Б.И. Извеков, Н.Е. Кочин - Динамическая метеорология (часть 1) (1115249), страница 31
Текст из файла (страница 31)
При этом он не следит за самым процессом, а рассматривает только начальное и конечное состояния системы. Эти схемы с ббльшим правом могут быть применены к об'ясиению явлений тропических бурь и мелких тропических циклонов, где имеет место очень быстрое поднятие воздуха. Что касается энергии больших циклонов средних широт, .' то обмен энергии в них происходит вообще гораздо сложнее.
й 14. Уравнение притока энергии в синоптической метеорологии и значение его для диагноза и прогноза погоды. Рассмотрим уравнение притока энергии в атмосфере при упрощающем предположении об отсутствии трения. Тогда можем написать: аЩ дТ А~~Т Ир — =г да г дГ з дт Уравненпе принимает особенно простой вид если ввести потенци-,",,':,.",; альную температуру(р измеряется в миллибарах) Ф в (1000) Ю р Ф Первое выражение показывает, как при данном давлении р повы- '",:-! шается потенциальная температура вследствие притока тепла, а второе '::~!-" показывает, как при данной температуре от этого притока тепла возра-.,:„',, стает энтропия. Если движение горизонтальное и изменение состояния частицы ади; '"~ абатическое, то дэ — =О дг и, выражая Э через р и х, получим ИТ АГгТ Тдр др др1 — — .+ и — --~- и — ~.
да г„~Р ~ дГ дх дг) Величина, стоящая в скобках, выражает изменение давления гори-.'.-,:;. зонтально движущейся частицы. Порядок втой величины для атмосфер-, ' ных движений в среднем в системе я., и., гди. тО-з. — 131— Если движение вертикальное в стационарном поле давления, то таким же путем получаем дт М т др гГà — с р др ' Величина ш — в свободной атмосфере в среднем порядка 10 ,т.е. д,р р приблизительно в 10 раз больше, чем изменение давления частицы, движущейся горизонтально.
Более быстрые и резкие изменения температуры происходят следовательно при вертикальных движениях масс воздуха.. Из уравнения (72), пренебрегая членами трения, относя все члены к единице массы и выражая Д и с в механических единицах, легко получить такое выражение ат 1 до 1 д р д — =- — — — — — (в -1- Щ -1- —— дГ ср дГ ср дс с, дГ Уравнение показывает, что изменение температуры движущейся массы воздуха зависит,от трех причин: 1) От притока тепла — — посредством теплопроводности, конвек- 1 дЯ ср дг ции или радиации.
Единица энергии в системе м. и. с. (килоджоула) сообщает единице массы воздуха повышение температуры в 0,001004 СР— = 0,001004' в системе м. и. с.). ('- ср 2) От потери кинетической и потенциальной энергии воздуха; вели. чина соответствующего изменения температуры равна д (1 3) Благодаря местному изменению давления. Если показание барометра в данном месте повышается на 1 лгор в сек., то температура протекающих через это место воздушных масс будет подниматься на 0,1РС в секунду, Изучим теперь от каких факторов зависит изменение температуры в данном месте. Для этого, развернув уравнение (76), оставим в левой части его только частную производную температуры по времени — = — — +..
Р -+- — — (Г, йгаб р) — ()г, вагаб Х),... (73) дт 1 дО ггт др /гт дс др 'с. р дГ т. е. температурное изменение и данной точке занисит от: 1) притока тепла 1 «Щ с ду' 2) адиабатического нагревания н охлаждения, которое выражается Рт др членом — --, ср дГ' 3) горизонтальной конвекции, или, как принято говорить в метеорологии, адвекции Р, — вагаб р — йтаг)Т). ( —, Ю' с,р Если ввести потенциальную температуру 2,(1000)" адиабатического вертикального температурного градиента т, в правой части уравнения подставить псевдоадиабатический градиента ау — = — гэ (Т вЂ” Т). Знак локального температурного изменения, обусловленного восходящим нли нисходящим током, будет зависеть от разности градиен- Г тов Т,— Т. Что касается вертикальной конвекции, то при градиентах меньших адиабатического (Т < Т,) нисходящий ток (и < О) дает повышение температуры, что имеет место например при фене, а также в нисходящих потоках воздуха в антициклоне.
При этом воздух не падает вниз в силу своей тяжести, а медленно спускается, нагреваясь. Причиной такого опускания может являться::депрессия, развивающаяся на некотором расстоянии. Если же вертикальный температурный градиент больше адиабатического (Т > Т,), то нисходящие токи вызывают понижение температуры. Такое явление имеет место, например, когда тяжелые холодные массы воздуха скапливаются на возвышенном плато и потом обрушиваются в долину, при чем адиабатического нагревания оказывается недостаточно, чтобы эти падающие массы приняли температуру окружающего воздуха. Характерный пример такого явления предста.
вляет Новороссийская бора. В последнее время метеорологи новой школы начинают придавать все большее и большее значение горизонтальной конвекции. Прочность горизонтального расслоения атмосферы и сохранение структуры поверхностей равной потенциальной температуры сказывается также и на явлениях горизонтального переноса масс. Особенной стойкостью по мнению синоптиков отличаются экваториальные массы, притекающие из южных более теплых широт. В самом деле, охлаждение этих масс, которым сопровождается протекание их по поверхности, имеющей более низкую температуру, ограничивается только тонким поверхностным слоем и не распространяется далеко в толщу массы, по причине отсутствия вертикальной конвекции.
Полярные массы обладают меньшей устойчивостью своего строения, так как, двигаясь на юг в более теплые широты и нагреваясь от поверхности земли, они подвергаются сильной конвекции и таким образом быстрее. разрушаются. Г о л ь д и (0оИу) утверждает, например, что нет необходимости, чтобы характерные черты, свойственные высоким давлениям, именно теплая тропосфера и холодная и высокая стратосфера развивались-бы в наших широтах посредством вертикальной конвекции или вообще в силу местных причин. Они могут' об'ясняться тем, что вся масса кроме самого нижнего тонкого слоя пришла 'из более южных широт, где вти особенности строения существовали, с самого начала.
Подобным же образом характерные особенности низкого 'давления получают свое развитие в полярном воздухе, когда он находится еще в северных широтах. Еще раньше возникновения идей норвежской школы'(в 1й13 г.), когда самые термины „экваториальный н полярный воздух' ие употреблялись в метеорологии, было указано на тот;факт, что стратосфера обычно ниже и теплее на западной стороне циклона„чем на восточной, но что дальше к востоку она вновь становится низкой н теплой. Это означает, что стратосфера низка и тепла над теми областями, которые состоят из полярного воздуха, сохранившего свою природную структуру.
Гольди обращает внимание на возможные случаи, когда воздух экваториальной тропосферы может залегать над некоторой толщей воздуха полярной стратосферы. Такие случаи были проверены отдельными аэрологическими — 134— наблюдениями. Так 5(Х 1911 г. шары 'зонды„поднятые одновременно в Париже и в Уккле, дали записи, находившиеся в полном согласии, причем было отмечено: 1) падение температуры от 281' до 226' на высоте 8,6 км.
2) прнблизительно изотермические условия вверху до 11 км (температура около 227'). 3) Вторичное падение температуры до высоты 15 км, где была наблюдена температура 218'. 4) Слабая инверсия до высоты 21,4 «м, где записи прекратились. На конечной высоте наблюдалась температура около 221'. Прн этом поднятия шаров пилотов в Копенгагене и Уккле дали определенное указание на разрыв в скорости ветра на высоте около 11 км. Ниже этого уровня ветер был восточный, около 15 м/гек„от 11 км до 15 км над Копенгагеном дул ЪУ8% 2 м/сек. н в Уккле был ЕБЕ 5 м/сгк. Данные верхних слоев вместе с анализом карт подтверждают, что над Бельгией находился полярный воздух до высоты 11.
км, причем полярная стратосфера начиналась на высоте 8,6 «м. По данным записи РеиЬспе Бееъаг1е нижняя граница стратосферы залегала на высоте 8,95 км. Весьма вероятно, что выше находился воздух экваториального происхождения, который мог пройти по северной стороне обширного антициклона в сев. Атлантике или непосредственно с восточной части Средиземного моря. Часть этого воздуха примерно от 11 до 15 км есть экваториальная тропосфера, а выше 15 км — экваториальная стратосфера.
й 15. Общие соображения о замкнутых атмосферных циклах. Энергетика атмосферы естественно приводит к двум основным задачам. Первая из них состоит в том, чтобы ответить на вопрос из каких источников образуются в атмосфере огромные количества кинетической энергии мощных воздушных потоков общей циркуляции и более мелких вторичных циклов. Вопрос этот отчасти был рассмотрен в предыдущих параграфах.
Вторая задача, очевидно, состоит в исследовании вопроса: каким образом используется эта кинетическая энергия, т. е. как происходит работа тех атмосферных машин, посредством которых тепло. преобразуется в работу и кинетическая энергия снова переходит в тепло. Уже в параграфе 13 было упомянуто, что обмен потенциальной энергия на кинетическую должен, повидимому, происходить в действительности в форме некоторого замкнутого цикла, т.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
