Главная Движущие cилы в атмосферe 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 [ 19 ] 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 97 98 99 100 101 102 103 104 105 106 107 108 109 110 111 112 113 114 115 116 117 118 119 120 121 122 123 124 125 126 127 128 129 130 ного Градиента часто находится вблизи поверхности. Эта область появляется только летом и осенью. Она называется сезонным термоклином. Локальная плотность возрастает с глубиной, как показано на рис. 3.2, главным образом из-за действия давления. Принимая во внимание среднее значение силы тяжести на соответствующей глубине (см. приложение 2) и средние значения плотности, получаем, что 1 бар соответствует 9,95 м у поверхности и 9,69 м на глубине 5000 м. Для вычисления изменения атмосферного давления с высотой обычно комбинируют уравнение гидростатики (3.5.8) с уравнением состояния (3.1.2) для сухого воздуха, так как влияние влажности на плотность воздуха существенно только в тропика иа уровнях, близких к поверхности, и даже здесь максимальное отклонение от (3.1.2) составляет лишь 2%. Комбинация двух уравнений дает p-dpldz = -gl{RT), (3.5.11) так что если Т известна как функция от 2, то давление можно вычислить, интегрируя (3.5.11) по высоте. Альтиметрические таблицы основаны на таком интегрировании и использовании стандартного Г-профиля, соответствующего средним условиям средней широты. Иа рис. 3.3 показаны стандартные характеристики атмосферы [552] до высоты 86 км, до которой они определяются как непрерывные функции с кусочно-постоянными градиентами. Здесь же показаны диапазон температур, отвечающих каждой высоте, а также давления и плотности, соответствующие стандартной атмосфере, через каждые 10 км. Эти величины про-табулироваиы в [595]; там же приводятся другие таблицы, например ускорение силы тя}кестн, вязкость и теплопроводность в зависимости от высоты. Атмосфера делится на отдельные участки, как показано на рис. 3.3, из-за того, что ее свойства различны в различных высотных диапазонах. Тропосфера характеризуется достаточно сильным вертикальным перемешиванием (это - конвективный слой в радиационно-конвективных моделях, обсужденных в гл. 1), большей частью связанным с эффектами скрытой теплоты и облаками. Этот слой содержит 80 % массы атмосферы и почти весь водяной пар и облака. Непосредственно над ним -троло-пауза, находящаяся иа высоте И км в модельной атмосфере. Стратосфера слабо перемешивается, как показывают устойчивость тонких слоев аэрозолей и длительное время сохранения в ней радиоактивной пыли, заброшенной туда последними ядерными взрывами. Сильная устойчивость связана с возрастанием температуры с высотой в результате радиационного баланса, описанного в гл. 1. Это возрастание останавливается в страто-паузе, и только одна тысячная массы атмосферы лежит выше 3 Зак. 744 этого уровня. Мезосфера - это область, в которой температура вновь падает, а ее верхняя граница - жезояаг/за - находится на высоте 86 км. Область от тропопаузы до уровня около 100 км называется также средней атмосферой: Выше мезопаузы соотношения различных составляющих атмосферу газов меняются из-за диффузионного разделения. Тем- 1/57x10 7,42X10 2,88X10 5: 0,759-1 9,78x10* -3,85х10 3 I 0,0180 54,7-0,0880 264-0,413 1013-1,225 100 200 300 Тдмпертура, К Рис. 3.3. Изменения температуры с изменением высоты геопотенциала для стандартной атмосферы США (сплошная линия). Она состоит из прямолиней ных отрезков с изломами на уровнях в 11, 20, 32, 47, 51 и 71 км. Температура поверхности равна 15 °С, а градиенты, начиная от поверхности, равны - 6.5, О, 1.0, 2,8, 0,-2.8 и 2.0 К/км. Штриховые линиии показывают наименьшую и наибольшую среднемесячные температуры, полученные для любого места между экватором и полюсом, тогда как точечная линия показывает оценки (с точностью до 1 %) максимальных и минимальных температур, которые случаются в течение самых теплых и самых холодных месяцев соответственно в наиболее экстремальных районах. Справа приведены величины давлений и плотности через каждые 10 км стандартного профиля (из [595]). пература быстро растет с высотой в так называемой термосфере, достигая 600 К в период спокойного Солнца и более 2000 К в периоды активного Солнца. Наряду с подразделением, основанным на температурной структуре, имеются другие, основанные на иных свойствах. Например, заметные электромагнитные эффекты наблюдаются в области от 80 до 500 км, называемой ионосферой, и в области, расположенной выше, где влияние магнитного 3.6. Статическая устойчивость 67 ПОЛЯ становится преобладающим, называемой магнитосферой. На этих высотах, кроме того, частицы с высокой энергией могут преодолевать гравитационное поле Земли; поэтому указанная область называется также экзосферой. Между поверхностью и уровнем 70 км абсолютная температура для стандартной атмосферы отличается иа 15 % от постоянного значения Тс = 250 К, так что грубым приблил<еиием решения уравнения (3.5.11) служрхт решение для изотермрхческой атмосферы, а именно р = р, ехр (- gz/(RT,)) == Ра ехр(- z/Hs). (3.5.12) Величина Hs - это высота, на которой давление падает в е раз по сравиенпо с его значением на поверхности (т. е. около 370 мб); она называется приведенной высотой атмосферы и дается формулой ] HsRTjg. (3.5.13) Для среднего значения Тс == 250 К Яз = 7,4 км. Можно также определить Яз как непрерывно меняющуюся величину, такую, что Яз определяется левой частью (3.5.11). Согласно этому определению, для стандартной атмосферы Яз равна 8,4 км иа поверхности Земли, 6,4 км на высоте И км и принимает значения, лежащие между этими пределами, вплоть до высоты 71 км. 3.6. СТАТИЧЕСКАЯ УСТОЙЧИВОСТЬ Жидкость может находиться в покое и в равновесии при условии, что плотность р зависит только от Z. Однако является ли это равновесие устойчивым? Об устойчивости можно судить, рассматривая перемещение объемов жидкости меледу двумя различными уровнями. Если объем, перемещенный вверх, оказывается тяжелее окружающей жидкости, то сила тял<ести заставит его опуститься назад на его первоначальный уровень, и в этом случае равновесие устойчиво. Однако если объем легче окружающей его среды, то равновесие неустойчиво. Для того чтобы выполнить соответствующие вычисления, необходимо знать, к каким изменениям в свойствах объема приведет его перемещение. Эти изменения мол<но рассчитать, если предположить, что временной масштаб двиления слишком мал для того, чтобы успели произойти какие-либо изменения состава или теплосодержания объема. Используются два термина для описания изменений, при которых теплосодержание не меняется: адиабатический (означающий отсутствие обмена теплом с окружающей средой) или изэнтропический (означающий отсутствие изменения энтропии). При изэитропическом измененрга из (3.2.6) следует, что изменение температуры йТ связано с изме- |
© 2011 - 2024 www.taginvest.ru
Копирование материалов запрещено |