Метеорология и климатология (рус.)

Представим себе, что влажный ненасыщенный воздух сперва поднимается. Его температура при этом падает сначала по су­хоадиабатическому закону; затем, после того как достигнут уровень конденсации, — по влажноадиабатическому закону. До­пустим также, что вся вода, выделяющаяся при конденсации, сразу же выпадает из воздуха в виде осадков. Допустим затем, что, достигнув некоторой высоты, воздух начинает опускаться. Так как продуктов конденсации в нем нет, то он будет при этом нагреваться по сухоадиабатическому закону. Легко рассчитать, что на прежний уровень воздух придет с температурой более высокой, чем та, которая была в нем первоначально.

С адиабатическим подъемом влажного ненасыщенного воздуха связано такое важное изменение, как приближение его к состоянию насыщения. Температура воздуха при его подъеме понижается; поэтому на какой-то высоте достигается насыще­ние. Эта высота называется уровнем конденсации.

При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В нем происходит кон­денсация, а при конденсации выделяется в значительных коли­чествах скрытая теплота парообразования, или теплота конден­сации (около 600 кал на каждый грамм сконденсировавшейся воды). Выделение этой теплоты замедляет понижение темпера­туры воздуха при подъеме. Поэтому в поднимающемся насы­щенном воздухе температура падает уже не по уравнению Пу­ассона, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения (что в свою очередь зависит от температуры и дав­ления). На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при дав­лении 1000 мб и температуре 0° охлаждается на 0,66 , при тем­пературе +20° — на 0,44° и при температуре —20° — на 0,88°. При более низком давлении падение температуры соответст­венно меньше. Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом Г_s.

Очень важную роль в атмосферных процессах играет то об­стоятельство, что температура воздуха может изменяться и ча­сто действительно изменяется адиабатически, т. е. без теплооб­мена с окружающей средой (с окружающей атмосферой, зем­ной поверхностью и мировым пространством). Вполне строго адиабатических процессов в атмосфере не бывает: никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от тепло­вого влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро и теплообмен за это время мал, то изменение состояния можно с достаточным приближе­нием считать адиабатическим.

Знание атмосферного давления позволяет рассчитать общую массу атмосферы. Среднее атмосферное давление на уровне моря эквивалентно весу столба ртути высотой 760 мм. В пара­графе 11 показано, что масса ртутного столба высотой 760 мм над одним квадратным сантиметром земной поверхности состав­ляет 1033,2 г; таков же будет вес этого столба ртути в граммах. Таков же, очевидно, будет и средний вес столба атмосферы над одним квадратным сантиметром поверхности на уровне моря. Зная площадь земной поверхности и превышение материков над уровнем моря, можно вычислить общий вес всей атмосферы. Пренебрегая изменениями силы тяжести с высотой, можно счи­тать этот вес численно равным массе атмосферы.

Распределение атмосферного давления по высоте зависит от того, каково давление внизу и как распределяется темпера­тура воздуха с высотой. В многолетнем среднем для Европы давление на уровне моря равно 1014 мб, на высоте 5 км — 538 мб, 10 км — 262 мб, 15 км — 120 мб и 20 км — 56 мб. Эти значения подтверждают вывод, который можно сделать из ба­рометрической формулы: дав­ление убывает примерно в геометрической прогрессии, когда высота возрастает в арифме­тической прогрессии. На уров­не 5 км давление почти вдвое ниже, чем на уровне моря, на уровне 10 км — почти в четыре раза, на уровне 15 км — почти в 8 раз и на уровне 20 км — в 18 раз (рис.2.4). На вы­соте 100 км давление изме­ряется только долями милли­бара.

С помощью барометрической формулы можно решить три задачи:

1) зная давление на одном уровне и среднюю температуру столба воздуха, найти давление на другом уровне;

2) зная давление на обоих уровнях и среднюю температуру столба воздуха, найти разность уровней (барометрическое ни­велирование);

3) зная разность уровней и величины давления на них, найти среднюю температуру столба воздуха.

      Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, от­личную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхно­сти температура воздуха варьирует в довольно широких преде­лах: крайние ее значения, наблюдавшиеся до сих пор, немного ниже +60° (в тропических пустынях) и около —90° (на мате­рике Антарктиды).

     С высотою температура воздуха меняется в разных слоях и в разных случаях по-разному. В среднем она сначала пони­жается до высоты 10—15 км, затем растет до 50—60 км, потом снова падает и т. д.