- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
4.8. Влажноадиабатические процессы
Влажноадиабатическим называется адиабатический процесс, протекающий во влажном насыщенном воздухе. При таком процессе происходит конденсация водяного пара или испарение капель воды.
Термодинамические процессы во влажном насыщенном воздухе существенно отличаются от процессов в сухом и влажном ненасыщенном воздухе не только с количественной, но и с качественной стороны. Чтобы убедиться в этом, рассмотрим процесс адиабатического подъема влажного воздуха. До тех пор пока влажный воздух
не насыщен, его состояние меняется по сухоадиабатическому закону. Температура частицы при подъеме уменьшается (практически на 1 °С на 100 м), доля пара сохраняется постоянной (s = const), поскольку не происходит конденсации водяного пара. Относительная же влажность адиабатически поднимающейся частицы возрастает с увеличением высоты (это утверждение доказывается в п. 17.1). Таким образом, при адиабатическом подъеме влажной ненасыщенной частицы наступает такой момент, когда частица достигает состояния насыщения (f = 100 %). Уровень, на котором влажный ненасыщенный воздух достигает состояния насыщения, называется уровнем конденсации и обозначается zк; температура и давление на этом уровне обозначаются соответственно Тк и рк.
Если влажная насыщенная частица поднимется выше уровня конденсации, то вследствие дальнейшего понижения температуры начнется конденсация водяного пара. При конденсации выделяется скрытая теплота парообразования (около 2500 кДж при конденсации 1 кг водяного пара), в результате чего температура частицы выше уровня конденсации понижается медленнее: часть работы расширения совершается за счет теплоты конденсации (в то время как до достижения состояния насыщения работа расширения совершалась только за счет уменьшения внутренней энергии).
Кривая состояния насыщенной частицы при ее адиабатическом подъеме называется влажной адиабатой, а изменение температуры частицы при подъеме на единицу высоты при влажноадиабатическом процессе — влажноадиабатическим градиентом γ'а.
Из изложенного выше следует, что при влажноадиабатическом процессе: а) температура поднимающейся частицы уменьшается с высотой, но медленнее, чем при сухоадиабатическом процессе (γ'а < γа); б) доля пара sm вследствие конденсации уменьшается с высотой; в) относительная влажность поднимающегося воздуха постоянна (f = 100 % = const).
Адиабатический подъем влажного воздуха до достижения состояния насыщения (до уровня конденсации) называется сухой стадией, а в состоянии насыщения (выше уровня конденсации) — влажной стадией (рис. 4.3).
4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
Аэрологическая диаграмма (см. рис. 4.4) позволяет достаточно быстро и с нужной для практики точностью проводить анализ результатов зондирования атмосферы. Рассмотрим некоторые из приемов такого анализа.
Характеристики влажности воздуха. На аэрологической диаграмме проведены изолинии доли насыщенного пара (sm). Поэтому доля пара, отсчитанная в точке A, которая наносится по измеренным значениям температуры Т и давления р, будет представлять собой долю насыщенного пара для исходного состояния A (smA). Чтобы определить фактическую долю пара sA, сместимся от точки A вдоль изобары до точки D, которая нанесена по известным (измеренным) значениям точки росы τ и давления р. Если теперь отсчитать значение доли пара по изогамме, проходящей через точку D, то оно и будет представлять собой фактическую долю пара воздуха: smD = sA. Относительная влажность определяется по соотношению f = (smD/smA ) ∙ 100.
Уровень конденсации и кривая состояния влажной частицы. Через исходную точку А проведем сухую адиабату до пересечения с изогаммой, проходящей через точку D. Точка К — уровень конденсации. Выше точки К воздушная частица поднимается влажноадиабатически. Таким образом, кривая AKG представляет собой кривую состояния влажной частицы, расположенной в начальный момент в точке A. Она всегда состоит из отрезков сухой и влажной адиабаты. В том частном случае, когда в начальный момент f = 100 %, кривая состояния представляет собой влажную адиабату.
Потенциальная температура Θ. От исходной точки А сместимся вдоль сухой адиабаты до изобары 1000 гПа (точка F), где и отсчитываем потенциальную температуру.
Псевдоэквивалентная и псевдопотенциальная температуры. Наряду с понятием влажноадиабатического процесса, который характеризуется тем, что вся сконденсировавшаяся при подъеме влага остается внутри воздушной частицы, введем понятие псевдоадиабатического процесса. Псевдоадиабатическим называется адиабатический процесс, протекающий во влажном насыщенном воздухе, при условии полного выпадения из частицы всей жидкой влаги. Если вся сконденсировавшаяся влага остается внутри воздушной частицы, то выше уровня конденсации кривой состояния частицы будет служить влажная адиабата; если сконденсировавшаяся влага целиком выпадает, то кривая состояния частицы — псевдоадиабата.
Из качественных физических представлений и теории (масса капель воды мала по сравнению с массой воздуха) вытекает, что различие между влажной адиабатой и псевдоадиабатой несущественно. Это означает, что практически псевдоадиабатический подъем частицы может быть заменен влажноадиабатическим. Однако наблюдается принципиальное различие в опускании воздушных частиц, поднявшихся до некоторого уровня влажно- и псевдоадиабатически. Влажноадиабатический процесс обратим: кривой состояния частицы при подъеме и опускании служит одна и та же влажная адиабата. Псевдоадиабатический процесс необратим: кривой состояния частицы при подъеме служит псевдоадиабата, а при опускании — сухая адиабата, в результате чего температура частицы после возвращения на исходный уровень оказывается выше, чем она была до подъема.
Псевдоэквивалентной температурой Тр влажной частицы называется такая температура, которую принимает эта частица, если ее поднять сухоадиабатически до уровня конденсации, псевдоадиабатически до полной конденсации водяного пара (практически до того уровня, где сухая и влажная адиабаты пойдут параллельно), а затем опустить сухоадиабатически до исходного уровня (точка N).
Псевдопотенциальной температурой Θp называется такая температура, которую принимает частица воздуха, если ее после псевдоадиабатического подъема до полной конденсации водяного пара опустить сухоадиабатически до уровня 1000 гПа (точка М).
При адиабатических процессах в сухом или влажном ненасыщенном воздухе, как уже отмечалось, сохраняет постоянное значение потенциальная температура 0. Действительно, на каком бы уровне ни находилась частица между точками A и К (см. рис. 4.4), ее потенциальная температура постоянна. Однако если частица достигает состояния насыщения и поднимается выше уровня конденсации, то, как это следует из рис. 4.4, потенциальная температура этой частицы начинает возрастать. Это означает, что потенциальная температура уже не может служить консервативной характеристикой воздушной массы, если имеет место конденсация. В то же время, согласно рис. 4.4, где бы ни находилась влажная частица, если перемещение ее происходит адиабатически, псевдопотенциальная температура этой частицы сохраняет постоянное значение.
Таким образом, псевдопотенциальная температура представляет собой консервативную характеристику как сухоадиабатического, так и псевдоадиабатического (практически и влажноадиабатического) процесса. Изменение же Θp служит количественным критерием неадиабатических воздействий (притока тепла) на воздушную массу. Эти свойства консервативности потенциальной и псевдопотенциальной температур широко используются в так называемом изоэнтропическом анализе.
Не останавливаясь на выводе точной формулы, получим приближенную формулу для вычисления Тр, которой можно пользоваться на практике. Температура частицы в точке N (см. рис. 4.4) оказалась выше температуры частицы в исходном положении благодаря теплоте, выделившейся при конденсации водяного пара. Представим Тр в виде суммы: Тр =Т + ∆Тр, где ∆Тр — эквивалентный добавок. В результате псевдоадиабатического процесса сконденсировалась масса водяного пара, равная s. При этом выделилось количество тепла, равное Ls. Температура частицы повысилась при этом на ∆Тр. Отсюда Ls ≈ cp∆Тр или ∆Тр = Ls/cp. Поскольку L = 2,5 10 ∙ Дж/кг, ср ≈ 103 Дж/(кг ∙ К), то ∆Тр = 2,5s, Тр =Т + 2,5s, причем здесь s — в промилле. Зная Тр, нетрудно рассчитать псевдопотенциальную температуру по формуле
Такой же консервативной характеристикой, как и Θp, является потенциальная
температура смоченного термометра Θ′. Это температура, которую принимает влажная частица, если ее опустить влажноадиабатически с уровня конденсации zк до уровня р = 1000 гПа (точка L 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 не совпадают. Вследствие этого температура и плотность адиабатически поднимающейся частицы на каждом уровне будут отличаться от температуры и плотности атмосферы (Ti ≠ Te,ρi ≠ ρе).
На каждом уровне на частицу, плотность которой отлична от плотности окружающей среды, действует сила плавучести. Работа, которую совершает эта сила при вертикальном смещении частицы единичной массы на элементарное расстояние dz, согласно (4.5.1), равна
Воспользовавшись уравнением статики, перепишем формулу (4.11.1) в следующем виде:
На аэрологической диаграмме
Поэтому формулу (4.11.2) перепишем в виде
где В — некоторая постоянная.
Работа, совершенная силой плавучести при конечном перемещении частицы от уровня y1(p1) до уровня y2(p2) равна
Работа Ei, совершаемая силой плавучести при адиабатическом подъеме единичной массы воздуха от нижней границы данного слоя до верхней, носит название энергии неустойчивости этого слоя.
Произведение (Ti - Те )dy представляет собой на аэрологической диаграмме элементарную площадь, заключенную между кривыми состояния Ti и стратификации Те, с одной стороны, и между двумя изобарами у и у + dy, с другой. Однако формула (4.11.3) показывает, что коэффициент пропорциональности между приращением энергии неустойчивости dEi и площадью (Ti - Те )dy зависит от давления (ординаты). Поэтому на аэрологической диаграмме построена дополнительная шкала, позволяющая определять по небольшим площадкам, на которые разбивается общая площадь (заключенная между кривыми Ti и Те), энергию неустойчивости. На этой шкале нанесены значения энергии неустойчивости, соответствующие (при фиксированном давлении) единичной площади аэрологической диаграммы. В согласии с формулой (4.11.3) чем меньше давление, тем больше энергия неустойчивости, отвечающая единичной площади.
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 Тi > Те и, согласно (4.11.4), Ei > 0, т. е. энергия неустойчивости положительная. При этом в нижних слоях атмосферы стратификация, как правило, неустойчивая (γ > γа), а в более высоких слоях — может быть устойчивой. Большая энергия неустойчивости способствует развитию в атмосфере мощных 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 Ti < Те и, согласно (4.11.4), Ei < 0, 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 отрицательная во вторых. Общий запас энергии неустойчивости находится как алгебраическая сумма энергий неустойчивости отдельных слоев.