при адиабатическом подъеме температура воздуха уменьшается на 1оС на каждые 100 м высоты, а при опускании на такую же величину возрастает. Полученное значение относится к сухому, а также к влажному, но ненасыщенному воздуху. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом и обозначается γa.
В процессе адиабатического подъема влажного, но ненасыщенного воздуха его относительная влажность увеличивается, и воздух приближается к насыщенному состоянию. Насыщение наступает на высоте, называемой уровнем конденсации. При дальнейшем подъеме насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В насыщенной массе воздуха происходит конденсация водяного пара, в процессе которой выделяется теплота в количестве 2,501.10 6 Дж/кг. Выделение этой теплоты замедляет падение температуры воздуха при его подъеме. В поднимающемся насыщенном воздухе его температура падает по влажноадиабатическому закону с влажноадиабатическим градиентом γ'a.
При опускании воздушной массы, если в нем отсутствуют продукты конденсации, то эта масса перейдет в ненасыщенное состояние. В этом случае при дальнейшем опускании ее температура будет в соответствии с сухоадиабатическим градиентом на 10С на каждые 100м высоты.
Если же в нем содержатся капли воды или кристаллы льда, то они будут испаряться и воздух будет оставаться насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное состояние. Температура воздуха в этом случае будет повышаться в соответствии с влажноадиабатическим процессом.
Предположим, что некоторая масса влажного ненасыщенного воздуха, находящаяся на уровне моря, при давлении 1000 гПа, имеет температуру +200С
Допустим, что высота 2000м соответствует уровню конденсации. В этом случае рассматриваемая масса воздуха на этой высоте будет иметь температуру 00С при давлении 800гПа (т. В на Рис. 1.4). При дальнейшем подъеме воздушной массы ее температура будет снижаться по влажноадиабатическому закону с градиентом /100 м. На высоте 4000м она снизится до –120С (т. С на Рис. 1.4). Если продукты конденсации сохранились в атмосфере, то при опускании рассматриваемой воздушной массы до высоты 2000м ее температура возрастет до 00С и достигнет т.B на рассматриваемом графике, поскольку воздух на этом участке остается в насыщенном состоянии.
При дальнейшем снижении воздух будет находиться в ненасыщенном состоянии и его температура будет повышаться на 10С на каждые 100м потери высоты. Таким образом, на уровень моря рассматривая воздушная масса возвратится при той же температуре +200С, при которой она начала свое движение вверх.
Если до начала опускания воздушной массы продукты конденсации, находившиеся в ее более низких слоях, выпали в виде осадков, то в процессе ее снижения температура воздуха будет возрастать по сухоадиабатическому закону с градиентом γa =10С/100 м . В этом случае при опускании до уровня моря масса воздуха приобретет температуру +280С (т. D на графике), что на 80С больше той температуры, при которой эта воздушная масса начала свое движение вверх.
Очевидно, что за рассматриваемый период в массе воздуха произошел необратимый термодинамический процесс. В метеорологии такой процесс называется псевдоадиабатическим.
Если воздух, находящийся в атмосфере на некоторой высоте Z имеет давление P при температуре T , то при его опускании на уровень, где атмосферное давление равно , он приобрел бы температуру .Температура, которую приобрел бы воздух при давлении P0=1000 гПа, называют потенциальной температурой. Приближенно потенциальную температуру воздуха можно рассчитать по формуле .
При изменении состояния массы воздуха по сухоадиабатическому закону его потенциальная температура не изменяется, поскольку и при подъеме и при опускании воздуха изменение его температуры составляет 10С на каждые 100м изменения высоты. При нисходящем движении температура воздушной массы повышается, а при восходящем повышается на 10С на каждые 100м. Если же в процессе подъема воздушной массы происходит конденсация водяного пара, то ее потенциальная температура взрастает.
Изменения температуры в элементарной частице воздуха, адиабатически поднимающейся или опускающейся, не следует смешивать с распределением температуры по высоте в атмосфере.
Температура в атмосферном столбе воздуха может изменяться по различным законам в зависимости от типа процессов, происходящих в этом столбе. График фактического изменения температуры с высотой в определенный момент времени называется кривой стратиграфии. Характер кривой стратиграфии определяется вертикальным градиентом температуры . Обычно за единицу приращения высоты принимается 100 м.
В реальной атмосфере изменение температуры воздуха с высотой носит достаточно сложный характер. Если температура воздуха с высотой не изменяется, то такое явление называется изотермия. Если же температура воздуха с высотой возрастает, то имеет место инверсия температуры.
В тропосфере, т.е. в нижних слоях атмосферы на высоте от 10 до 11км в обычных условиях для умеренных широт 0С/100 м.
В стратосфере, на высоте от 10 до 50 км преобладают инверсионные и изотермические слои. Такие же слои возникают при определенных условиях в тропосфере и даже в ее приземном слое.
В зависимости от стратификации атмосферы потенциальная температура поднимающейся массы воздуха изменяется в соответствии с измерением температуры окружающей среды. Если γ=10С/100 м¸ то потенциальная температура не изменяется с высотой. Если γ<10С/100 м, что является наиболее распространенным явлением в атмосфере, то потенциальная температура возрастает. В изотермическом слое при /100м потенциальная температура возрастает на 10С/100м увеличения высоты.
В слое инверсии, где вертикальный градиент температуры , потенциальная температура возрастает в еще большей степени, чем в изотермическом..
Только в том случае, если вертикальный градиент температуры в воздушном столбе превышает 10С/100 м, потенциальная температура восходящей массы воздуха уменьшается.