Адиабатические процессы в атмосфере

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Строго адиабатических процессов в атмосфере быть не может: тепловое влияние окружающей среды всегда имеет место. Однако если перемещение некоторой массы газа в окружающем «спокойном» воздухе протекает быстро, и теплообмен ее с окружающим воздухом мал (молекулярная теплопроводность воздуха очень мала), то изменение температуры газа близко к адиабатическому.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Закон, по которому происходят адиабатические (без теплообмена с окружающей средой) изменения состояния в идеальном газе, с достаточной точностью применим к сухому и к ненасыщенному влажному воздуху. Это сухоадиабатический закон. Он выражается уравнением сухоадиабатического процесса или уравнением Пуассона:


где ср – удельная теплоемкость при постоянном давлении. Смысл уравнения Пуассона состоит в следующем: если процесс адиабатический и давление меняется от р0 до р, то, зная начальную температуру воздуха Т0, можно вычислить температуру Т в конце процесса.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Показатель степени  равен 0.288.
Подчеркнем, что температуры рассматриваемой массы воздуха , с одной стороны, и окружающего спокойного воздуха, с другой, могут различаться, тогда как давление одно и то же.
В атмосфере расширение воздуха и связанное с ним падение давления и температуры происходят обычно при восходящем движении воздуха, например:
· в виде восходящих токов конвекции;
· при движении масс воздуха вверх по пологому клину более холодной воздушной массы;
· при подъеме воздуха по горному склону.
Сжатие воздуха, сопровождающееся повышением давления и температуры, происходит при нисходящем движении воздуха.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Сухоадиабатический градиент температуры воздуха (γа). Изменение температуры по вертикали характеризуется ее вертикальным градиентом.
Вертикальным градиентом температуры называется величина изменения температуры на каждые 100 м высоты, взятая с обратным знаком, т.е. γ = –Δt°/100 м, где Δt – изменение температуры воздуха на 100 м подъема. Если температура падает с высотой, то градиент γ положительный, а если она увеличивается с высотой, то градиент γ отрицательный.
В некоторых работах величина градиента определяется как γ = Δt°/100 м (знак минус опущен). В этом случае, если температура падает с высотой, то градиент γ отрицательный, а если она увеличивается с высотой, то градиент γ положительный.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Влажноадиабатические изменения температуры. 
При адиабатическом подъеме происходит падение атмосферного давления и удельный объем газа увеличивается, а его температура, как показано выше, падает. Если газ содержит водяной пар, то на некоторой высоте наступает состояние насыщения и начинается конденсация. Эта высота называется уровнем конденсации. При конденсации выделяется теплота (2.512×103 Дж. на 1 грамм образовавшейся воды). Выделение этой теплоты замедляет падение температуры газа при его дальнейшем подъеме.
Если сухоадиабатический градиент температуры (γа) равен 1°/100 м, то влажноадиабатический градиент (γв) окажется меньше этой величины. Разница (γа – γв) увеличивается при увеличении количества водяного пара в состоянии насыщения, которое, в свою очередь, зависит от температуры и давления. Так, при давлении 1000 мб влажноадиабатический градиент температуры равен:
при температуре – 20°С γв = 0.88°/100 м,
при температуре 0°С γв = 0.66°/100 м,
при температуре +20°С γв = 0.44 °/100 м, т.е. окажется более чем в два раза меньше сухоадиабатического градиента температуры (γа).

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Этот результат объясняется просто: чем ниже температура воздуха, тем меньше влажность воздуха в состоянии насыщения и, следовательно, меньше теплоты выделяется при конденсации.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Псевдоадиабатические процессы происходят при последовательном подъеме и опускании воздушных масс. Представим себе, что влажный, ненасыщенный водяным паром воздух, находящийся в точке А , вначале поднимается. При этом его температура падает сначала по сухоадиабатическому закону, зачем, после того как будет достигнут уровень конденсации, - по влажноадиабатическому закону. Допустим, так же, что вся вода, образовавшаяся при конденсации водяного пара , сразу же выпадает в виде осадков, и что , достигнув некоторой высоты , воздух начнёт опускаться. Т.К продуктов конденсации в воздухе нет, он будет при этом нагреваться по сухоадиабатическому закону. На прежний уровень воздух опустится , имея более высокую температуру чем та, которая была первоначально.
Рассматриваемая масса воздуха совершила необратимый процесс, так как по возвращении её на прежний уровень её конечная температура оказалась выше.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Псевдоадиабатические процессы являются условием образования местного ветра –ФЁНА
Фён — сильный, порывистый, тёплый и сухой местный ветер, дующий с гор в долины.
Холодный воздух с высокогорий быстро опускается вниз по сравнительно узким межгорным долинам, что приводит к его адиабатическому нагреванию. При опускании на каждые 100 м воздух нагревается примерно на 1 °C. Спускаясь с высоты 2500 м, он нагревается на 25 градусов и становится тёплым, даже горячим. Обычно фён продолжается менее суток, но иногда длительность доходит до 5 суток, причём изменения температуры и относительной влажности воздуха могут быть быстрыми и резкими.
Фёны особенно часты весной, когда резко возрастает интенсивность общей циркуляции воздушных масс. В отличие от фёна, при вторжении масс плотного холодного воздуха образуется бора.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Аэрологичеcкая диаграмма (АД) предcтавляет cобой термодинамичеcкий график, предназначенный для быcтрого и наглядного предcтавления раcпределения метеовеличин в атмоcфере c выcотой, а также для анализа cоcтояния атмоcферы в целом или отдельных её cлоёв по отношению к адиабатичеcкому процеccу.
C помощью АД можно определить характериcтики воздушной маccы, её влагоcодержание, раccлоённоcть облаков, положение фронтальной зоны над пунктом зондирования, cтратификацию атмоcферы.
Данные АД позволяют также прогнозировать возможноcть возникновения конвективных движений и развития облачноcти, обледенение воздушных судов, максимальную температуру воздуха и др. характериcтики. Кроме того, на АД можно решать практичеcкие задачи по вычиcлению термогигрометричеcких характериcтик воздуха.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Воздушные массы можно в наиболее общем виде разделить на теплые, холодные и местные. Эти разные типы воздушных масс будут различаться и по условиям стратификации. Теплая воздушная масса (например, тропический воздух или морской полярный воздух зимой над материком) движется на более холодную подстилающую поверхность (а также часто и в более высокие широты). Она при этом охлаждается снизу. Это охлаждение захватит прежде всего самые нижние слои воздушной массы и лишь постепенно и в ослабленном виде будет распространяться вверх. Следовательно, вертикальные градиенты температуры в нижних слоях воздушной массы будут уменьшаться. В типичной теплой массе, особенно в зимнее время над материком, вертикальные градиенты температуры становятся в нижнем километре равными 0,2-0,4 °С/100 м, т. е. меньше влажноадиабатических для данных условий. Иными словами, воздушная масса приобретает в нижних сотнях метров устойчивую стратификацию - не только сухоустойчивую, но и влажноустойчивую., из которых выпадает морось или зимой мелкий снег.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Можно короче сказать, что теплая воздушная масса по мере своего продвижения на холодную поверхность становится устойчивой массой.
Понятно, что при этом конвекция ослабевает и прекращается. Конденсация водяного пара в устойчивой массе будет происходить в форме туманов и низких слоистых облаков
Холодная воздушная масса (например, арктический воздух, морской полярный воздух летом над материком) движется на более теплую подстилающую поверхность и нагревается снизу. Поэтому в холодной воздушной массе устанавливаются в нескольких нижних километрах большие вертикальные градиенты температуры, превышающие влажноадиабатические: 0,7- 0.8 "С/100 м и более. А это означает, что холодная масса приобретает в этих слоях неустойчивую стратификацию или, короче говоря, становится неустойчивой массой. В такой массе конвекция получает сильное развитие, а конденсация водяного пара происходит в виде кучевых и кучево-дождевых облаков с выпадающими из них ливневыми осадками.


Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Местные воздушные массы зимой, над охлажденной сушей, становятся устойчивыми, а летом, над нагретой почвой,- неустойчивыми. Поэтому зимой над сушей в умеренных широтах преобладают облака слоистых форм, а летом - кучевые облака.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для сухого воздуха
1. Итак, для развития конвекции необходимо такое распределение температуры в атмосфере, при котором разность температур Ti-Та сохранялась бы или, еще лучше, увеличивалась бы при смещении частицы.Представим сначала, что мы имеем дело с сухим воздухом (те же выводы действительны и для влажного ненасыщенного воздуха). Сухая воздушная частица, как известно из главы второй, адиабатически охлаждается на 1 °С на каждые 100 м подъема и нагревается на 1 °С на каждые 100 м спуска. Если между частицей и окружающим воздухом есть какая-то начальная разность температур Ti - Та, то для сохранения этой разности при движении частицы и, следовательно, для сохранения конвекции необходимо, чтобы в окружающей атмосфере температура изменялась по вертикали на ту же величину, т. е. на 1 °С на каждые 100 м. Иными словами, должен существовать вертикальный градиент температуры у =-dTа/dz, равный сухоадиабатическому градиенту уа, т. е. 1 °С/100 м. Существующая конвекция при нем сохраняется, но не усиливается с высотой.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Если вертикальный градиент температуры в атмосфере меньше 1 °С/100 м (у<уа), т°. какова бы ни была первоначальная разность температур 77-Та, при движении частицы вверх или вниз она будет уменьшаться. Следовательно, ускорение конвекции будет убывать и в конце концов на уровне, где Г,- станет равной Та, дойдет до нуля, а вертикальное движение частицы прекратится. Если вертикальный градиент температуры в атмосфере сверхадиабатический, т. е. больше 1 °С/100 м (y>Ya), то при вертикальном движении частицы вверх или вниз разность температур этой частицы и окружающего воздуха будет возрастать и ускорение конвекции будет увеличиваться.
Итак, для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе нужно, чтобы вертикальные градиенты температуры в воздушном столбе были больше сухоадиабатического. В этом случае говорят, что атмосфера обладает неустойчивой стратификацией. При вертикальных градиентах температуры, меньших сухоадиабатического, условия для развития конвекции неблагоприятны. Говорят, что атмосфера обладает устойчивой стратификацией. Наконец, в промежуточном случае, при вертикальном градиенте, равном сухоадиабатическому, существующая конвекция сохраняется, но не усиливается. Говорят, что атмосфера обладает безразличной стратификацией.


Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для насыщенного воздуха
Допустим теперь, что частица воздуха, движущаяся по вертикали вследствие разности температур Ti - Та, насыщена, т. е. содержит водяной пар в состоянии насыщения. Нужно при этом помнить, что частица, движущаяся вниз, может сохранять состояние насыщения только в том случае, если в ней есть жидкие или твердые продукты конденсации - взвешенные капли или кристаллы. В противном случае адиабатическое повышение температуры при нисходящем движении сразу же ликвидирует состояние насыщения.
Так же как и в случае сухого воздуха, для сохранения конвекции нужно, чтобы первоначальная разность температур Ti - Та не изменялась. Но насыщенный воздух адиабатически изменяет свою температуру при вертикальном смещении не на 1 °С на каждые 100 м, а только на несколько десятых долей градуса в зависимости от температуры и давления. Поэтому сохранение разности температур возможно лишь в том случае, если и вертикальный градиент температуры в атмосферном столбе равен влажноадиабатическому градиенту уа'.


Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

Если вертикальные градиенты температуры в атмосфере больше влажноадиабатических для данных значений давления и температуры (у>уа')> то говорят, что стратификация атмосферы неустойчива по отношению к насыщенному воздуху или, короче, что она влажнонеустойчива; для сухого воздуха она при этом может быть устойчивой. При такой стратификации разность температур Ti - Та будет расти; следовательно, будет возрастать ускорение конвекции и конвекция будет развиваться. При вертикальных градиентах, меньших влажноадиабатических (у<уа), имеется стратификация, устойчивая для насыщенного воздуха, т. е. не поддерживающая конвекцию в нем (влажноустойчивая). Наконец, в рассмотренном выше случае, когда вертикальные градиенты в атмосферном столбе в точности равны влажноадиабатическим (у=У

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

2. Так же как и для сухого воздуха, можно говорить об устойчивом, безразличном и неустойчивом равновесии атмосферы для насыщенного воздуха. При влажноадиабатическом вертикальном градиенте температуры частица насыщенного воздуха, выведенная из первоначального положения равновесия, на любом новом уровне будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух, т. е. снова окажется в состоянии равновесия. Таким образом, при Y~Ya' мы будем иметь безразличное равновесие для насыщенного воздуха.
При у<уа частица, выведенная из начального состояния равновесия, получит разность температур, которая заставит ее, после того как она будет предоставлена самой себе, вернуться в начальное положение; это будет устойчивое равновесие для насыщенного воздуха.
Наконец, при у>уа' частица, выведенная из начального положения равновесия, получит такую разность температур с окружающим воздухом, которая заставит ее продолжать удаляться от начального уровня; это будет неустойчивое равновесие для насыщенного воздуха.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4

3. Если на аэрологической диаграмме кривая стратификации наклонена к оси температур больше, чем влажные адиабаты, то стратификация влажнонеустойчивая. Если она наклонена к оси температур меньше, чем влажные адиабаты, то стратификация влажноустойчивая. Наконец, при совпадении кривой стратификации с влажной адиабатой Стратификация влажнобезразличная.

Литвинович А. В.

Метеорология и климатология

Лекция 4