Вертикальный градиент температуры в атмосферном столбе, в точном значении слова градиент. Противопоставляется индивидуальному градиенту температуры, т. е. степени изменения температуры в индивидуальной частице воздуха, адиабатически движущейся вверх или вниз.[ ...]
Адиабатическая атмосфера - условная атмосфера с вертикальным градиентом температуры, равным сухоадиабатическому (9,8 К/км). Давление в адиабатической атмосфере убывает с высотой по закону Р = Р0( 1 - 82/срТ)г° н, где ср и Я относятся к сухому воздуху. Высота такой атмосферы при начальной температуре 273 К - около 27,7 км.[ ...]
При градиенте температуры больше адиабатического все вертикальные движения ускоряются, и атмосферу называют неустойчивой. Самые сильные градиенты температуры наблюдаются весной.[ ...]
Если вертикальное распределение температуры морской воды таково, что при поднятии частицы или опускании ее адиабатически изменяющаяся температура равна температуре окружающей воды, то такое распределение температуры и ее вертикальный градиент называются адиабатическими. Знание адиабатического градиента необходимо для решения таких вопросов, как определение устойчивости вод, происхождения глубинных вод океана и т. п.[ ...]
Когда градиент температуры окружающего воздуха примерно равен сухоадиабатическому вертикальному градиенту (рис. 3.8, б), устойчивость атмосферы называют безразличной. Любой объем воздуха, который по какой-либо причине быстро перемещается вверх или вниз, будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух на новой высоте. Следовательно, отсутствует побудительная причина для любого дальнейшего вертикального перемещения, связанного с различием температур, и рассматриваемый объем воздуха останется в том же месте. Если температурный градиент окружающего воздуха меньше, чем сухоадиабатический вертикальный градиент, то атмосферу называют под адиабатической. Используя аргументацию, подобную сверхадиабатическому случаю, можно показать, что подадиабатическая атмосфера устойчива. Значит, любой небольшой объем воздуха, неожиданно перемещенный в вертикальном направлении, будет стремиться вернуться в свое первоначальное положение. Например, объем воздуха, перемещенный из положения Л в В на рис. 3.8,6, будет иметь большую плотность, чем окружающий воздух в точке Б. Следовательно, он имеет тенденцию вернуться на первоначальную высоту.[ ...]
| Градиент температуры и устойчивость атмосферы (— градиент температуры в окружающем воздухе,---адиабатический вертикальный градиент температуры). |  |
Приведенное качественное рассмотрение адиабатического перемещения воздуха позволяет сделать еще одно заключение о физических процессах при турбулентном перемешивании. При условии d(Ts)¡dz — —уа не только не возникает пульсаций температуры, но и не происходит переноса тепла за счет турбулентного движения воздуха. Такие условия турбулентного обмена называются равновесными, и чуть ниже будет пояснен смысл этого определения. Если же вертикальный градиент температуры отличен от адиабатического, т. е. dT0 dz уа, то вертикальные перемещения воздуха приводят к переносу тепла, и, следовательно, для непрерывного поддержания потока тепла и существования пульсаций температуры необходимы источники тепла, например нагрев подстилающей поверхности солнечным теплом .[ ...]
СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ. Распределение температуры в атмосфере с высотой. С. А. может быть устойчивая, неустойчивая или безразличная по отношению к сухому (и ненасыщенному) или насыщенному воздуху. При устойчивой С. А. вертикальный градиент температуры должен быть меньше сухоадиабатического, а при насыщении — меньше влажноадиабатического, при неустойчивой С. А. — больше адиабатического. С. А. с градиентами между сухоадиабатическим и влажноадиабатическим называется влажнонеустойчивой. См. еще вертикальное равновесие атмосферы.[ ...]
Возникнет или нет конвекция, будет зависеть от «вертикального» градиента, т. е. от скорости, с которой температура атмосферы уменьшается с высотой. Конвекция происходит только тогда, когда вертикальный градиент температуры превосходит определенное значение. Это значение можно вычислить, прослеживая изменение температуры выделенного объема воздуха, который движется «адиабатически» вверх или вниз, т. е. без обмена теплом с окружающим этот объем воздухом. Когда такой объем поднимается, то давление падает, объем расширяется, и поэтому его температура понижается. Скорость, с которой температура понижается с высотой вследствие расширения объема, называется сухоадиабатическим вертикальным градиентом; он равен примерно 10 К/км. Если температура окружающей среды падает с высотой быстрее, то поднимающийся объем будет теплее окружающей его среды и поэтому будет подниматься непрерывно вверх под действием силы плавучести. Другими словами, ситуация не будет устойчивой, и возникнет конвекция.[ ...]
КОНВЕКТИВНОЕ РАВНОВЕСИЕ. Состояние атмосферы, в котором вертикальное распределение температуры целиком определяется турбулентным перемешиванием. Вертикальные градиенты температуры при этом должны быть адиабатическими (сухо- или влажно-, смотря по условиям влажности). Тропосфера в среднем близка к К. Р. Стратосфера ближе к лучистому равновесию (см.).[ ...]
Однако хорошее приближение к прямому их измерению было получено в Австрийских Альпах в мало замеченном исследовании Брокса [19]. В 1938 г. во время двух ясных осенних дней был использован гониометр для определения преломления— разностей плотности в слоях воздуха — между пятью точками близ Зальцбурга. Броке обнаружил, что суточная амплитуда вертикального градиента температуры в свободной атмосфере над равнинами убывает быстрее, чем над горами, а также, что условия горной атмосферы распространяются выше средней высоты хребтов.[ ...]
Выделяют условия безразличной (или равновесной) стратификации, когда вертикальный поток тепла равен нулю, а изменение температуры воздуха с высотой происходит по адиабатическому закону. Учитывая небольшую вертикальную протяженность приземного слоя, можно говорить о равновесной стратификации и в тех случаях, когда температура мало меняется с высотой, в частности при изотермии. Неравновесная стратификация характеризуется температурными градиентами, существенно отличными от нуля.[ ...]
Ранее было показано, что при близкой к равновесной стратификации атмосферы в приземном слое вертикальные профили температуры и скорости ветра приближаются к логарифмическим. В этом случае вертикальные профили метеорологических величин могут быть представлены в виде линейных функций в полулогарифмических координатах, где по оси ординат отложен логарифм высоты, а по оси абсцисс — в линейном масштабе натуральные значения соответствующих метеорологических величин (рис. 5.6). В тех случаях, когда в приземном слое инверсия и он стратифицирован устойчиво либо сверх-адиабатические градиенты и стратификация неустойчивая, вертикальные профили скорости ветра и влагосодержания существенно отличаются от логарифмических.[ ...]
УСТОЙЧИВОСТЬ СТРАТИФИКАЦИИ. Способность стратификации атмосферы к поддержанию или затуханию вертикальных смещений воздуха. У. С. характеризуется вертикальными градиентами температуры, а также энергией неустойчивости. У. С. положительна (устойчивая стратификация) относительно ненасыщенного воздуха при вертикальных градиентах температуры меньше сухоадиабатического, а относительно насыщенного воздуха — при вертикальных градиентах температуры меньше влажноадиабатического. При градиентах, соответственно больших, чем адиабатические, У. С. отрицательна неустойчивая стратификация).[ ...]
В период нагревания земной поверхности, т.е. когда ее тепловой баланс положителен, в приземном слое температура воздуха с высотой падает. Это нормальное направление градиента температуры — в слое от земной поверхности до верхней границы тропосферы. Однако в приземном слое модуль температурного градиента, в пересчете на 100м, во много раз превышает адиабатический градиент и градиент температуры в однородной атмосфере, равный (1.46) —3,42 К/100 м. Это значит, что в этом случае плотность воздуха с высотой растет, т.е. атмосфера стратифицирована неустойчиво и в приземном слое под влиянием сил плавучести возникают вертикальные движения (3.32).[ ...]
МЕТОД ЧАСТИЦЫ. Распространенный метод исследования устойчивости стратификации атмосферы в предположении, что некоторая масса (частица) воздуха адиабатически перемещается по вертикали в окружающей атмосфере, находящейся в статическом равновесии. При этом применяется критерий устойчивости, состоящий в том, что устойчивое, безразличное или неустойчивое равновесие (стратификация) определяется знаком разности между вертикальным градиентом температуры и адиабатическим градиентом.[ ...]
Высвобождение скрытой теплоты в облаках также воздействует на условия, при которых может происходить конвекция. Количество водяного пара, которое может содержать адиабатически поднимающийся объем воздуха, уменьшается с высотой, и если объем уже насыщен водяным паром, то скрытая теплота будет высвобождаться по мере его подъема, так что скорость понижения температуры с высотой будет меньше, чем для сухого воздуха. Скорость уменьшения температуры с высотой называется влаоюноадиабатическим вертикальным градиентом, значение которого зависит от температуры и давления. В нижней атмосфере его значение равно примерно 4°/нм при 20 °С и 5°/км при 10°С (более точные значения см. в [471, табл. 79]). Соответствующий вертикальный градиент также может быть другим, если вместо жидкой воды образуется лед [471, табл. 80]. Более подробное обсуждение дается в разд. 3.8.[ ...]
Стратификация (слоистое строение) атмосферы также влияет на уровень приземной концентрации вредных веществ. Атмосфера является термодинамической системой, в которой вертикальное перемещение масс воздуха при определенных условиях может рассматриваться как адиабатический процесс, т. е. как процесс, протекающий без притока и отдачи теплоты. При этом любая масса, поднимающаяся вверх, охлаждается, а опускающаяся — нагревается. Это происходит потому, что при подъеме массы воздуха вследствие уменьшения давления ее объем возрастает, а температура снижается. При опускании происходит обратное явление—объем уменьшается, температура возрастает. Изменение температуры воздуха с высотой характеризуется сухоадиабатическим градиентом, который составляет приблизительно 1 °С на каждые 100 й высоты слоя воздуха.[ ...]
Под влиянием города температурные профили в нижнем слое могут изменяться. Установлено, что при формировании приземной инверсии в окрестностях в городе часто создается слой от 70 до 300 м с вертикальным градиентом температуры, близким к адиабатическому, над которым располагается приподнятая инверсия. Вертикальное распределение температуры воздуха в самом городе учитывается при прогнозе загрязнения воздуха от одиночных источников. При разработке схем прогноза уровня концентраций по городу в целом рассматриваются главным образом вертикальные профили температуры за его пределами.[ ...]
Если был бы известен точный химический состав атмосферы Венеры, сравнивая найденное значение п с показателем адиабаты — ср/су для смеси газов, составляющих атмосферу планеты, можно было бы судить о характере стратификации атмосферы. При п < х атмосфера устойчива и вертикальный градиент температуры меньше адиабатического; при п < х градиент температуры больше адиабатического, т. е. должна происходить сильная конвекция. В результате конвективного перемешивания энтропия стремится выравняться по высоте, что в итоге должно приводить к установлению адиабатического градиента температуры, равного д/ср. Обращаясь для сравнения к атмосфере Земли, вспоминаем, что градиенты температуры, большие адиабатического, и, как результат этого, сильная конвекция встречаются лишь летом в полуденные часы над сушей или зимой над теплыми океанами при вторжениях холодных масс воздуха, а, как правило, земная атмосфера в общем устойчива и имеет субадиабатический градиент температуры.[ ...]
Горные препятствия не только влияют на фронтальные системы, но и изменяют поле ветра вследствие возникновения орографических разностей давления. Малберг [80] считает, что типичное среднее значение разности давления между наветренным (высокое) и подветренным (низкое) склонами определяется главным образом разностью температур, а динамические воздействия, обусловленные блокированием воздушного потока, второстепенны. Типичный «фёновый нос», видный на ежедневных картах давления [14], является синоптической иллюстрацией такого воздействия склона. Малберг также указал на факт, что в горных областях приведенное к уровню моря давление часто завышено и это вызвано инверсионными условиями, частыми в горных долинах и котловинах, где накапливаются озера холодного воздуха [125]. Однако Смит [110, с. 103] считает, что высокое давление на наветренной стороне хребта объясняется гидростатическим эффектом, приводящим к образованию над горами мощного слоя холодного плотного воздуха. Смит также замечает, что геостро-фический сбалансированный поток над горой с изэнтропическими поверхностями, параллельными рельефу, возможен только при наличии антициклонической циркуляции над горами — «горного антициклона». Однако имеющиеся данные о вертикальных градиентах температуры в горах (с. 50), как правило, не подтверждают, что эти вертикальные градиенты температуры являются адиабатическими. В настоящее время свойства потока над горными препятствиями недостаточно изучены ни теоретически, ни экспериментально.[ ...]
Если атмосфера насыщена водяным паром, то предыдущие соображения об устойчивости более не применимы. Расчеты изменений плавучести для опускающегося воздуха по-прежнему справедливы, так как количество влаги, которое опускающийся объем может содержать, в общем случае возрастает. Однако для поднимающегося воздуха количество влаги, которое может оставаться в объеме, уменьшается. Поэтому происходит конденсация, выделение скрытой теплоты и, таким образом, плавучесть объема возрастает по сравнению с той, которая наблюдалась бы в отсутствие конденсации. Вертикальный градиент Г5 можно вычислить, предполагая, что воздух остается насыщенным и что вся жидкая вода, образовавшаяся при конденсации, уходит в виде осадков (не влияяКна плавучесть частицы). Слои, в которых градиент температуры имеет противоположный знак, называются слоями инверсии. В атмосфере это ведет к большей, чем обычно, устойчивости.) б) Вертикальный градиент лежит между Г и Гв- В этом случае объемы, переместившиеся вниз, будут стремиться возвратиться обратно, в то время как частицы, переместившиеся вверх, будут непрерывно двигаться вверх. Говорят, что атмосфера условно устойчива, если вертикальный градиент лежит между Г и Гэ при любом содержании влаги, в) Вертикальный градиент превосходит Г; в этом случае ситуация несомненно неустойчива.[ ...]