1.Қозғалыс теңдеуі:

Қозғалыс теңдеуі қозғалыс мөлшерінің өзгеру заңының формуласы б.т. Мұнда кез келген дененің қозғалыс мөлшерінің бірлік уақытта өзгеруі сол денеге қосымша тең әсерлі күштерге теңелетінін ж/е сол теңескен күш/дің бағытында жүретінін айтады.

2.Үздіксіздік теңдеуі:

Атм/қ процес/дің динамикасын зерттеген кезде қысым алабы темп/а жылдамдығы ж/е басқа да сипаттаушылар қарастырылады. Бұл алқап/дың кеңістікте ж/е уақыт б/ша өзгеруін зерттеу үшін негізгі 3 сақталу заң/на негізделген сәйкесінше теңдеу/ді тұжырымдау керек: 1) салмақтың сақталу заңы; 2) қозғалыс заңының сақталу заңы;3) энергияның сақталу заңы;

Олардың біріншісі салмақтың сақталу заңы үздіксіз теңдеуін ж/е ауаның әр түрлі компонент/інің диффузиялар теңдеуін тұжырымдауға мүмкіндік береді. Бұл теңдеу/ді жазу үшін келесі түсінік/ге жүгінеміз: тығыздықты қозғалып жатқан ауа салмағын қарастырамыз. а-сыбағалы, яғни бірлік салмаққа қатысты скалярлы шама болсын делік. Сонда бірлік көлем-ға тең. Субстанциялар мөлшерінен тұрады.

3. Күй теңдеуі:

Атмосфералық ауаның физикалық күйін термодинамикалық жүйелер ретінде сипаттайтын негізгі параметрлер болып оның тығыздығы, қысымы ж/е абсолютті темп/сы () табылады.

Бойль-Марриот заңы қысым мен көлемді байланыстырады. Яғни, Т=const ж/е газдың тұрақты массасында m=const қысымның көлемге көбейтіндісі тұрақты болып қалады : pV=const

4.Су буының тасымалдану теңдеуі:

Мұндағы,

–су буының салмақтық үлесі;

–ауадағы су буының молекулалық диффузия коэффициенті;

–бірлік көлемді ауада бірлік уақыт ішінде қанығатын н/е буланатын су буының салмағы.

Су буы ауаның бір бөлігін құрайтын газ болғандықтан, оның тасымалдану жылд/ғы оның қозғалуының жылд/на тең.

5. Жылу ағынының теңдеуі:

Термодин/ң І бастамасының теңдеуі ішкі энергияның өзгеруін , жылу ағынымен ж/е сығылу күшініңжұмысымен байланыстырады:

Жер атм/сына қатысты процесс/ге тән маңызды заңдылықты айта кету к/к. Атм/а үшін үлкен дәлдікпен квазистатистикалық жағдай (бөлшектің ішкі қысымы атм/да оны қоршап тұрған қысымға тең болуы қажет) теңдігі орындалуы к/к.

Ауаны идеалды газ ретінде қарастыруға болады:

ж/е

30. Атмосфера статикасы, статика теңдеулерін талдау; барометрлік формула; біртекті атмосфера үшін барометрлік теңдеу.

Жер бетіне қатысты атм/а тыныштықта тұрса,атм құрылысын анықтайтын заңдылықтар бөлігін – атм/қ статикасы деп атайды. Яғни ол горизонтальді, вертикальді бағытта қозғалмайтын болып келеді. Егер жүйеге барлық әсер ететін күштер жиынтығы 0-ге тең болса,онда осы жүйе тепе-теңдікте немесе тыныштықта байқалады. Барлық әсер ететін күштер массалық, сыртқы болып бөлінеді. Массалық күштерге: ауырлық, Кариолис күштері жатады. Ал сыртқы күштерге: қысым, үйкеліс күштері жатады. Бірақ, Кариолис күші мен үйкеліс күштері атмосфера қозғалыста ғана кезде байқалады. Сондықтан, тыныштықта тұрғанда әсер ететін күштер ауырлық, қысым күші болып табылады. Еркін түсу үдеуі гравитациялық тартылыс үдеуінің, ортадан тебу үдеуінің векторлық қосындысы болып табылады, келесідей g=ga+z;

g - еркін түсу үдеуі,

ga- гравитациялық үдеуі,

z-ортадан тебу векторлық үдеуі.

Ортадан тебу күші жердің тәуліктік айналымы нәтижесінде пайда болады. әр нүктесінде ол жердің айналу осіне перпендикуляр болады. Ауырлық күші әсер ететін бағыты нақты вертикаль деп аталады. Ал беткейінің кез келген нүктесінде ауырлық күші перпендикуляр болып деңгейлік беткей д/а. r арақашықтықтан жердің ортасына дейін және географиялық ендікке еркін түсу үдеуі бағыныштылығы келесі теңдеуімен сипатталады:

*(3

–элипсоидтық экваториалды радиусы

- жердің тәуліктік айналымының бұрыштық жылд.

М- жер массасы

- универсалды гравитациялық тұрақтысы

Ауырлық күші: F=g

Берілген ауа бағаны вертикальды бағытта да қозғалмай тыныштықта тұрғандықтан, салмағы болса да ол бір деңгейде қалқып тұрады. Яғни жоғары бағытталған қысым мен ауырлық күші теңеп тұр:

p=F+(p+dp) => p-F-p-dp=>-F-dp=0

енді ауырлық күшін ашып жазсақ статиканың негізгі теңдеуі шығады:

-gdz=0 немесе –dp= gdz

g-еркін түсу үдеуі (м/)

-тығыздық

dz-биіктік

егер осы формуланың 2 жағын dz – ке түрлендірсек, атмосфера статикасының 2-ші түрі шығады.

- ауа қысымының вертикальды градиенті

Атмосфера статиканың негізгі теңдеуінен 3 маңызды қорытынды алуға болады:

1. Жер бетінен биіктеген сайын,атмосфера қысымы әрқашан азаяды.

2. Статиканың негізгі теңдеуін интегралдап, белгілі деңгейдегі қысымын сипаттайтын теңдеуді аламыз:

z-берілген деңгейдегі биіктік

-атм-ң жоғарғы шекарасының биіктігі

Бұл теңдеу атмосфера қысымының берілген деңгейден атмосфера жоғарғы шекарасына дейінгі бірлік ауданды ауа бағанның салмағына тең екенін көрсетеді.

3. Биіктік б/а қысымның азаю жылдамдығы туралы қорытынды: статиканың негізгі теңдеуі б/а бірлік биіктікке көтерілгенде қысымның азаюы үлкен болады, тығыздық пен еркін түсу үдеуі үлкен болады. Осы теңдеуде тығыздық атқаратын рөл маңызды және ол биіктеген сайын азаяды. Яғни жер бетінен биіктеген сайын қысымның вертик градиенті азаяды.

Статиканың негізгі теңдеуі қозғалыссыз тыныштықтағы атмосфера қысымының биіктік бойынша өзгеруін сипаттайды.

Барометрлік теңдеулер (Лаплас, Баббине). Статиканың негізгі теңдеуінен қысымның, тығыздықтың ж/е ауа салмағының вертикаль б/ша өзгерісінің заңдылықтары анықталады. Бірақ дифференциалды түрде статиканың негізгі теңдеуін тек тығыздығы тұрақты ауаның жіңішке қабатына ғана қолдануға болады. Тәжірибе жүйесінде темп/мен тығыздықтың биіктік б/ша әртүрлі өзгеру жағдайында қысымның биіктік б/ша таралуын білу керек. Осы мақсатта статиканың негізгі теңдеуі интегралды түрде қолдануға болады. Оларды Барометр теңдеуі д.а. Статиканың негізгі теңдеуін интегралды түрде жазамыз:

немесе

Яғни,

-жер бетіндегі қысым

биіктігіндегі қысым

Лапластың барометрлік теңдеулері.

Лапластың Барометрлік теңдеуі статиканың негізгі теңдеуінің жеке шешімінің бірі болып табылады. Осы теңдеуде ауа темп/мен ж/е ауа ылғалдылықтың биіктік б/ша әртүрлі таралуы ж/е еркін түсу үдеуінің биіктікке бағыныштылығы ескеріледі. Сонымен қатар ендіккеде бағыныштылығы ескереді. Лапластың теңдеуі: толық

деңгейлеріндегі қысым

18400 - барометрлік тұрақтысы

α- ұлғаю коэф. α=0,0037≈0,04

t-екі деңгейдің арасындағы орташа температура

е/р- екі деңгейдің арасындағы орташа парциалды қысым мен және орташа ауа қысымының қатынасы.

географиялық ендік

z- екі деңгейдің теңіз деңгейінен орташа биіктігі

Бұл теңдеу арқылы 2 пункттің биіктік аралығын анықтауға мүмкіндік береді. Басқаша айтқанда барометрлік ниверлеу. Тәжірибе жүйесінде Лапластың қысқаша теңдеуі қолданылады:

Бұл теңдеулерді натуралды логорифмге ж/е абсолютті темп/а келтірсек келесі теңдеу қолданылады:

Метеорологияда Лаплас теңдеуімен қатар Баббине барометрлік теңдеуі қолданылады. Баббине теңдеуі, егер екі деңгейдің биіктік айырмашылықтары өте үлкен болмаса қолданылады және келесі теңдеумен ан/ы:

Осы екі теңдеу арқылы екі деңгейдің биіктігін анықтаймыз.

Біртекті атмосфера – деп биіктік бойынша тұрақты жағдайда болатын атмосфера жағдайы. Еркін түсу үдеуінің биіктікке бағыныштылығын ескермесек біртекті атмосфераның барометрлік теңдеуі келесі түрде жазылады,егерболса:

.

Бұл теңдеу бойынша қысым биіктеген сайын тіке заңмен өзгереді.

Атмосфераның биіктігін анықтауға болады:

,

- біртекті атмосфераның қалыңдығы немесе атмосфераның вертикальді масштабы.

Біртекті атмосферада

Басқа температурада ,

мұндағы - температураның ұлғаю коэффициенті.

Біртекті атмосферада ауа тығыздығы тұрақты, ал қысым биіктік бойынша тіке сызық заңымен өзгеретін болғандықтан ауа температурасы да тіке сызық заңымен өзгереді және жылдам азаяды:

–температураның вертикальді градиенті,

.

Ал шынайы атмосферада әлдеқайда төмен болады.

31. Политропты атмосфера үшін барометрлік формула; стандартты атмосфера моделі.

Политропты атмосфера деп температура биіктік бойынша тіке сызық заңмен өзгеретін атмосфераны айтады және темпераның вертикальді градиенті барлық деңгейлерде бірдей. Атмосфера ауасын құрғақ деп санасақ Атмосфера қысымның биіктік бойынша өзгеруі келесі теңдеулер арқылы анықталады.немесе

(2).

Политропты атмосферада қысымның өзгеруі биіктік бойынша температураның вертикальді градиентіне бағынышты болады. 1.неғұрлым жоғары болса, соғұрлым қысым биіктік бойынша тезірек азаяды.

Политропты атмосферада

T(z)=

Онда ,

;

кезінде тең болады.

Атмосфера ауасын құрғақ деп есептеп (T_V = T) және еркiн түсу үдеуiнiң биiктiкке бағыныштылығын ескермесек (g=const), атмосфера қысымының биiктiк бойынша өзгеру заңы мына теңдеумен сипатталады:

,

мұнда R_к – құрғақ ауаның өзiндiк газ тұрақтысы.

Бұл теңдеудi политроптық атмосфераның барометрлiк формуласы дейдi.

Атмосферада метеорологиялық өлшемдердiң биiктiк бойынша өзгеру шегi өте кең. Метеорологиялық өлшемдердiң вертикальдi бағытта орташа мәндерiмен таралуын сипаттайтын атмосфераны “стандартты атмосфера” дейдi. Стандартты атмосфераға сәйкес метеорологиялық өлшемдердiң мәндерi 200 км биiктiкке дейiн есептелiп қойылған. Мысалы, теңiз деңгейiнде қысым 1013,25 гПа, ауа температурасы 15,0 ⁰С тең.

Атмосфера шамамен 11 км-ге дейiн политропты, температураның вертикальдi градиентi 0,65 ⁰С/100м болады. Ал 11 км-ден 20 км-ге дейiн атмосфера изотермикалық болады. Егерде бүкiл атмосфера политропты болса, жер бетiнде қысым 1013,25 гПа, ауа температурасы 15,0 ⁰С болған жағдайда, оның биiктiгi 44,3 км құрар едi.

32. Лаплас және Бабине формулалары. Қысымның биіктік бойынша жергілікті өзгеруі.

Лапластың барометрлiк формуласы. Лапластың барометрлiк формуласы статиканың негiзгi теңдеуiнiң жеке шешiмдерiнiң бiрi болып табылады. Ол формулада ауаның ылғалдылығы, температураның биiктiк бойынша әртүрлi таралуы және еркiн түсу үдеуiнiң биiктiк пен ендiкке бағыныштылығы ескерiледi. Лапластың барометрлiк толық формуласы:

z₂ – z₁ = 18400(1+)(1+0,378)(1+0,0026cos2)

(1+3,0910^-7 z) lg, (2.35)

мұнда: p₁ және p₂ – z₁ және z₂ деңгейлерiндегi атмосфера

қысымы;

18400 – барометрлiк тұрақты;  = 0,0037  0,004;

–екi деңгейдiң арасындағы орташа температура;

e/p – екi деңгейдiң арасындағы орташа парциалды қысым мен орташа ауа қысымының қатынасы;

 – географиялық ендiк;

z = (z₁ + z₂)/2 – екi деңгейдiң теңiз деңгейiнен орташа биiктiгi;

Бұл барометрлiк формуламен екi пункттiң биiктiк аралығын дәл анықтауға (барометрлiк нивелирлеу) болады. Бiрақ, көбiне метеорологиялық есептердi шешкенде бұндай жоғары дәлдiк қажет емес, сондықтан да практикада Лапластың барометрлiк қысқаша формуласы кең қолданылады:

z₂ – z₁ = 18400(1+)lg. (2.36)

Бұл формуланы натурал логарифмге және абсолюттiк температураға келтiрiп былайша жазуға болады:

, (2.37)

мұнда: = 273(1+) – екi деңгейдiң арасындағы орташа

барометрлiк температура.

Бабиненiң барометрлiк формуласы. Егер екi деңгейдiң биiктiк айырмашылығы онша үлкен болмаса Бабиненiң барометрлiк формуласын қолдануға болады:

. (2.38)

Бұл формула барлық барометрлiк формулалардың iшiнде ең қарапайымы болып есептеледi және оның қателiгi z = 1000 метр болғанда  0,1%, ал z = 2000 метр болғанда  0,4 % құрайды.

Статиканың негiзгi теңдеуi, қозғалыссыз тыныштықтағы атмосфера қысымының биiктiк бойынша өзгеру заңын сипаттайды. Бiрақ, шынайы қозғалыстағы атмосфера үшiн де статиканың негiзгi теңдеуiнiң шешiмдерi жоғары дәлдiкпен орындалады.

Қысымның биiктiк бойынша өзгерiсiн қарастырғанда жоғарыда айтылған қысымның вертикальдi градиентi мен қысым сатысы ұғымдарын қолдануға болады.

Қысымның вертикальдi градиентi (G) деп – бiрлiк биiктiкке (100 м) көтерiлгенде қысымның өзгеру мәнiн айтады. Өлшем бiрлiгi – гПа/100 м. Ол статиканың негiзгi теңдеуiнен шығады:

. (2.20)

Ауа тығыздығы iс жүзiнде өлшенбейдi, газ күйi теңдеуiмен есептелiп табылатынын бiз бiлемiз. Сонда 2.15 теңдеуiндегi -нiң мәнiн 2.20 теңдеуiне қойсақ табамыз:

100 . (2.21)

Қалыпты жағдайда теңiз деңгейiндегi ( = 1,29 кг/м²; g = 9,81 м/с²; P = 1000 гПа; R_к = 287 м²/с²К; T = 273 К) вертикальдi қысым градиентi мәнiн табуға болады:

G === 12,5 гПа/100м.

Сонымен теңiз деңгейiнде 100 м биiктiкке көтерiлгенде ауа қысымы 12,5 гПа-ға азаяды екен. Бұл градиент мәнi температура мен қысымға байланысты өзгерiп тұрады, яғни биiктеген сайын G азая бередi.

Егер еркiн түсу үдеуiн тұрақты деп алсақ 2.21 теңдеуiн былай жазса да болады:

100 . (2.22)

Қысымның вертикальдi градиентi қысымға тiке пропорционал, температураға керi пропорционал. Жер бетiнен биiктеген сайын ауа қысымы азаятындықтан, қысымның вертикальдi градиентi де азая түседi. Ал, оның температураға бағыныштылығын ескерсек, жылы ауада (температура өскенде) қысым градиентi салқын ауаға қарағанда (статиканың негiзгi теңдеуiнiң 3-шi қорытындысына сәйкес келедi) төмен болады.

Қысым сатысы (h) деп – ауа қысымын 1 гПа-ға азайту үшiн көтерiлуге керектi биiктiк мәнiн айтады. Өлшем бiрлiгi – м/гПа. Ол қысымның вертикальдi градиентiне керi көрсеткiш және статиканың негiзгi теңдеуiнен (2.17) шығады:

немесе . (2.23)

Қысым сатысы вертикальдi градиентпен былай қатынаста: h = 100 / G. (2.24)

Егер, еркiн түсу үдеуiнiң кiшiгiрiм өзгерiсiн ескермесек, қысым сатысы тек ауа тығыздығына бағынышты болады. Ал, атмосфераның жоғарғы қабаттарына көтерiлген сайын ауа тығыздығы азаятындықтан қысым сатысы өсе түседi. Бiрдей қысым кезiнде қысым сатысы салқын ауаға қарағанда жылы ауада үлкен болады.

Есептеудi оңайлату үшiн 2.23 теңдеуiн мынадай қарапайым түрге келтiрсе де болады:

,

яғни , (2.25)

мұнда:  = 0,0037 – ауаның температуралық ұлғаю коэффициентi.

Қалыпты жағдайда теңiз деңгейiнде (p=1000гПа; t=0⁰С) жерге жақын ауа қабатында қысым сатысы 8 м/гПа-ға тең болады. Яғни ауа қысымы 1 гПа-ға төмендеу үшiн жер бетiнен 8 м биiктiкке көтерiлу қажет. Қысымы шамамен 500 гПа 5 км биiктiкте сол 0⁰С жағдайында қысым сатысы 16 м/гПа шамасында болады. Яғни, жерден биiктеген сайын қысым сатысы да өсе түседi екен.

Қысым сатысы температураға да бағынышты. Ауа температурасы өскен сайын, қысым сатысы әр 1⁰С сайын шамамен 0,4%-ға өсiп отырады. Сондықтан қысым сатысы жылы ауада жоғары болады, салқын ауаға қарағанда. Яғни, жылы ауада қысым 1гПа төмендеу үшiн көбiрек биiктiкке көтерiлу керек және де жерден биiктеген сайын ол одан сайын өсе түседi. Нәтижесiнде жылы ауада қысым биiктiк бойынша салқын ауаға қарағанда жайырақ төмендейдi. Сондықтан да, бiрдей биктiкте қысым жылы ауаның үстiнде салқын ауаға қарағанда жоғарырақ болады.

32. Қысымның биіктік бойынша жергілікті өзгеруі. Геопотенциал: қысым топографиясы әдісінің теориялық негізі.

Қысымның биiктiк бойынша өзгерiсiн қарастырғанда жоғарыда айтылған қысымның вертикальдi градиентi мен қысым сатысы ұғымдарын қолдануға болады.

Қысымның вертикальдi градиентi (G) деп – бiрлiк биiктiкке (100 м) көтерiлгенде қысымның өзгеру мәнiн айтады. Өлшем бiрлiгi – гПа/100 м. Ол статиканың негiзгi теңдеуiнен шығады:

. (2.20)

Ауа тығыздығы iс жүзiнде өлшенбейдi, газ күйi теңдеуiмен есептелiп табылатынын бiз бiлемiз. Сонда 2.15 теңдеуiндегi -нiң мәнiн 2.20 теңдеуiне қойсақ табамыз:

100 . (2.21)

Қалыпты жағдайда теңiз деңгейiндегi ( = 1,29 кг/м²; g = 9,81 м/с²; P = 1000 гПа; R_к = 287 м²/с²К; T = 273 К) вертикальдi қысым градиентi мәнiн табуға болады:

G === 12,5 гПа/100м.

Сонымен теңiз деңгейiнде 100 м биiктiкке көтерiлгенде ауа қысымы 12,5 гПа-ға азаяды екен. Бұл градиент мәнi температура мен қысымға байланысты өзгерiп тұрады, яғни биiктеген сайын G азая бередi.

Егер еркiн түсу үдеуiн тұрақты деп алсақ 2.21 теңдеуiн былай жазса да болады:

100 . (2.22)

Қысымның вертикальдi градиентi қысымға тiке пропорционал, температураға керi пропорционал. Жер бетiнен биiктеген сайын ауа қысымы азаятындықтан, қысымның вертикальдi градиентi де азая түседi. Ал, оның температураға бағыныштылығын ескерсек, жылы ауада (температура өскенде) қысым градиентi салқын ауаға қарағанда (статиканың негiзгi теңдеуiнiң 3-шi қорытындысына сәйкес келедi) төмен болады.

Қысым сатысы (h) деп – ауа қысымын 1 гПа-ға азайту үшiн көтерiлуге керектi биiктiк мәнiн айтады. Өлшем бiрлiгi – м/гПа. Ол қысымның вертикальдi градиентiне керi көрсеткiш және статиканың негiзгi теңдеуiнен (2.17) шығады:

немесе . (2.23)

Қысым сатысы вертикальдi градиентпен былай қатынаста: h = 100 / G. (2.24)

Егер, еркiн түсу үдеуiнiң кiшiгiрiм өзгерiсiн ескермесек, қысым сатысы тек ауа тығыздығына бағынышты болады. Ал, атмосфераның жоғарғы қабаттарына көтерiлген сайын ауа тығыздығы азаятындықтан қысым сатысы өсе түседi. Бiрдей қысым кезiнде қысым сатысы салқын ауаға қарағанда жылы ауада үлкен болады.

Есептеудi оңайлату үшiн 2.23 теңдеуiн мынадай қарапайым түрге келтiрсе де болады:

,

яғни , (2.25)

мұнда:  = 0,0037 – ауаның температуралық ұлғаю коэффициентi.

Қалыпты жағдайда теңiз деңгейiнде (p=1000гПа; t=0⁰С) жерге жақын ауа қабатында қысым сатысы 8 м/гПа-ға тең болады. Яғни ауа қысымы 1 гПа-ға төмендеу үшiн жер бетiнен 8 м биiктiкке көтерiлу қажет. Қысымы шамамен 500 гПа 5 км биiктiкте сол 0⁰С жағдайында қысым сатысы 16 м/гПа шамасында болады. Яғни, жерден биiктеген сайын қысым сатысы да өсе түседi екен.

Қысым сатысы температураға да бағынышты. Ауа температурасы өскен сайын, қысым сатысы әр 1⁰С сайын шамамен 0,4%-ға өсiп отырады. Сондықтан қысым сатысы жылы ауада жоғары болады, салқын ауаға қарағанда. Яғни, жылы ауада қысым 1гПа төмендеу үшiн көбiрек биiктiкке көтерiлу керек және де жерден биiктеген сайын ол одан сайын өсе түседi. Нәтижесiнде жылы ауада қысым биiктiк бойынша салқын ауаға қарағанда жайырақ төмендейдi. Сондықтан да, бiрдей биктiкте қысым жылы ауаның үстiнде салқын ауаға қарағанда жоғарырақ болады.

Соңғы жылдары атмосферадағы қысым өрістерін талдау үшін барикалық тапография әдісі қолданылады.Осы әдістің негізінде жердің көп нүктелерінде атмосфераны зондылау мәліметтері бойынша жасалатын барикалық топография карталары пайдаланылады.Геопотенциал Ф алғашқы деңгейден әдетте теңіз деңгейі ауырлық күші өрісінде бірлік массаның белгілі бір деңгейге көтеру үшін жасалатын жұмысты айтады.Бірлік ауа массасы dz бірлікке көтергенде: dф^x=qdz жұмыс жасаланады.

Онда осыдан геопотенциал: ф^х=

z-белгілі бір нүктенің биікті геопотенциал өлшем бірлігі м²с.

Метеорологияда барикалық топография әдісін қолданылған кезде геопотенциалды биіктік деген ұғым енгізілген.Геопотенциалды биіктік геопотенциалды стандартты еркін түсу үдеуіне қатынасын айтады:

Ф=

Геопотенциалды биіктігінің өлшем бірлігі 8гПа*м q-q₀ -ға жақын болғандықтан Ф≈ z шамасын 30км Геопотенциалды биіктікті барометрлік теңдеуге енгізген:

P=Ṗ exp ()

Изобаралық беткейдің абсолютті биіктігі деп оның теңіз деңгейіне келтірілген геопотенциалды биіктікті айтады.Ол келесі теңдеумен анықталады:

Ф_р=

Изобарикалық беткейлердің абсолютті биіктіктері көрсетілген географиялық карталарды абсолютті топография карталары деп аталады.Осы карталары изогипсалары көрсетілген әр 40гПа м бойынша.Изогипса деп изобарикалық беткейлердің абсолютті биіктіктерінің бірдей мәндерін қосатын сызықтарды айтады.Салыстырмалы топографиялық карталары бір изобарикалық беткейдің екінші беткейден артықшылығын көрсетеді:

Ф67.4 Ṫv lqqd

32. Атмосфералық турбуленттілік: Рейнольдстің орташалау постулаттары.

Атмосферада әртүрлі өлшемді қозғалыстардың жүйесі болғандықтан оларды сипаттау туралы сұрақтар туындайды. Гидродинамиканың классикалық теңдеулері молекулярлы өлшеммен кішкентай турбулентті құйын арасындағы өлшемдерге тән. Бұл теңдеулер ламинарлы тұтқырлық ағындардың қозғалысын бейнелейді.Яғни бұл V,P,T ЖӘНЕ Q ГИДРОДИНАМИКАНЫҢ шамаларының бірсәтті немесе лездік мәндері үшін жазылған теңдеулер.

Классикалық теңдеулерді тікелей қолдану бірнеше мм-ден аспайтын жер бетіне жақын орналасқан ауаның тұтқырлы қабатындағы атмосфера үшін тиімді.Атмосферада қозғалыстар мен процесстер турбулентті сипатта болғандықтан кеңістіктің кез-келген берілген нүктесінде тасымалданудың лездік жылдамдығын жел жылдамдығының векторы шамаларының мәндерін анықтау мүмкін емес, тек олардың статистикалық сипаттамаларының орташаланған мәндерін табуға болады. Сондықтан турбулентті қозғалыстарды зерттеу олардың статистикалық сипаттамаларын алуға бағытталған.

Осы мақсатта қозғалыстар 2 құраушыларға бөлінеді.

1 ақырын өзгеретін орташа ағын. 2 тез соғатын турбулентті ауытқулар.

Рейнольдстің айтуы бойынша кез келген гидродинамикалық шаманы ( а) орташаланған шама () және турбулентті ауытқудың () қосындысы () ретінде қарастыруға болады.

Орта ағындарды анықтау үшін статикалық көптік бойынша орташалауды жүргізу қажет.Мұндай процедураны жүргізу өте қиын.Көбінесе өзгермейтін сыртқы жағдайларда тәжірибелердің көбін жүргізу мүмкін емес. Сондықтан уақыт немесе кеңістік бойынша орташалау қолданылады. Мысалы ағынды статикалық тұрақты деп алатын болсақ,онда көптік бойынша орташасы өзгермейді.Және уақыт бойынша кеңістіктің кез келген нүктесінде анықталған орташа мәнмен ауыстырылуы мүмкін.

Турбуленттіліктің статикалық теориясын орташалау постулаттары.

Статикалық тұрақты процестерге көптік бойынша орташалау уақыт бойынша орташалаумен сәйкес келеді.Яғни-

(t) = dr=const (1)

Жалпы жағдайда метеошамалардың алабы статикалық тұрақты болып табылмайды. Себебі көп жағдайда орташалаудан кейін алынған шамалар уақытқа тәуелді.Практикада Т- ның орнына Т_ортТ_п теңсіздігін қанағаттандыратын орташалаудың соңғы гипервалы Т таңдап алынады. Мұндағы Т_орт – орташаланған алқапқа тән өзгеру уақыты, ал Т_п- турбулеттілікке тән кезең.

Тұрақты орташа мәндерді есептеу тек атмосфералық ауытқудың спектрінде терең ауытқулар болған жағдайда ғана мүмкін. Жерге жақын және еркін атмосферада жүргізілген көптеген өлшеулердің нәтижелерінен алынған атмосфералық қозғалыстардың энергетикалық спектрін талдау Т шамамен 1 сағатқа тең екенін көрсетеді.Практикада бұл кезең 2-10 минутқа тең деп алынады.Орташалаудың соңғы кезеңінде шамаларды уақыт бойынша орташалау келесі түрде өрнектелуі мүмкін.

(t) = dr (2)

2 –ші теңдеу турбулентті атмосфераның гидротермадинамика орташаланған теңдеуін қорытындылау үшін қолданылатын орташалау постулаттарын алуға мүмкіндік береді.

32. Турбулентті атмосфера үшін теңдеулер жүйесі. Бастапқы және шектік шарттары.+

Атмосфера гидротермодинамикасының теңдеулер жүйесі:

1. Қозғалыс теңдеуі;

2. Үздіксіздік теңдеуі;

3. Күй теңдеуі;

4. Су буының тасымалдану теңдеуі;

5. Жылу ағынының теңдеуі.