Б.И. Извеков, Н.Е. Кочин - Динамическая метеорология (часть 1) (1115249), страница 51
Текст из файла (страница 51)
!126) То (125) На тэфиграмме (рис. 29) первый член очевидно представляет площадь, ограниченную слева кривой, изображающей для данногослоя изменение температуры в атмосфере, а справа — ограниченную прямой изотермой абсолютного нуля. Сверху и снизу площадь ограничена'двумя изэнтропами, проходящими через точки кривой, соответствующие значениям Т= То и Т= Т,. Очевидно, что для того чтобы подсчитать величину площади, не нужно чтобы на тэфиграмме была проведена изотерма абсолютного нуля. Обычно на бланке тэфиграммы изотерма наименьшей температуры составляет 200' аЬз., Т1 Площадь, выражаемая интегралом )' ТЮ, представляет, как легко понять, количество тепла, которое должно сообрцаться поднимающейся массе воздуха для того, чтобы в камсдой стадии своего поднятия эта масса находилась в равновесии с окружающей ее воздушной средой.
Площадь может быть измерена планиметром или другим каким-либо способом. Например, можно взять разность значений энтропий 5,— 5ь умножить ее на разность значений температур Т, — Т, и вычесть из произ- сматриваемом слое, то набор карт относительной топографии определяет ноле плотности в атмосфере. Совершенно аналогично 'можно построить карты абсолютного давления для различных поверхностей уровня, а также. карты, дающие разности абсолютных давлений для двух последовательных главных поверхностей уровня. Эти карты также дают возможность охарактеризовать поле давления и масс в:атмосфере.
Получать данные для этих карт несколько сложнее, впрочем от карт абсолютной и относительной топографии изобарических поверхностей нетрудно перейти к картам абсолютного давления для поверхностей уровня, на чем мы ближе не останавливаемся. Значение геопотенциала в данной точке свободной:атмосферы, а следовательно, и высоту точки зондирования над уровнем, моря очень удобно можно определить с помощью тэфиграммы. В самом деле, бери основное дифференциальное уравнение для-- геопотенциала ЫФ = — а Ыр = — УТ и!и р ведеиия величину площади„ ограниченной справа кривой состояния, слева вертикалью, проходящей через нижнюю точку, и сверху горизон.
талью проходящей через верхнюю точку. В системе см-г-с»к. 1 смэ обычной диаграммы соответствует 3,72 ° 10» эрго» энергии на 1 г, а ср — — 0,2417 Х 4,18 Х 10'= 1„010.10' эргию. Рассмотрим несколько примеров. П р и ме р 1. Поднятие в изотермической атмосфере, имеющей температуру 280' из точки с давлением '1000 мбр в точку с давлением 600 мбр. Первый член представляется площадью АРСВ и'к этому надо при- баннтЬ 2ОК4 СМ' (дО абСОЛЮтНОГО НуЛя), ЧтО СОСтаВИт 112 СМг.
»У» »гэ ФЛ7 с»г ЛУ УМ ггэ ггэ гсб см се» .эб г:э гсэ по Рис. 29. Эта площадь эквивалентна для сухого воздуха 112.3,72 .10» эрго»= =4,165.10" эрг на г или 4165 динамических метров. Второй член отсутствует, ибо атмосфера предполагается изотермической. Пример 2. Поднятие в адиабатической сухой атмосфере из точки, имеющей температуру 280' и давление 1000 мбр до уровня, соответствующего"давлению 600 .ибр.
Конечная температура равна 241 . Первый член отсутствует, а второй равен 1,010 Х 10' Х (280 — 241) =3,939 )( 10» что соответствует 3939 динамическим метрам. Пр:имер 3. Поднятие в атмосфере с влажным адиабатическим температурным градиентом при тех же начальных н конечных условиях под'ем а. Здесь при вычислении появляются оба члена. Площадь АгсВН равна 10,2 смг, а дополнительная площадь до абсолютного нуля равна 30 см'. — 219— Таким образом полная влощадь равна 40,2 сага илн 1,4950 К 1оа эра на 11а.
.Второй член 1,010Х 10'Х26 или 2,626Х10а эвг на 1 г. Сумма обоих членов дает 4,121 Х 10' элг на г или 4121 динамических метров. Пример 4. Предлагается вычислить высоты в динамических метрах для нескольких точек,зондажа 14/И1 1924 г. в Страсбурге. Кривая изменения состояния с высотой изображена тзфиграммой' (рис. 29). а И и а ! О 9 5. Распределение температуры по высоте в свободной атмосфере. Вертикальное распределение температуры с высотой имеет много особенностей, связанных с географическим положением места наблюдения временем года, временем дня и т.
п. На прилагаемом рис. ЗР даны для примера средние кривые вертикального распределения температуры для 5 пунктов: 1. Полярное море. у берегов Восточной Сибири, приблизи- — 220— нс ны зои ,'наг тельно 74' сев. шир. 2. Павловск — 60' сев.
шир. 30' вост. долг. 3. Павия — 45' сев. шир., 9' вост. долг.— самая южная аэрологическая обсерватория в Европе. 4. Агра — 2?' сев. шир., 78' вост. долг. (Сев. Индия) и 5. Батавия (Ява) — 6' южн. шир., 107' вост. долг. Кривые в левой части чертежа дают распределение температуры в феврале, самом холодном зимнем месяце в северном полушарии, а направо — в августе, самом теплом месяце для многих пунктов сев.
полушария. В общем, если не принимать в расчет самых нижних слоев, прилежащих к земной поверхности; падение температуры в свободной атмосфере составляет около 0,5'--О,б'. на каждые 100 и поднятия. Однако на некоторой высоте, зто падение температуры прекращается и заменяется сравнительно слабым повышением, переходящим постепенно в изотермию. Это повышение особенно хорошо заметно в тропиках и в южных широтах н менее 'заметно в северных широтах. Там имеют место скорее случайные изменения температуры. Во всяком 'случае нижняя граница слоя, в котором прекращается падение температуры, совершенно ясна на всех кривых. Если рассматривать метеорограммы отдельных под'емов, то эта граница слйя прекращения понижения температуры очень резка н дает характерный излом на кривой. В средних же кривых, представленных на чертеже, эти изломы сглажены ввиду того, что они соответствуют высотам несколько изменяющимся от одного случая к другому.
Граница эта называется т р о и о п а у з о й (термин этот был введен И. 55 аз). Вследствие резкого характера изменения хода кр~вой можно считать, как это обычно и делается в теоретических исследованиях, тропопаузу поверхносгью разрыва первого порядка, т. е. такой поверхностью, на которой температура н ветер не терпят разрыва (т. е. не изменяются резко, скачком), а первые производные их терпят разрыв (т. е.
вертикальный температурный градиент изменяется скачком). Область, лежащая ниже тропопаузы, характеризуемая убыванием температуры с высотой, называется тропосферой, а область выше тропопаузы называется с т ратосферой. Верхняя граница этой области, в которой температура не понижается, до сих пор не найдена даже самыми высокими наблюдениями.
Как было выше указано, существование стратосферы было установлено в первых годах настоящего столетия почти одновременно А с см а но м в Германии и Тейсе ран-де-Бором во Франции. Высота тропопаузы подвергается изменениям в течение года. Летом она несколько больше, чем зимой. Средние из аэрологических наблюдений показывают, что выше всего она расположена в августе и ниже всего в феврале. Следующая таблица (составленная по Гольду для средней Европы, по данным Р а м а натана для Индии и по данным Ва н-Бе им елена для ЯвЪ|) дает высоту нижней границы стратосферы для февраля и для августа. На основании этой таблицы вычерчены два чертежа, изображающие положение тропопаузы в меридиональном сечении для февраля и для августа (рис.
31 и 32). Зимою не только в полярных областях, где поверхность земли покрыта снегом и льдом, но и в умеренных широтах нижний примыкающий к земле слой оказывается холоднее вышележащих слоев. Это происходит благодаря сильному остыванию земной поверхности и потере тепла лученспусканием. Такой слой приземной инверсии в полярных областях достигает мощности 1 км, а в умеренных зонах меньше. Летом приземная инверсия сохраняется только в полярных областях, лой' ее уменьшается до нескольких сот метров толщиною.
В умеренх зонах приземная инверсия исчезает. Теперь инверсия в полярных ах объясняется уже не выстыванием земной поверхности, а наоборот резанием более высоких слоев, в то время как к нижним слоям это ревание не может распространяться, ибо они соприкасаются с вечными — 221— льдами. Подобные же инверсии получаются летом также над водными поверхностями морских холодных течений. Вследствие того, что стратосфера в тропиках и в экваториальной зоне расположена значительно выше чем в средних широтах, температура стратосферы оказывается там ниже, чем в средних широтах.
Происходит своего рода компенсация теплых и холодных воздушных масс (холодная тропосфера 'и низкая; а поэтому теплая стратосфера — у полюсов; теплая тропосфера и высокая, а поэтому холодная стратосфера — на тропиках и у экватора). При дальнейшем возрастании высот, как показывают наблюдения, в малых широтах и па экваторе получается слабое повышение температуры, в то время как в больших широтах и у полюсов не Февраль Сев пел.аасш БО» ЬБ» ва' 30~ »О $0 Яввтта» наблюдается изменения тем- пературы. Поэтому на больших высотах 25-26 дин км вероятно наступает полное выравнивание температуры от экватора до 60" северной широты 1трудно говорить о больших широтах вследствие малого количества наблюдений). При этом температура в этом слое около 25 -- 26 дин км равна 50 — 60'С.
Нужно сказать вообще, что наблюден,я в высоких слоях атмосферы очень немногочисленны н часто не вполне надежны. Температура стратосферы несколько поньппзется в летние месяцы и понижается в зимние месяцы. Это имеет место не только в малых, но и в больших широтах и даже у полюсов, Прн этом инте- 1 Пол мереЛвела»св Пввив Леев зс'с ш.
1 Ювтвввя ресно, что годовая амплитуда у. полюсов оказывается даже Рис. 31. больше, чем в средних широтах. Детине максимумы и зимние минимумы температуры стоатосферы совпадают со временем летнего н зимнего ' солнцестояния, в то время как в тровосфере они, кзк известно, всегда запаздывают. Все эти данные относятся главным образом к северному полушарию.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
