или после замены р из уравнения Клапейрона — Менде леева
d p - |
g |
^ |
|
(8.48) |
Р |
RT “ |
|
|
Подставим в (8.43). Тогда будем иметь |
|
С р й Т + |
A g d z |
~= 0 , |
(8.49) |
а отсюда найдем |
|
|
|
|
( Z b . - |
Ag |
(8.50) |
СР ' |
|
|
|
|
Подставляя числовые значения, получим |
0,239 -10—7 • 981 |
|
1 ° / 1 0 0 |
м. |
0.24 |
Ä |
|
Таким образом, температура адиабатически поднимаю
щейся сухой воздушной частицы понижается |
пример |
но на один градус при подъеме па каждые |
1 0 0 |
м. уа на |
зывается сухоадиабатическим градиентом. |
|
подъем |
Расчеты показывают, что если происходит |
влажной частицы, то уа = 0 ,6 ° / 1 0 0 м, а у'а |
называется |
влажноадиабатическим градиентом.
Фактические значения вертикальных градиентов в реальной атмосфере могут быть меньше влажноадиа батического и больше сухоадиабатического. Это опре деляет три характерных состояния атмосферы на опре деленный момент времени (стратификация):
— устойчивая |
стратификация, когда 7 ф < л 'а < Л а ’> |
— неустойчивая |
стратификация, когда уф > уа > 7 ^; |
— сухоустойчивая и |
влажнонеустойчивая стратифи |
кация, когда |
у' |
< |
Уф < |
уа. |
§ 34. |
ПОЛЕ ДАВЛЕНИЯ ВОЗДУХА. ВЕТЕР |
Давление воздуха меняется как в горизонтальном, так н в вертикальном направлении. Изменение давления с высотой определяется основным уравнением статики атмосферы, которое выражает закон его изменения в случае неподвижной атмосферы относительно земной по верхности. Для того чтобы атмосфера была неподвиж ной, необходимым и достаточным условием является равенство нулю горизонтальных составляющих бариче-
ского градиента. Это возможно только при условии, что изобарические поверхности располагаются параллельно поверхностям равного уровня.
Для получения основного уравнения статики атмо сферы возьмем две изобарические поверхности, располо
женные па высотах |
z и z+ dz |
(рис. 69). Давление на |
этих поверхностях |
обозначим |
соответственно через Р |
и P + dP. Выделим между этими изобарическими поверх ностями объем воздуха с площадью основания 1 см2. Тогда на нижнее основание этого столба воздуха будет действовать сила давления Р, направленная внутрь
Рис. 69. К выводу основного уравнения ста
|
тики атмосферы |
объема |
(вдоль оси z); на |
верхнее основание — сила |
P + dP, |
направленная вниз. |
Силы давления на боковые |
грани взаимно уравновешиваются, в противном случае выделенный объем придет в движение. Кроме сил дав ления на объем действует еще сила тяжести, направлен ная вниз и равная по величине
Условием статического равновесия выделенного объема является равенство нулю проекций всех дейст вующих сил на вертикальную ось:
Я - 1 + ( Я + гіЯ )(-1) + |
<2(-1) = |
0. |
(8.52) |
Подставив значение Q из |
(8.51) |
в (8.52), |
получим |
|
P — (P + dP) — Q = 0; |
Р — Р — dP — g?dz = 0 |
(8.53) |
или |
|
|
|
(8.54) |
d P ~ — gpdz. |
|
Полученное уравнение физически выражает равно весие силы градиента давления и силы тяжести.
Из основного уравнения статики следует:
1) |
С увеличением высоты атмосферное давление |
всегда |
падает. |
2) |
Вес столба воздуха Q с основанием 1 см2 от уров |
ня z, где давление равно Р, до верхней границы атмо сферы Za., где давление равно нулю, определяется инте гралом
(8.55)
Z
с другой стороны, интегрируя уравнение статики при тех же пределах, получим
Таким образом, атмосферное давление, или давле ние воздуха, на каждом уровне представляет собой вес столба с поперечным сечением 1 см2 и высотой от дан ного уровня до верхней границы атмосферы.
3)С учетом выражения плотности из уравнения со
стояния основное уравнение статики примет вид
|
|
d P |
g P |
|
(8.57) |
|
|
d z |
~ R T ’ |
|
|
|
|
|
где |
R — газовая |
постоянная |
воздуха, |
равная |
287 |
м2 /(с2 • °С). |
|
|
|
|
Из уравнения (8.57) видно, что чем выше располо |
жен |
уровень, тем меньше |
величина |
падения |
давления |
при подъеме на одну и ту же высоту dz, и что в холод ной воздушной массе давление падает с высотой бы стрее, чем в теплой, т. е. в средней и верхней тропосфе ре в холодных воздушных массах преобладает низкое, а в теплых массах высокое давление.
Барометрические формулы. Основное уравнение ста тики является одним из важнейших в метеорологии. На его основе устанавливаются закономерности распреде ления давления, плотности и массы по высоте. В общем
виде интеграл от основного уравнения статики имеет вид
Р |
|
-г, |
|
|
|
Г d P |
|
1 Г |
|
|
|
.) Р |
~ |
W |
Тѵ (г) |
|
Л> |
|
г„ |
К |
|
|
|
|
|
г, |
|
|
или ln Р = |
ln Р0— -L |
f |
- f d*g) ■. |
(8.58) |
|
|
|
г» |
Ѵ |
|
Так как изменение температуры воздуха с высотой |
нельзя выразить простой |
аналитической зависимостью, |
то интегрирование уравнения (8.58) можно выполнить лишь приближенно или для отдельных частных случаев.
Интегралы основного уравнения статики атмосферы, полученные при разных видах распределения темпера туры и плотности воздуха с высотой, называются баро метрическими формулами. Рассмотрим барометрические формулы для некоторых конкретных случаев распреде
ления плотности и температуры с высотой. |
а т |
а) |
Барометрическая |
формула |
о д н о р о д н о й |
м о с ф е р ы . Однородной называется атмосфера, |
в ко |
торой |
плотность по вертикали остается постоянной, |
тогда |
интегрирование |
уравнения |
(8.58) при g ~const |
дает |
P = Po — gPoZ. |
(8.59) |
|
Из |
формулы (8.59) |
видно, что |
в однородной |
атмо |
сфере давление падает по линейному закону. Она дает вполне удовлетворительные результаты для гидросферы. Из уравнения (8.59) можно определить высоту однород
ной атмосферы Я. |
Так как при z= H Р = 0, то 0 = Р0 |
— |
— gp0H, откуда |
Н = Po/gpo, но Р0ІРо = ЯТо, |
а Т0 |
= |
= 273(1 +<х^о), тогда |
|
|
|
Н - Ш - Ѵ + а і Л . |
(8.60) |
Таким образом, высота однородной атмосферы зави сит только от температуры воздуха на уровне моря. При
температуре 0 °С Я ~ 8 |
км. |
б) Барометрическая |
формула и з о т е р м и ч е с к о й |
а т м о с ф е р ы . Атмосфера называется изотермической, если температура не изменяется с высотой, т. е. Т = Т0 — = const, Y=0 .
Интегрирование уравнения (8.58) при g=const дает
_ gz
(8-61)
Таким образом, в изотермической атмосфере давле ние с высотой убывает по показательному закону. Та кое распределение давления с высотой достаточно близ ко к реальному. Из формулы (8.61) видно, что при бо лее высокой температуре давление с высотой падает медленнее, чем при более низкой, что высота изотерми ческой атмосферы стремится к бесконечности и что чем выше расположен слой атмосферы, тем меньше вели
чина падения давления в |
нем. |
в) |
Барометрическая |
формула р е а л ь н о й а т м о |
с фе р ы. |
Точная формула |
для определения изменения |
давления с высотой (формула Лапласа) используется лишь при барометрическом нивелировании. На практике изменение давления с высотой рассчитывают по баро
метрической формуле |
реальной атмосферы |
|
|
|
|
|
_ g f e l - Z ' ) |
|
|
|
|
P2==Ple |
Rrm , |
|
(8.62) |
где 7m=273(l +atm) — средняя |
барометрическая темпе |
ратура слоя воздуха, заключенного между |
уровнями |
и г2. |
поверхности |
Земли |
(2 j= 0, |
Рх—Р0) формула |
Для |
(8.62) |
примет вид |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
_ |
gz |
|
(8.63) |
|
|
|
Р = Р0е |
кт». |
|
Для слоев толщиной менее 2000 м можно пользо |
ваться |
упрощенной |
формулой |
Бабине |
|
|
* 2 - |
= |
2Я |
(1 + |
atm), |
(8.64) |
где Н — высота однородной атмосферы |
при температуре |
у Земли 0°С (// = 8000 |
м). |
|
|
оценки из |
Барическая ступень. |
Для приближенной |
менения давления с высотой на практике удобно поль зоваться величиной барической ступени. Барической сту пенью h называется высота, на которую нужно поднять