Термодинамика атмосферы

Термодинамика атмосферы
Тепловой режим атмосферы
Лекция 11
Потенциальная температура
Допустим, что на какой-то высоте в
атмосфере имеется воздух с
давлением р и температурой Т.
Если этот воздух сухоадиабатически
опустить на уровень, где существует
стандартное давление р0, то
температура его тоже изменилась бы
(по уравнению Пуассона).
Назовем эту температуру, которую воздух
получил бы при стандартном давлении (1000 мб),
потенциальной температурой.
Фактическую температуру воздуха, в отличие от
потенциальной, будем называть температурой.
Очевидно, что потенциальная температура
равна температуре при стандартном давлении.
• Потенциальную температуру можно с достаточным
приближением определить, если известно, на какой
высоте воздух находится.
• например, эта высота равна 3000 м.
• Допустим, что на уровне моря давление
стандартное, т. е. равно 1000 мб (в среднем оно
близко к этой величине).
• Тогда потенциальная температура воздуха, т. е.
температура, с которой он пришел бы на уровень
моря, равна его начальной температуре плюс 30°,
так как на каждые 100 м спуска температура воздуха
должна возрастать сухоадиабатически, т.е. на один
градус .
• Таким образом, приближенно
Θ = T+z
• где z — число градусов, равное числу гектометров
(сотен метров) высоты.
Пример
• Пусть, например, воздух с температурой +10° С (283° К)
находится на высоте 3000 м.
Его потенциальная температура, будет +40° С:
Т.к. опустившись на уровень моря с высоты 3000 м, воздух
нагрелся бы на 30° и получил бы температуру +40°.
• Допустим теперь, что воздух сначала адиабатически
поднялся с уровня 3000 м на уровень 3200 м.
• При этом его температура понизится на 2° и станет +8°.
• Но если теперь адиабатически опустить воздух на уровень
моря, то он нагреется уже на 32° и, следовательно, придет
на уровень моря с той же температурой +40°, которая и
является его потенциальной температурой.
Сухие адиабаты на адиабатной
диаграмме являются
изолиниями
равной потенциальной
температуры воздуха.
• В самом деле, при
сухоадиабатическом изменении
состояния точка на диаграмме,
выражающая состояние воздуха,
перемещается по одной и той же
сухой адиабате.
• Следовательно, данная сухая
адиабата характеризует
определенную потенциальную
температуру.
• Значение этой потенциальной
температуры мы найдем на оси
абсцисс для точки пересечения
данной адиабаты с линией
стандартного давления (1000 мб).
При изменении состояния воздуха
по сухоадиабатическому закону
потенциальная температура
воздуха не меняется
С помощью потенциальной температуры можно
сравнивать тепловое состояние масс воздуха,
находящихся на разных высотах над уровнем моря, т. е.
при разных давлениях. Вычисляя потенциальную
температуру этих масс, мы как бы опускаем их на один
уровень.
Только когда начинается конденсация и
выделяется скрытая теплота, потенциальная
температура возрастает.
Вертикальное распределение температуры
в реальной тропосфере
изменение температуры с высотой 6 0С/км,
а 10 0С/км –сухоадиабатический
Мы рассмотрели, как
меняется температура в
определенной массе
воздуха, которая
адиабатически
поднимается или
опускается.
Ни в коем случае не
следует смешивать эти
индивидуальные
изменения с вертикальным
распределением
температуры в атмосфере.
Вертикальный градиент
температуры
•
•
•
•
Вертикальный градиент температуры в атмосфере
меняется в довольно широких пределах.
В нижних 10 км в умеренных широтах и в нижних 15
км в тропиках он в среднем равен 0,65°С/100 м.
В нижних сотнях метров над нагретой подстилающей
поверхностью он может повышаться до 1°С/100 м
или немного больше
В тропических пустынях 0,8-0,9°С/100 м
В тонком приземном слое над перегретой почвой
может быть во много раз больше, до 10°С/100 м.
Температура в атмосферном столбе
может распределяться по высоте
различным образом.
Кривая фактического распределения
температуры с высотой в данный
момент называется
кривой СТРАТИФИКАЦИИ ( расслоения)
Стратификация атмосферы может
быть устойчивая, неустойчивая
или безразличная по отношению
к сухому (и ненасыщенному) или
насыщенному воздуху.
Представление о распределении температуры с высотой
дает вертикальный градиент температуры
–dT/dz, т. е. изменение температуры в атмосфере на
единицу высоты, обычно на 100 м.
Так как перед производной ставится знак минус, то в
обычном случае падения температуры с высотой,
т. е. при отрицательном dТ и положительном dz, градиент
имеет положительную величину
Распределение
температуры в атмосфере
с высотой называется
Стратификация
27 марта
Стратификация атмосферы и вертикальное
равновесие для сухого воздуха
1. Устойчивая стратификация характеризуется
вертикальными градиентами температуры
меньше сухоадиабатического
Υс.а. > Υ
2. При градиентах больших, чем адиабатические,
стратификация неустойчивая
Υ > Υс.а.
Устойчивая стратификация
атмосферы
• 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 менялась по вертикали на ту же
величину, т. е. на 1° на каждые 100 м.
• Должен существовать вертикальный градиент
температуры γ = dta/dz,
равный сухоадиабатическому градиенту γс.а.=1°/100 м.
Существующая конвекция при нем
сохраняется, но не усиливается с
высотой.
Ti — Та=0
• Если вертикальный градиент температуры в
атмосфере меньше 1°/100 м (γ < γ с.а), то,
какова бы ни была первоначальная разность
температур Ti — Та, при движении частицы
вверх или вниз она будет уменьшаться.
Следовательно, ускорение конвекции будет
убывать и в конце концов на уровне, где Ti
станет равной Та, дойдет до нуля, а
вертикальное движение частицы прекратится.
Сверхадиабатический градиент
Если вертикальный градиент
температуры в атмосфере
сверхадиабатический, т. е. больше
1°/100 м (γа > γс.а.), то при
вертикальном движении частицы вверх
или вниз разность температур этой
частицы и окружающего воздуха будет
возрастать и ускорение конвекции
будет увеличиваться.
Конвекция – это циркуляция, вызываемая
всплытием перегретых частиц воздуха и
опусканием переохлажденных
Модель конвекции - Адиабатический
процесс: dQ= 0
1. самый эффективный регулятор
температуры воздуха
2. изменяет положение частицы в поле
давления, главным образом, при
перемещении частицы воздуха по
вертикали
Ускорение конвекции
Конвекция имеет турбулентный характер, характер беспорядочного
перемешивания воздуха.
Но при вертикальных градиентах температуры, близких к
адиабатическим, она становится упорядоченной, именно —
превращается в мощные и значительные по площади поперечного
сечения вертикальные токи воздуха, причем скорости восходящих
токов могут достигать 10—20 м/сек.
В вертикальные токи конвекции все время вовлекается окружающий
воздух, что еще более усложняет механизм конвекции.
Ускорение конвекции
На частицу действуют:
1) ее вес P  V 1g
Если на исходном уровне
температуры одинаковы, то
ag
g
T1  T

T
(T0   a  z )  (T0    z )
Т
ag
 a
T
z

2) Сила Архимеда (вес вытесненного
окружающего воздуха) A  V  g
Тогда ускорение частицы равно:
  1
A  P V  g  V 1g
a

g
m
V

Поскольку давления равны, то
T1  T
 T1
 , а значит, a  g
1 T
T
Ускорение вертикально движущейся частицы
воздуха — ускорение конвекции — зависит
от разности абсолютных температур
движущегося воздуха и окружающей
воздушной среды.
• При температурах, близких к 273° К, т. е. к 0°C, и при
разности Ti — Ta= 1°С вертикальное ускорение 3 см/сек2.
• Если разность температур (Ti — Та) >0, то ускорение
конвекции также положительно и частица поднимается
вверх.
• В противном случае, если движущаяся частица холоднее
окружающего воздуха, ускорение конвекции
отрицательно, т. е. частица опускается.
• Если температуры частицы и окружающего воздуха
равны, ускорение конвекции отсутствует.
Схематические примеры
неустойчивой, устойчивой и
безразличной
стратификации в сухом
воздухе.
Первоначальная
разность
температур восходящего и окружающего
воздуха
1- возрастает, 2- убывает, 3- не меняется.
Для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе нужно:
1. чтобы вертикальные градиенты температуры были больше
сухоадиабатического. В этом случае атмосфера обладает неустойчивой
стратификацией.
2. При вертикальных градиентах температуры меньше сухоадиабатического
условия для развития конвекции неблагоприятны и атмосфера обладает
устойчивой стратификацией.
3. При вертикальном градиенте, равном сухоадиабатическому, существующая
конвекция сохраняется, но не усиливается и стратификация безразличная.
При сухоадиабатическом подъеме частицы температура
падает с высотой с постоянным градиентом
Поэтому, нанеся температуру на нескольких высотах на бланк
Диаграммы
можно сразу выявить устойчивые и неустойчивые
слои воздуха
Изменение температуры в вертикально
движущейся частице сухого воздуха
Если кривая стратификации на
диаграмме больше наклонена к
оси температур, чем сухие
адиабаты, то стратификация
неустойчивая.
В противном случае
стратификация устойчивая.
Если кривая стратификации
совпадает с сухой адиабатой,
то стратификация безразличная.
Условия стратификации на адиабатной диаграмме.
1 — сухонеустойчивая, 2 — влажноустойчивая, 3 — влажнонеустойчивая
Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для
насыщенного воздуха
Для конвекции в реальном воздухе нужно, чтобы первоначальная разность температур Ti — Та не менялась.
Но в насыщенном воздухе при адиабатическом подъеме температура изменяется не на 1°/ 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 γа в атмосферном столбе
равен влажноадиабатическому градиенту γв.а.
1. Если вертикальные градиенты температуры в атмосфере больше
влажноадиабатических для данных значений давления и температуры
(γ > γв.а ),
то стратификация атмосферы влажнонеустойчива (неустойчива по
отношению к насыщенному воздуху )
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.
2. При вертикальных градиентах меньше влажноадиабатических
γ < γв.а
стратификация
1 сухонеустойчивая
2 влажноустойчивая,
3 влажнонеустойчивая
стратификация устойчива для насыщенного воздуха, т. е. не поддерживает конвекцию
(влажноустойчивая).
3.Вертикальные градиенты в атмосферном столбе равны влажноадиабатическим (γ = γв.а),
стратификация будет безразличной для насыщенного воздуха.
Изменения потенциальной
температуры
Ранее установили, что при изменении
состояния воздуха по сухоадиабатическому
закону потенциальная температура
воздуха не меняется.
Теперь можно сформулировать, что потенциальная
температура в воздушном столбе в случае
1. безразличной стратификации не меняется с
высотой,
2. неустойчивой стратификации - падает с высотой,
3. устойчивой стратификации растет с высотой.
• В случае же, если вертикальный градиент температуры
меньше 1°С/100 м, что как раз является обычным,
потенциальная температура с высотой растет, причем
растет тем быстрее, чем он меньше.
• И только в тех редких случаях, когда вертикальный
градиент молекулярной температуры больше 1°С/100 м,
потенциальная температура с высотой убывает, причем
убывает тем быстрее, чем больше градиент
молекулярной температуры превышает 1°С/100 м.
• В изотермическом слое потенциальная температура
растет с высотой на 1 градус на 100 м.
• Еще быстрее растет она в слое инверсии, т. е. при
возрастании молекулярной температуры с высотой.
Термин:
Изотермия- температура в воздушном слое не меняется с высотой, т. е.
вертикальный градиент ее равен нулю.
вывод
При устойчивой стратификации атмосферы
вертикальный градиент температуры
меньше сухо-адиабатического,
при насыщении — меньше
влажноадиабатического,
при неустойчивой С. А. — больше
адиабатического.
С. А. с градиентами между сухоадиабатическим
и влажноадиабатическим называется
влажно-неустойчивой.
Примеры адиабатических процессов в
атмосфере: Конвекция и Фён
Конвективный подъем
И охлаждение воздуха
Фен: подъем воздуха на гору
с охлаждением и выпадением осадков,
А затем опускание и нагрев
Конвективный подъем воздуха может быть и вынужденным, года масса воздуха
неустойчивой стратификации встречает горную преграду. В этих случаях
возрастает восхождение воздуха и усиливаются ливневые осадки.
http://nnm.ru
ИНВЕРСИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
-
температура воздуха с высотой не
падает, а растет.
Такое распределение температуры
называют инверсией
температуры, а
вертикальный градиент
температуры будет при этом
отрицательным.
Инверсии особенно часты по ночам
в приземном слое, но встречаются
на разных высотах и в свободной
атмосфере.
Типы распределения
температуры с
высотой.
а — приземная
инверсия,
б — приземная
изотермия,
в — инверсия в
свободной
атмосфере.
Инверсию температуры характеризуют:
1. высотой, на которой она наблюдается,
2. толщиной слоя, в котором имеется
повышение температуры с высотой,
3. разностью температур на верхней и нижней
границах инверсионного слоя — скачком
температуры.
4. В качестве переходного случая между
нормальным падением температуры с
высотой и инверсией наблюдается еще
явление вертикальной изотермии, когда
температура в некотором слое с высотой не
меняется.
Изотермия
Если температура в воздушном слое не
меняется с высотой, т. е. вертикальный
градиент ее равен нулю, то такое состояние
слоя называют
изотермией.
в стратосфере
выше 10—15 км и до высот около 50 км
вертикальное распределение температуры
даже в среднем является изотермическим или
инверсионным.
По высоте все тропосферные инверсии
•
•
•
можно разделить на инверсии
приземные и инверсии в свободной
атмосфере.
Приземная инверсия начинается от
самой подстилающей поверхности
(почвы, снега или льда). Над
открытой водой такие инверсии
наблюдаются редко и не так
значительны. У подстилающей
поверхности температура самая
низкая; с высотой она растет,
причем этот рост может
распространяться на слой в
несколько десятков и даже сотен
метров. Затем инверсия сменяется
нормальным падением температуры
с высотой.
Кривая а- приземная инверсия
• Если приземная инверсия простирается до
значительной высоты, то она сливается с
вышележащей инверсией в свободной атмосфере.
Тогда повышение температуры начинается от
самой земной поверхности и продолжается до
большой высоты, а скачок температуры
оказывается особенно значительным.
• Например, в Павловске 13 января 1914 г. у земной
поверхности было -20°, а на высоте 1500 м -3,5°;
там же 7 декабря 1910 г. у земной поверхности
было -12°, а на высоте 520 м +7°
• Часты инверсии в Сибири. На рисунке
Зимняя инверсия
температуры над Якутском
2 декабря
• Приземные инверсии температуры над
поверхностью суши или над ледяным покровом
части возникают вследствие
1. ночного радиационного охлаждения подстилающей
поверхности. Такие инверсии называют
радиационными. Нижние слои воздуха
охлаждаются от земной поверхности сильнее
вышележащих. Поэтому у самой земной
поверхности температура падает сильнее, чем на
некоторой высоте.
Причины и виды инверсий
2. снежные, или весенние, инверсии в
приземном слое (тепло идет на таяние
снега).
3. инверсии оседания в свободной атмосфере
— чаще всего, связанные с нисходящими
движениями воздушных слоев.
4. адвективные- с адвекция теплого воздуха на
холодную подстилающую поверхность
5. фронтальная инверсия
6. турбулентная инверсия
7.орографическая инверсия.
Образование инверсий
Инверсия в свободной атмосфере
•
•
•
•
•
наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на
той или иной высоте над земной поверхностью (кривая
б).
Основание инверсии может находиться на любом
уровне в тропосфере; наиболее часто в пределах 2 км.
Толщина инверсионного слоя также может быть самой
различной — от немногих десятков до многих сотен
метров.
Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е.
разность температур на верхней и нижней границах
инверсионного слоя, может колебаться от 1° и меньше
до 10—15° и больше.
Бывает что инверсия непосредственно переходит в
вышележащую изотермию. Нередко над тем или иным
районом наблюдаются в свободной атмосфере две
(или больше) инверсии, разделенные слоями с
нормальным убыванием температуры.
•
Инверсии наблюдаются не над отдельными точками
земной поверхности.
•
Слой инверсии непрерывно простирается над
значительной площадью, особенно в случае
инверсий в свободной атмосфере
ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ
АТМОСФЕРЫ
и земной поверхности
Тепловой режим атмосферы является важнейшей характеристикой
метеорологического режима
Определяется теплообменом между
атмосферным воздухом и окружающей
средой.
Под окружающей средой при этом
понимают космическое пространство,
соседние массы или слои воздуха и
особенно земную поверхность.
Уравнение притока тепла служит для
вычисления температуры воздуха
cp dT/dt - RT/P dP/dt = dQ/dt
• dQ/dt – притоки тепла
теплообмен осуществляется:
• 1) радиационным путем, т. е. при собственном излучении
воздуха и при поглощении воздухом длинноволновой радиации
Солнца и земной поверхности;
• 2) путем теплопроводности — молекулярной между
атмосферным воздухом и земной поверхностью и турбулентной
(хаотичные движения воздуха) внутри атмосферы.
• 3) передача тепла между земной поверхностью и воздухом
происходит в результате испарения, конденсации,
кристаллизации
• 4) адиабатически при изменении атмосферного давления,
особенно при вертикальных движениях воздуха
• 5) адвективно –движение воздушных масс
1)
Радиация
2) Теплопроводность
1. Обмен теплом между земной поверхностью и
атмосферой и слоями атмосферы путем поглощения
и излучения длинноволновой радиации.
• Непосредственное поглощение солнечной радиации в
тропосфере мало; оно может вызвать повышение
температуры воздуха всего на величину порядка 0,5° в
день.
• Несколько большее значение имеет потеря тепла из
воздуха путем длинноволнового излучения.
• Но решающее значение для теплового режима
атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью
путем теплопроводности.
2. Воздух, непосредственно соприкасающийся с земной
поверхностью, обменивается с нею теплом вследствие
молекулярной теплопроводности
Механизм теплопроводности
(Как передается тепло вглубь твердых тел)
 Любой процесс выравнивания
температур является
неравновесным
термодинамическим процессом.
 Теплопроводность - один из видов
переноса теплоты от более
нагретых частей тела к менее
нагретым, приводящий к
выравниванию температуры.
 При этом в теле осуществляется
передача энергии от частиц
(молекул, атомов, электронов),
обладающих большей энергией,
частицам с меньшей энергией
Эффективность видов нагрева атмосферы
• Солнце нагреет
воздух Сев.Пол. На
100 за 3 мес
• От почвы воздух
нагреется на 100 за
6 часов
• За счет
адиабатического
подъема в облаке
температура
меняется на 100 за
10 минут
турбулентность
• Перемешивание воздуха в процессе
турбулентности способствует очень быстрой
передаче тепла из одних слоев атмосферы в
другие. Турбулентная теплопроводность
увеличивает передачу тепла от земной
поверхности в воздух или обратно.
• ПРИМЕР:
• При охлаждении воздуха от земной
поверхности, путем турбулентности
непрерывно доставляется на место
охладившегося воздуха более теплый воздух
из вышележащих слоев.
Индивидуальные изменения
• Изменения температуры, происходящие в
определенном количестве воздуха вследствие
указанных выше процессов, можно назвать
индивидуальными.
• Они характеризуют изменения теплового состояния
данного определенного количества воздуха.
• Но можно говорить не об индивидуальном
количестве воздуха, а о некоторой точке внутри
атмосферы с зафиксированными географическими
координатами и с неизменной высотой над уровнем
моря. Любую метеорологическую станцию, можно
рассматривать как такую точку.
Адвекция
• Температура в этой точке будет меняться не только
в силу указанных индивидуальных изменений
теплового состояния воздуха.
• Она будет меняться также и вследствие
непрерывной смены воздуха в данном месте, т. е.
вследствие притока воздуха из других мест
атмосферы, где он имеет другую температуру.
• Эти изменения температуры, называют
адвективными, они связаны с горизонтальным
перемещением (адвекцией ), т.е. с притоком в
данное место новых воздушных масс из других
частей Земного шара. Если в данное место
притекает воздух с более высокой температурой,
говорят об адвекции тепла; если с более низкой, —
об адвекции холода.
Конвекция и адвекция