Moryak.biz - Морской образовательный портал    Главная
Начальная
страница
 Фотоальбом
Ваши
фото
 Образование
Наши
разделы
 Крюинги
Каталог
крюингов
 Файлы
Программы
книги
 Каталог судов
Социальная
сеть
 Форум
Наш
форум

 Морской портал - программы, книги, форум для моряков

 Главное меню
· Главная

Образование
· Навигация
· Управление и маневрирование судном
· ГМССБ
· МППСС
· Мореходная астрономия
· Теория устройства судна
· Морские узлы
· Технические средства судовождения
· Технология морских перевозок
· Навигационная метеорология
· Морской терминологический справочник (рус.-англ.)
· Неотложная помощь в море

Файлы
· Книги
· Программы
· Видео

· Каталог крюинговых компаний
· Ссылки

· Форум
· Каталог судов 
· Фотоальбом
· Контакты

 Поиск по сайту



 Реклама



 Наши друзья


Распределение температуры в тропосфере



Распределение температуры воздуха в нижних слоях атмосферы определяется главным образом его теплообменом с земной поверхностью. Естественно, что с высотой, по мере удаления от земной поверхности, температура воздуха понижается.
Для средних условий в тропосфере вертикальный градиент температуры γср= 0,657/100 м. Однако во многих случаях фактический градиент температуры может существенно отклоняться от среднего значения, особенно в слое трения и в самом .нижнем приводном (приземном) слое.
В связи с тем, что температура воды обычно выше температуры воздуха, над морем вблизи водной поверхности почти всегда существует тонкий слой воздуха, характеризующийся градиентом температуры γ>1°/100 м. Толщина этого слоя увеличивается с ростом разности температур. Так, при скорости ветра 6 м/с и разности температур на поверхности моря и на уровне 5 м, равной 0,5°, толщина этого слоя 6 м, а при разности температур 2,0° - около 20 м. Этот слой характеризуется интенсивной термической турбулентностью.
При определенных условиях над сушей и океаном возникают слои инверсии, которые имеют большое значение для хода различных атмосферных процессов. Температурные инверсии являются задерживающими слоями, гасящими вертикальные движения воздуха. Они играют также большую роль в процессах распространения электромагнитных и звуковых волн в атмосфере.
Температурные инверсии могут развиваться в приземном слое атмосферы (приземные инверсии) и в свободной атмосфере. Над океанами инверсионные условия в приводном слое встречаются значительно реже, чем над сушей. В свободной атмосфере инверсии встречаются одинаково часто как над сушей, так и над морем.
Существует несколько различных процессов, порождающих приземные инверсии.
Радиационные инверсии в нижнем слое воздуха наблюдаются в основном на суше и над морскими районами, сплошь покрытыми льдами. Эти инверсии возникают в результате охлаждения подстилающей поверхности за счет длинноволнового излучения. Особенно сильные приземные инверсии возникают при ясном небе и слабом ветре. Вместе с охлаждением земной поверхности происходит понижение температуры и в прилетающем к ней слое воздуха. Подобные условия встречаются летом только в ночное время, а зимой они могут сохраняться и днем. Мощность ночных инверсий колеблется от 5—10 м до сотен метров. Зимние инверсии по высоте достигают 2—3 км. Радиационные инверсии сравнительно часто сопровождаются туманами, носящими название, радиационных.
Адвективные инверсии образуются как над сушей, так и над морем, когда теплая воздушная масса перемещается на холодную подстилающую поверхность. По своей интенсивности эти инверсии уступают радиационным, и их мощность редко достигает нескольких сотен метров. Характерным примером таких инверсий являются инверсии, образующиеся при перемещении теплого воздуха на холодное течение (например, Лабрадорское, Ойя-Сио) или же с открытых морских районов на районы, покрытые льдом (у границы льдов). Часто эти инверсии сопровождаются адвективными туманами.
Температура воздуха в тропосфере может изменяться не только под влиянием рассмотренных выше факторов (потоки лучистой энергии, теплопроводность, конвекция и др.), но и в результате изменения атмосферного давления. Давление воздуха с высотой уменьшается, и поэтому объем поднимающегося более теплого воздуха расширяется. Если расширение воздуха идет без притока энергии извне, то единственным источником, из которого может черпаться энергия, является внутренняя энергия самого расширяющегося воздуха. Так как внутренняя энергия газа пропорциональна его температуре, то уменьшение энергии ведет к понижению температуры.
Очевидно, что при опускании массы воздуха из-за увеличения давления объем этой массы будет уменьшаться. За счет превращения работы внешней силы во внутреннюю энергию увеличивается запас тепловой энергии сжимающегося объема воздуха, что ведет к повышению его температуры.
Охлаждение воздуха при расширении и нагревание при сжатии, происходящие без притока и отдачи тепла, называют адиабатическим охлаждением или адиабатическим нагреванием. Строго адиабатических процессов в атмосфере не может быть, гак как никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплового влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро или поднимается (опускается) большой объем воздуха, то теплообмен мал и изменение состояния с достаточным приближением можно считать адиабатическим. Вблизи земной поверхности процессы большей частью неадиабатичны, так как воздух получает или отдает тепло подстилающей поверхности. В свободной атмосфере процессы в основном адиабатичны, так как воздух удален от земли и поверхности, являющейся основным источником тепла.
Из курса физики известно, что адиабатические изменения температуры в сухом или во влажном ненасыщенном воздухе выражаются уравнением Пуассона
уравнение Пуассона,
смысл которого состоит в следующем. Если давление сухого или ненасыщенного воздуха меняется от р0 в начале до р в конце процесса, то температура в этой массе меняется от Т0 в начале до Т в конце процесса.
Как показывают вычисления, температура изменяется приблизительно на 1° при подъеме или опускании массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры, γа, а график, показывающий изменение температуры воздуха с высотой в этих условиях, называется сухой адиабатой.
При подъеме насыщенного водяным паром воздуха скорость его охлаждения несколько уменьшается, так как при этом происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота парообразования (около 600 кал на 1 г сконденсированной воды), идущая на нагревание этого поднимающегося воздуха. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося (опускающегося) насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим. Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м в поднимающейся (опускающейся) влажной насыщенной массе воздуха называется влажноадиабатическим градиентом температуры γв, а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название влажной адиабаты. В отличие от сухоадиабатического градиента γа влажноадиабатический градиент γв — величина переменная, зависящая от температуры и давления, и лежит в пределах от 0,3° до 0,9° на 100 м высоты (в среднем 0,6° на 100 м.). Чем больше конденсируется влаги при подъеме воздуха, тем меньше величина влажноадиабатического градиента; с уменьшением количества влаги его величина приближается к сухоадиабатическому градиенту.
Рассмотрим, как будет изменяться температура в поднимающейся ненасыщенной массе воздуха, но содержащей некоторое количество водяного пара (рис. 1.2.11). Сначала температура будет понижаться по сухой адиабате и уменьшится с t0 до t1. На некоторой высоте, называемой уровнем конденсации, относительная влажность поднимающегося воздуха достигнет 100%. В восходящей массе воздуха начнется конденсация водяного пара, и температура будет уменьшаться уже по влажной адиабате с t1 до t2.
Пусть вся сконденсировавшаяся влага выпала вниз в виде осадков и по каким-то причинам эта же масса воздуха начнет опускаться вниз. Очевидно, что так как масса воздуха стала не насыщенной водяным паром, то температура в ней будет изменяться по сухой адиабате и к земной поверхности она придет с температурой t3>t0 .
Таким образом, хотя рассматриваемая масса воздуха вернулась на прежний уровень с прежним давлением, но ее конечная температура оказалась выше начальной. Такой процесс в метеорологии называется псевдоадиабатическим.
Изменение температуры в ненасыщенном воздухе
Рис. 1.2.11. Изменение температуры в ненасыщенном воздухе.
 
Если же в опускающейся массе воздуха есть капли и кристаллы воды, то они при опускании и нагревании воздуха будут постепенно испаряться. При этом часть запасов тепла воздушной массы будет израсходована на испарение и поэтому повышение температуры при опускании замедлится. Водяной пар остается насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное состояние, и поэтому температура в нем будет повышаться по влажноадиабатическому закону.
Значение сухо- и влажноадиабатических процессов имеет большое значение для понимания многих явлений, происходящих в атмосфере, таких, как образование осадков, облаков, гроз, конвекции.
Условия вертикальной устойчивости атмосферы. Распределение температуры по высоте в атмосфере в том или ином районе в данный момент времени может быть самым разнообразным. Графическое изображение изменения температуры по высоте по данным конкретного зондирования атмосферы называется кривой стратификации температуры. В зависимости от величины фактического вертикального градиента температуры ? в окружающем воздухе перемещающийся по вертикали объем может находиться в одном из трех состояний вертикального равновесия: устойчивом, неустойчивом и безразличном.
Условия вертикального равновесия ненасыщенного воздуха
Рис. 1.2.12. Условия вертикального равновесия ненасыщенного воздуха.
 
Рассмотрим условия вертикального равновесия ненасыщенного воздуха. На рис. 1.2.12 показаны три различные кривые стратификации в некотором слое воздуха. Кривая 1 соответствует случаю, когда γ > γа, кривая 2 случаю, когда γ = γа, кривая 3 — случаю, когда γ< γа.
Предположим, что некоторая масса воздуха перемещается по высоте на величину Δz. При этом температура этой массы будет изменяться по сухоадиабатическому закону.
Если вертикальный градиент температуры окружающего воздуха больше сухоадиабатического, т. е. γ > γа (кривая 1), то поднимающаяся с уровня Z0 некоторая масса воздуха будет иметь температуру выше, чем окружающий воздух, и, следовательно, как менее плотная, будет продолжать подъем. При перемещении вниз эта же масса воздуха будет холоднее окружающего воздуха и, следовательно, как более плотная, будет опускаться и дальше. Такую температурную стратификацию атмосферы называют неустойчивой.
Если γ<γа (кривая 3), то поднимающаяся масса воздуха будет холоднее, а опускающаяся — теплее окружающего воздуха. Поэтому перемещающаяся масса воздуха будет стремиться вернуться на свою прежнюю высоту. Такая стратификация атмосферы называется устойчивой.
Наконец, если γ=γа (кривая 2) и под действием какого-либо внешнего импульса масса воздуха начнет подниматься, то ее температура, изменяясь по сухоадиабатическому закону, будет всегда равна температуре окружающего воздуха. По этой причине, как только импульс прекратит свое действие, масса воздуха перестанет подниматься и останется на том уровне, где прекратилось действие первоначального толчка. При такой стратификации поднимающийся объем находится в состоянии безразличного равновесия (безразличная стратификация).
Рис. 1.2.12 может быть использован для иллюстрации условий вертикальной устойчивости насыщенного воздуха, если предположить, что кривые 1 и 3 — это кривые действительной стратификации, а кривая 2 — влажная адиабата.
Как показывают наблюдения, стратификация воздуха в приводном слое существенно зависит от разности температур вода-воздух. Если разность отрицательная (вода холоднее воздуха), то стратификация устойчивая. Если разность положительная (вода теплее воздуха), то стратификация неустойчивая. Если температура воды равна температуре воздуха, то стратификация безразличная (нейтральная).






 Реклама

загрузка...


 Баннер

Электронные сигареты






загрузка...

Rambler's Top100


PHP-Nuke Copyright © 2005 by Francisco Burzi. This is free software, and you may redistribute it under the GPL. PHP-Nuke comes with absolutely no warranty, for details, see the license.
The Russian localization - project Rus-PhpNuke.com
Открытие страницы: 0.06 секунды
The Russian localization - project Rus-PhpNuke.com