівень повітря прийде з температурою більш високою, ніж та, що була в ньому спочатку. У розглянутій масі повітря відбувся необоротний процес. Хоча вона повернулася на колишній рівень, під колишній тиск, вона не повернулася у вихідний стан: її кінцева температура виявилася вище, чим початкова. Такий процес називається псевдоадіабатичним.
21. Потенційна температура 1. Нехай на якійсь висоті в атмосфері є повітря з тиском р і температурою Т. Якби це повітря сухоадіабатично опустилося на рівень, де існує тиск ро, те температура його теж змінилася б. Назвемо цю температуру, що повітря одержало б при тиску 1000 гПа, його потенційною температурою. Фактичну температуру повітря, на відміну від потенційної, будемо називати просто температурою. Очевидно, що потенційна температура дорівнює температурі повітря при тиску 1000 гПа. Потенційну температуру можна з достатнім наближенням визначити, якщо відомо, на якій висоті повітря знаходиться. Нехай, наприклад, ця висота дорівнює 3000 м. Припустимо, що на рівні моря тиск дорівнює 1000 гПа (у середньому воно близько до цього значення). Тоді потенційна температура, тобто температура, із яким воно прийшло б на рівень моря, дорівнює його початковій температурі плюс 30 °С, тому що на кожні 100 м спуску температура повітря повинна зростати на один градус. За допомогою потенційної температури можна порівнювати тепловий стан мас повітря, що знаходяться на різних висотах над рівнем моря, тобто при різних тисках. Вираховуючи потенційну температуру цих мас, ми як би опускаємо їх на один рівень. 2. При зміні стану повітря по сухоадіабатичному закону потенційна температура повітря не змінюється. Нехай, наприклад, повітря з температурою 10°С знаходиться на висоті 3000 м. Його потенційна температура, відповідно до сказаного вище, буде біля 40 °С. Припустимо тепер, що повітря спочатку адіабатично піднялося з рівня 3000 м на рівень 3200 м. При цьому його температура понизиться на 2 °С і стане 8°С. Але якщо тепер адіабатично опустити повітря на рівень моря, те воно нагріється вже на 32 °С і, отже, прийде на рівень моря з тієї ж температурою 40°С, що і є його потенційною температурою. Тільки коли починається конденсація і виділяється теплота конденсації, потенційна температура зростає.
22. Вертикальний розподіл температури 1. Вище було зазначено, як змінюється температура у визначеній масі повітря, що адіабатично піднімається або опускається. Ні в якому разі не варто змішувати ці індивідуальні зміни з вертикальним розподілом температури в атмосфері. Температура в атмосферному стовпі може розподілятися по висоті різним способом. Цей розподіл не підпорядкований ніякій простій закономірності, і крива, що зображує цей розподіл у більш-менш товстому шарі атмосфери, у загальному випадку є складною кривою. Уявлення про розподіл температури з висотою дає вертикальний градіент температури, тобто зміна температури в атмосфері на одиницю висоти, звичайно на 100 м.
2. Вертикальний градіент температури може змінюватися в досить широких межах. У нижніх 10 км у помірних широтах і в нижніх 15 км у тропіках він у середньому дорівнює 0,6°С/100 м. У нижніх сотнях метрів над нагрітою підстилаючою поверхнею він може перевищувати 1 °С/100 м, а в тонкому приземному шарі над перегрітою землею може бути в багато разів більше. Бувають і такі випадки, коли температура повітря з висотою не падає, а зростає. Такий розподіл температури називають інверсією температури. Інверсії особливо часті по ночах у приземному шарі, але зустрічаються на різних висотах і у вільній атмосфері. Якщо температура в повітряному шарі не змінюється з висотою, тобто вертикальний градіент її дорівнює нулю, то такий стан шару називають изотермією. Вище 10-15 км і до висоти біля 50 км вертикальний розподіл температури навіть у середньому є ізотермічним або інверсійним.
Завантажити реферат