28552 SNC03636

Rys. 6.1. Zmiany temperatury w funkcji wysokości h i ciśnienia /»

T — temperatura na wysokości 0 m przy ciśnieniu 1013 hPa. T_d — temperatura punktu rosy, a - acliabat b — pseudoadiabata. c — zmiany temperatury punktu rosy, d — krzywa stratyfikacji termicznej, a +b -nu. 1 — powierzchnia ziemi, 2 - poziom kondensacji, 3 — poziom swobodnej konwekcji

ra punktu rosy obniża się o 0,2°C/100 m. Na jakiej więc wysokości temperatura Tzrówna się z temperaturą punktu rosy T_d? Wysokość ta występuje w równaniu:

T — h 11 g T_d -hy_a

gdzie: y_a to znana nam wartość gradientu suchoadiabatycznego, y_d — wartość gradientu zmian temperatury punktu rosy (0,2°C/100 m).

Przyjmując T — 26°C i T_d = 17°C, otrzymamy h = 1125 m. Na tej wysokości obniżająca się suchoadiabatycznie temperatura osiągnie punkt rosy; jest to ok. 15°C (dokładnie 14,7 5°C). W tej temperaturze powietrze zostaje nasycone parą wodną. Wysokość, na której temperatura osiąga punkt rosy, nazywa się poziomem kondensacji. Ponad tym poziomem zmiany temperatury wznoszącego się powietrza mają charakter pseudo-adiabatyczny (jeśli powstaje opad). W rozpatrywanym przypadku ponad poziomem kondensacji tempo tych zmian określa gradient pseudoadiabatyczny, wzrastający od ok. Q,4°C/100 m do 0,6°C/100 m w zakresie temperatur od 15 do — 10°C. Ściślejsze śledzenie pseudoadiabatycznych zmian temperatury umożliwia pseudoadiabata (rys. 6.1). Wysokość poziomu kondensacji określa wzór

P_k - 120(T- T_d) [m]

Wykres zmian temperatury do wysokości 1125 m — to adiabata sucha. Łącznie oba wykresy — adiabata sucha i pseudoadiabata — powyżej poziomu kondensacji tworzą tzw. krzywą stanu. Obrazuje ona zmiany temperatury zachodzące pod wpływem procesów adiabatycznych, rozwijających się w porcji wznoszącego się powietrza. Trzeba podkreślić. że aą to zarazem tzw. substancjalne zmiany temperatury — zmiany zachodzące

określonej, wyodrębnionej masie (substancji). Nie wolno ich utożsamiać ze zmianami lokalnymi - z temperaturami panującymi na różnych wysokościach - w różnych warstwach atmosfery.

Trzeba jeszcze rozważyć, jak zmienia się temperatura porcji powietrza osiadające-go Są to oczywiście również zmiany adiabatyczne, bowiem osiadające powietrze spręża jL jego temperatura więc rośnie, przy czym wzrost ten następuje w tempie, określonym przez wartość gradientu suchoadiabatyczncgo. Przy założeniu, że proces ma charter pseudoadiabatyczny i z wyjątkiem przypadków, kiedy powietrze jest przesycone nutą wodną (<* ^> £)» adiabatyczny wzrost temperatury powoduje, że powietrze nasycone natychmiast przekształca się w nienasycone - suche. W warunkach początkowych -w nasyconym powietrzu - temperatura równa się temperaturze punktu rosy. Gdy f > T₄- powietrze staje się nienasycone.

Porcja powietrza w naszym przykładzie, gdyby odbyła ruch zstępujący na przykład / poziomu ok. 3 km (gd/ic osiągnęła temperaturę bliską ł5°C) do powierzchni ziemi, ogrzałaby się o 30°C\ tzn. miałaby temperaturę około 35 ’C \ wyższą o o" od temperatury na początku przemian adiabatycznych. Przyrost temperatury odpowiada tu ilości wydzielonego ciepła utajonego w wilgotnym powietrzu, Ilustruje on równocześnie znany klimatologom efekt fenowy ■ kondensację pary wodnej we wznoszącym się po dowie! i/ ncj stronie gór powietrzu i jego ogrzewanie się pr/y ,,/je/d/ic” po stokach zawietrznych.

Tab. 6.1. Pscudoudiubutyc/ne gradienty temperatury (' (7100 m) w /alr/noici od usiiuiim, temperatury i rodzaju przemian fuzowych wody; K • kondensacja, rc*ublimwijw (wg Scdunowa i in., I9QI)

6.2. Stany równowagi pionowej i konwekcja termiczna

Stanem równowagi pionowej określonej warstwy atmosfery nazywa się zdolność dc rozwoju w niej pionowych ruchów porcji powietrza. Zmiana wysokości położenia porcj powietrza w tej warstwu*j^e powodować, że ten ruch pionowy rozwija się - ma przy