Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 25
Текст из файла (страница 25)
Прп адиабатичсскнх процессах в сухом или влажном ненасыщенном воздухе, как уже отмечалось, сохраняет постоянное значение потенциальная температура !Э. Действительно, на каком бы уровне ни находилась частица между точками Л и К (см. рис. 4.4), ее потенциальная температура постоянна. Но если частица достигает состояния насыщения и поднимается выше уровня конденсации, то, как это следует из рис.
4.4, потенцильная температура этой частицы начинает расти. Это значит, что потенциальная температура уже не может служить консервативной характеристикой воздушной массы, если имеет место конденсация. Но в то же время, согласно рис. 4.4, где бы ни находилась влажная частица, если перемещение ее происходит адиабатически, псевдопогенциальная температура этой частицы сохраняет постоянное значение. Таким образом, псевдопотенциальная температура служит консервативной характеристикой как сухоадиабатического, так и псевдоаднабатнческого (практически и влажноадиабатического) процесса. Изменение же 6„ служит количественным критерием неадиабатических воздействий (притока тепла ) на воздушную массу.
Этн свойства консервативности потенциальной и псевдопотенциальной температур широко используются в так называемом иззнтропическом анализе. Не останавливаясь на выводе точной формулы, получим приближенную формулу для вычисления Т, которой можно пользоваться на практике. Температура частицы в точке дг (см.рис.4.4) оказалась выше температуры частицы в исходном положении благодаря теплоте, выделившейся при конденсации водяного пара. Представим Тп в виде суммы Тп = Т+ЬТп, где /зТн — эквивалентный добавок. В результате псевдоадиабатического процесса сконденсировалась масса водяного пара, равная з. При этом выделилось количество тепла, равное Ез. Температура частицы повыси- Л лась при этом на /зТп.
Отсюда /зтспаТ„или ЬТР— — — з. Так с„ как С-2,5.10' Дж/кг, срж!0' Дж/(кг К), то гзТр — — 2,5з, Тр —— = Т+2,5з, причем здесь з в Ъ. Зная Тг, нетрудно рассчитать псевдопотенциальную температуру по формуле х — ! О, = Т, (1ООО/р) Такой же консервативной характеристикой, как и 6„, является потенциальная температура смоченного термометра е!'. Это температура, которую принимает влажная частица, если ее опустить влажноадиабатнчески с уровня конденсации г, до уровня р= = 1000 гПа (точка Е на рис. 4.4). Энергия неустойчивости.
По данным температурного зондирования атмосферы (с помощью радиозонда, самолета, ракеты) на аэрологическую диаграмму наносится кривая стратификации атмосферы над данным пунктом. Для каждого подъема, кроме кривой стратификации, строится кривая состояния'. Как правило, кривые стратификации и состояния ие совпадают. Вследствие этого адиабатическн поднимающаяся частица на каждом уровне будет иметь температуру и плотность, отличающиеся от температуры и плотности атмосферы (Т! Ф Т., Р чьРк) На каждом уровне на частицу, имеющую плотность, отличную от плотности окружающей среды, действует сила плавучести. Работа, которую совершает эта сила при вертикальном смещении частицы единичной массы на элементарное расстояние дг, согласно (5.1), равна Воспользовавшись основным уравнением статики, перепишем формулу (11.1) в следующем виде: дЕг = — /с (Т; — Т,) йр/р. (11.2) На аэролопшеской диаграмме ! « х — ! х — ! х — 1 х х — ! х ду- —:р йр=— и х г!!3 Р Поэтому формулу (11.2) перепишем в виде с!р йЕ! = В (Т; — Т,) о,заб Р' ! Наиболее часто кривая состоя ння строится для частиц, находя щнхся вблизи земной поверхностн Однако строят также кривые состоя 8 заказ № 24! где  — некоторая постоянная.
Работа, совершенная силой плавучести при конечном перемещении частицы от уровня у!(р!) до уровня уз(рз), равна У Е,=В~ (Т! — Т,) !. ння для частиц, располагающихся на других уровнях (напрнмер, 850 гПа) Общие скодоклк о кокдршкоб оболооко Земли Работа Еь совершаемая силой плавучести при аднабатическом подъеме единичной массы воздуха от нижней границы данного слоя до верхней, носит название энергии неустойчивости этого слоя. Произведение (Т; — Т,) йу представляет собой на аэрологической диаграмме элементарную плошадь, заключенную между кривыми состояния Т; н стратификации Т„ с одной стороны, и между двумя изобарами у и у+йу — с другой.
Однако формула (!1.3) показывает, что коэффициент пропорциональности между приращением энергии неустойчивости йЕ; и плошадью (Т; — Т,)йу за- висит от давления (ординаты). По- 22 этому на аэрологической диаграмме Р2 построена дополнительная шкала, позволяющая определять по небольшим площадкам, на которые разбивается Р --- — ъ, общая площадь (заключенная между кривыми Т, и Т,), энергию неустойчивости. На этой шкале нанесены значе! ! ния энергии неустойчивости, соответ- т ствующне (при фиксированном давле- т т; нии) единичной площади аэрологичеРис 45 К оп е с ению э с ской диаграммы. В согласии с фор угзм неустойчйььсти (сдучкй лой (1!.3) чем,меньше давление, тем Е~ >О). больше энергия неустойчивости, отве- чающая единичной плошади.
В отношении знака энергии неустойчивости возможны три различных случая. 1. Кривая состояния на всех уровнях лежит правее кривой стратификации (рис. 4.5). Тогда на всех уровнях Т;= Т, и, согласно (11.4), Е;:»О, т. е. энергия неустойчивости положительная. При этом в нижних стаях атмосферы стратификация, как правило, неустойчивая (у)у,), а в более высоких слоях может быть устойчивой. Большая энергия неустойчивости способствует развитию в атмосфере мощи!ях конвективных движений, приводящих к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. Такие условия в атмосфере создаются летом в дневные часы.
2. Кривая состояния на всех уровнях лежит левее кривой стратификации. Тогда на любом уровне Т;(Т, и, согласно (11.4), Е;(О, т. е. энергия неустойчивости отрицательная. В этом случае перемещение частицы по вертикали вверх затруднено или полностью исключено, конвективные движения воздуха при этом не наблюдаются. 3. Кривая состояния располагается справа от кривой стратификации в одних слоях и слева — в других.
В этом случае энергия неустойчивости положительна в первых слоях и отрицательна во вторых. Общий запас энергии неустойчивости находится как алгебраическая сумма энергий неустойчивости отдельных слоев. тормоддклмккл лтмосворм 12 Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому н сухоадиабатическому движению частицы Вопрос о стратификации атмосферы по отношению к сухоадиабатнческому процессу рассмотрен в п. 5. Поскольку выше уровня конденсации частица воздуха находится уже в насыщенном состоянии, то на этих уровнях стратификацию атмосферы следует оценивать по отношению к влажноадиабатическому процессу.
При этом, как и в случае сухоадиабатического процесса, возможны три различных вида стратификации атмосферы: а) у~у',— влажионеустойчивая; б) у = у' — влажнобезразличная; в) у(т' — влажно- устойчивая. По отношению к сухоадиабатическому и влажноадиабатическому движению возможны следующие пять видов стратифиакции атмосферы: а) у)т,)у' — сухо- и влажнонеустойчивая, или абсолютно неустойчивая; б) у, = у ук — сухобезразличная и влажнонеустойчивая; в) у,)у у, — сухоустойчивая и влажно- неустойчивая, или условно устойчивая; г) ук)у = у', — сухоустойчивая и влажнобезразличная; д) у(у', у, — сухо- и влажно- устойчивая, или абсолютно устойчивая стратификация. Большой интерес представляет изменение стратификации больших объемов (слоев) воздуха при их подъеме или опускании.
Стратификация слоя влажного воздуха, движущегося по вертикали как единое целое, может существенно изменяться в сторону устойчивости или неустойчивости. Движение слоя как целого часто наблюдается в атмосфере (при восходящем движении воздушной массы вдоль фронтальных поверхностей, при переваливании через горные хребты и в других случаях). Изменение стратификации слоя при его подъеме зависит от распределения в нем влажности по вертикали. Характерные случаи изменения стратификации слоя при вертикальном движении представлены на рис. 4.6 и 4Л. На этих рисунках кривая АВ иллюстрирует распределение температуры внутри слоя до подъема.
Вертикальный градиент температуры у(т' (слой абсолютно устойчив). Но в первом случае (рис. 4.6) относительная влажность в нижней части (точка А) значительно больше, чем в верхней части слоя (точка В). Поэтому частица А, быстро достигнув уровня конденсации, начнет затем подниматься по влажной адиабате, более медленно охлаждаясь. Частица же В при подъеме слоя будет длительное время подниматься по сухой адиабате, н когда она достигнет уровня конденсации (точка В'), стратификация слоя, характеризуемая кривой А'В', окажется влажно- 8" 06Мое саедеоод о аоедумооа ободочке Земли ПВ термодоеемика етмосзеам Ур.кон5. В о! В,ч 13 Метод слоя Ур.какйд ! Т 7 Ед В, е,' в„' Рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
