Заглавная страница Избранные статьи Случайная статья Познавательные статьи Новые добавления Обратная связь FAQ Написать работу КАТЕГОРИИ: АрхеологияБиология Генетика География Информатика История Логика Маркетинг Математика Менеджмент Механика Педагогика Религия Социология Технологии Физика Философия Финансы Химия Экология ТОП 10 на сайте Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрацииТехника нижней прямой подачи мяча. Франко-прусская война (причины и последствия) Организация работы процедурного кабинета Смысловое и механическое запоминание, их место и роль в усвоении знаний Коммуникативные барьеры и пути их преодоления Обработка изделий медицинского назначения многократного применения Образцы текста публицистического стиля Четыре типа изменения баланса Задачи с ответами для Всероссийской олимпиады по праву Мы поможем в написании ваших работ! ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?
Влияние общества на человека
Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрации Практические работы по географии для 6 класса Организация работы процедурного кабинета Изменения в неживой природе осенью Уборка процедурного кабинета Сольфеджио. Все правила по сольфеджио Балочные системы. Определение реакций опор и моментов защемления |
Вертикальная ус тойчивость атмосф ерыСодержание книги
Похожие статьи вашей тематики
Поиск на нашем сайте
Причины возникновения вертикальных движений возд уха рассмот рены в параграфе 5.1. Условия для их дальнейшего развития в атмосфере могут б ыть б лагоприятными и неблагоприятными. Так, при неодинаковом нагревании различных участ ков земной поверхност и, вблизи нее возникают вертикальные т оки воздуха, но, в зависимости от физического состояния атмосферы, они могут б ыстро зат ух ать на неб ольшой высоте, или же, наоборот, распространяться на больш ую высот у, приоб ретая значительные вертикальные скорости. На развитие верт икальных движений воздуха и их интенсивность сущест венное влияние оказывает соотношение межд у т емпературой поднимающегося или опускающегося объема воздуха и температурой окружающей его среды. Такое соот ношение определяется при сравнении сухоадиабат ического или влажноадиабатического градиента с вертикальным температурным градиентом, характеризующ им реальное распределение температ уры воздуха с высот ой. Рассмотрим чет ыре случ ая, х арактеризующие развитие вертикальных движений воздух а, в зависимост и от величины вертикального т емпературного градиента (рис. 5.15).
Рис. 5.15. Зависимость развития вертикальных движений воздуха от величины вертикального температурного градиента
Сухоадиабатический градиент б удем считат ь равным 1°C на 100 м. Влажноад иабатический градиент для простоты рассуждений возьмем равным средней его величине, т.е. 0,5°C на 100 м.
1. g > ga> g в a. Пусть вертикальный температурный градиент в окружающ ем воздухе больше сухоадиаб атического, а следовательно, больш е влажноадиабатического и составляет 1,2°C на 100 м (g = 1,2°C/100 м). Выд елим мысленно два объема возд уха - сухой и насыщенный на высоте 300 м. Допустим, что в начальный момент температура в этих объ емах равна температ уре окружающ его воздуха, т.е. 11,4° C. Предположим, что оба объема по каким-либо причинам начали поднимат ься. Объем сухого воздуха с подъемом будет адиабатически ох лаждаться на 1°C на каждые 100 м. На высоте 400 м его т емпература станет 10,4°C, на высоте 500 м - 9,4°C и т.д. Во всех случаях поднимающийся объем сухого воздуха будет теплее окружающего, что явится причиной его д альнейшего движения вверх. Если же этот объем сух ого воздуха по каким-либо причинам начнет опускаться вниз, то он будет нагреват ься на 1°C на каждые 100 м. На высоте 200 м его температура станет 12,4°C, на высоте 100 м - 13,4°C и т.д. Температ ура опускающ егося воздушного объема окажется ниже температ уры окружающ его воздуха. По эт ой причине опускание сухого воздуха б удет прод олжаться. Аналогичная картина наб людается при подъеме и опускании объема воздуха, насы щенного водяными парами. При поднятии он б удет ох лаждат ься т олько на 0,5°C на каждые 100 м и, следовательно, б уд ет еще более теплым по отнош ению к окружающему воздуху, поэтому его подъ ем будет более энергичным. При опускании вниз насыщ енный об ъем воздуха будет нагреваться по сухоадиабат ическому закону, т. е. на 1°C на 100 м, и, следовательно, продолжать опускат ься как сухой воздух. Таким образом, в эт ом случае, когда вертикальный т емперат урный градиент воздуха б ольше сухоад иабатического и влажноадиабатического (g > gaи g >> g в a), выведенная из состояния равновесия сухая и насыщ енная воздушные массы становят ся неустойчивы ми, т.е. и в том, и в другом воздухе будут развиваться восх одящие и нисходящие движения. Такое состояние называется неустойчивым равновесием воздуха. Обычно это бывает в теплое время год а, когда холодный воздух нат екает на т еплую подстилающ ую поверхность. Признаком неуст ойчивого равновесия в атмосфере является образование об лаков верт икального развития: кучевых, мощно-кучевых и кучево-дождевых. В атмосфере возникает инт енсивная турб улентность, вызывающ ая болт анку воздушных судов.
2. g < g в a< ga. Пусть вертикальный температурный градиент в окружающ ем воздухе меньш е влажноадиабатического, а, следовательно, меньше сухо адиабатического и равняется 0,3°С на 100 м (g = 0,3°С/100 м). Если в э том случае мы выделим два объема воздуха - сухой и насыщ енный на высоте 300 м с т емперат урой, равной температуре окружающего возд уха (в нашем случае 14,1°С), и сообщим этим объемам движение вверх и вниз, то увид им, что при подъ еме они окажутся х олоднее окружающего возд уха, а при опускании - т еплее. И в первом и во вт ором сл учаях об а об ъема будут стремит ься возвратиться в первоначальное положение, т.е. сох ранить устойчивость. В э том случае выведенные из состояния равновесия сухая и насыщенная воздушные массы будут возвращаться в прежнее устойчивое состояние, т.е. возникш ие верт икальные движения б уд ут быст ро затухать. Такое сост ояние называет ся устойчивым равновесием воздуха. В слоях инверсии (g < 0°С/100 м) и изот ермии (g = 0°С/100 м) всегда g < g в a< g a, поэт ому они являются задерживающ ими слоями для восходящих потоков воздуха. Устойчивое равновесие об ычно наблюд ается в холодное время год а, когда теплый возд ух натекает на холодную подстилающую поверхность. В этом случае от сутствуют облака верт икального развит ия, в нижнем ярусе образуются слоистые и слоисто-кучевые облака, а в среднем ярусе - высоко-кучевые. Полет в слоях атмосферы с устойчивым равновесием спокоен.
3. ga> g > g в a. В этом случае, когд а вертикальный температ урный градиент в окружающем возд ухе меньше сухо адиабатического, но больш е влажноадиабатического (g < ga, и в то же время g > g в a), например, равняется 0,7°С на 100 м, то в сух ом воздухе верт икальные движения не образуют ся, а в насыщенном возд ухе развиваются только восход ящие потоки, т.е. в случае подъема и опускания сухого воздуха, а также при опускании насыщ енного воздуха наблюдается устойчивое равновесие. В случае же вынужденного подъема насыщенного воздуха б уд ет неуст ойчивое равновесие. Такое состояние воздуха, когда он остается устойчивым, будучи сухим, и становит ся неуст ойчивым, как только насыщается водяными парами, называется влажнонеустойчивым равновесием. 4. g = ga или g = g в a. В эт ом случае, когда верт икальный т емперат урный градиент окружающ его воздуха равен сухоад иабатическому или влажноадиабатическому, некот орый объем воздух а, поднятый или опустившийся под действием внешних сил на какую-либо высот у, зд есь же и останет ся, так как температура в поднимающемся или опускающемся объеме воздуха б удет равна температ уре окружающей среды. Такое сост ояние атмосферы называется безразличным равновесием. Безразличное равновесие об ычно наблюдается в воздушных массах, которые малопод вижны и длительное время находятся в од ном и том же районе.
Анализ рассмотренных характерных случаев позволяет сделат ь следующие вы воды: 1. В насыщ енном воздухе восх одящие потоки возникают легче, чем в сухом (ненасыщенном), т.е. насыщенный воздух всегд а более неуст ойчив при т ой же величине верт икального температ урного градиент а. 2. Чем выше т емперат ура воздух а, тем легче в э том воздухе возникают восходящие потоки. 3. При неустойчивом состоянии ат мосферы вертикальны е движения интенсивно развиваются и скорости восходящих потоков с высот ой увеличиваются, так как с высот ой увеличивает ся контраст между температурой поднимающегося воздуха и т емперат урой окружающей среды. 4. При устойчивом сост оянии атмосферы восходящ ие движения обычно не наблюдают ся, а если они по каким-либо причинам и возникли, то быст ро затухают. 5. Слои инверсии, изотермии, а т акже слои с небольшими верт икальными градиентами т емпературы (g < g в a, т.е. g < 0,5°С/100 м) препятствуют развитию верт икальных движений воздуха и являют ся задерживающими слоями.
|
||||||||||
Последнее изменение этой страницы: 2016-04-19; просмотров: 561; Нарушение авторского права страницы; Мы поможем в написании вашей работы! infopedia.su Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. Обратная связь - 13.58.52.94 (0.012 с.) |