M - Instytut Geofizyki

Transkrypt

Wstęp do Geofizyki
Hanna Pawłowska
Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki, Uniwersytet Warszawski
Wykład 3
Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery
2 /43

Powietrze opisuje się równaniem stanu gazu doskonałego,
które łączy ze sobą następujące parametry
termodynamiczne
 Temperaturę (T) mierzoną w bezwzględnej skali Kelvina (0°C= 273K)
 Ciśnienie (p)
 Gęstość (=m/V)
R*
p
 T
Md
p    R T ;
R*
J
R
 287
Md
kg  K
R* - uniwersalna stała gazowa; jednakowa dla każdego gazu doskonałego
Md – masa molowa dla suchego powietrza (N2, O2), Md=28,96 g/mol
R – stała gazowa dla powietrza suchego (N2, O2)
3 /43

Para wodna stanowi mały
ułamek składu atmosfery

Zawartość waha się
między 0 i 4%

Para wodna zawarta w
atmosferze jest
najważniejszym gazem do
zrozumienia procesów
atmosferycznych

Źródłem pary wodnej jest
parowanie wody
4 /43
5 /43

Wilgotność bezwzględna
gęstość pary wodnej

Wilgotność właściwa
masa pary wodnej podzielona
przez całkowitą masę
powietrza (powietrze suche +
para wodna) w danej objętości

Stosunek zmieszania
masa pary wodnej podzielona
przez masę suchego powietrza
w danej objętości
r  mv m
d
 mv m  m   q 1  q   q
v
6 /43
Zawartość waha się między 0 i 4%
q = 0,01 kg/kg =10 g/kg (1% pary wodnej w powietrzu)
q = 0,04 kg/kg =40 g/kg (4% pary wodnej w powietrzu)
7 /43
8 /43
Powietrze atmosferyczne jest mieszaniną suchego powietrza i pary wodnej w
różnych proporcjach; pary wodnej nigdy nie jest więcej niż parę procent masy.
Zgodnie z prawem Gibbsa-Daltona każdy ze składników takiego gazu zachowuje się
jakby drugi był nieobecny.
e   v RvT
R* Md R* 1
Rv 

 R
Mv Mv Md  v
 v  0.622
Mv – masa molowa dla pary wodnej, Md=18 g/mol
Rv – stała gazowa dla pary wodnej
Para wodna jest lżejsza od powietrza!
9 /43
R*
p    RwT ; Rw 
Mw
p  R  1  0 ,61q   T  
Tv  T  1  0 ,61q 
Tv – temperatura wirtualna,
wyższa od temperatury T
Wilgotne powietrze opisywane jest tym samym równaniem stanu co powietrze
suche, ale temperaturę należy zastąpić temperaturą wirtualną.
W tych samych warunkach temperatury (T) i ciśnienia (p) powietrze wilgotne ma
mniejszą gęstość niż powietrze suche!
10 /43
Tv  T  1  0 ,61q 
Temperatura
Wilgotność
właściwa (q)
Temperatura
wirtualna
Tv-T
-10°C (263K)
10 g/kg
-8,4°C (264K)
1,60
0°C (273K)
10 g/kg
1,7°C (274K)
1,67
10°C (283K)
10 g/kg
11,7°C (284K)
1,73
20°C (283K)
10 g/kg
21,8°C (284K)
1,79
-10°C (263K)
40 g/kg
-3,6°C (269K)
6,42
0°C (273K)
40 g/kg
6,6°C (280K)
6,66
10°C (283K)
40 g/kg
16,9°C (290K)
6,91
20°C (283K)
40 g/kg
27,1°C (300K)
7,15
11 /43
Wilgotność względna to stosunek ciśnienia pary wodnej do ciśnienia pary
nasyconej w tej samej temperaturze.
Stan nasycenia to sytuacja, w której para
wodna jest w równowadze z wodą, tzn . tyle
samo molekuł wody paruje co molekuł pary
wodnej kondensuje.
Ciśnienie stanu nasycenia dla pary wodnej
zależy od temperatury oraz od domieszek
w wodzie i krzywizny wolnej powierzchni
wody.
Ciśnienie pary wodnej nasyconej nad
zakrzywioną powierzchnią jest większe niż
nad płaską powierzchnią.
12 /43
RH 
e
q

es T  qs
12
6
0
Wilgotność właściwa (g/kg), p=1000mb
17
q 
e
p
13 /43




Zmienia się w ciągu dnia wraz ze zmianą
temperatury powietrza
Zmienia się kiedy cząstka porusza się do góry
(zmniejszenie temperatury powoduje wzrost
wilgotności względnej)
Zmiany te następują nawet przy stałej
zawartości pary wodnej w powietrzu
Są związane ze zmianą temperatury, a zatem
zmianą ciśnienia pary w stanie nasycenia
14 /43

Stan powietrza opisany jest przez trzy parametry: ciśnienie (p),
temperaturę (T) i gęstość ()

Zmiana któregokolwiek z tych parametrów pociąga za sobą zmianę
pozostałych parametrów w ten sposób, żeby zawsze była prawdziwa
relacja: p=RT. Przemiana/proces termodynamiczny

Najważniejsze są procesy związane ze sprężaniem i rozprężaniem
powietrza w trakcie ruchu pionowego

W atmosferze najczęściej realizowana jest przemiana adiabatyczna, tzn.
taka, że objętość (cząstka) powietrza ulegająca przemianie nie wymienia
ciepła z otoczeniem

Przemiana adiabatyczna jest dobrym przybliżeniem, gdyż:
 Powietrze jest słabym przewodnikiem ciepła
 Ogrzewanie radiacyjne jest procesem bardzo wolnym w porównaniu z
procesami dynamicznymi związanymi ze sprężaniem i rozprężaniem
15 /43
W trakcie przemiany adiabatycznej parametry termodynamiczne zmieniają się w
ten sposób, żeby:
z
p
T
 const ,   0 ,286
p
T
W trakcie ruchu pionowego do góry ciśnienie w cząstce powietrza się zmniejsza,
cząstka się rozpręża i jej temperatura spada, tak żeby powyższa relacja była
spełniona.
W trakcie ruchu w dół ciśnienie rośnie, cząstka ulega sprężeniu i temperatura w niej
spada.
Szybkość zmiany temperatury z wysokością jest stała.
16 /43
dT
g
   d
dz
cp
10m / s 2
K
d 
 0.01
1000 J / kg / K
m
100 m
Szybkość zmiany temperatury suchego powietrza jest stała.
z
Jest to tzw. gradient sucho-adiabatyczny
1K
T
Temperatura spada o 1K na każde 100m.
Przy ruchu w dół temperatura rośnie o 1K na każde 100m.
Jest to prawda wyłącznie w przypadku powietrza, które nie zawiera pary wodnej w
stanie nasycenia!!!!
17 /43









Jeśli w trakcie wznoszenia do góry cząstka powietrza osiągnie stan nasycenia,
wówczas para wodna zaczyna kondensować
Proces przemiany fazowej związany z kondensacją powoduje wydzielanie ciepła
Cząstka wznosząc się do góry rozpręża się i ochładza, ale jednocześnie ogrzewa
na skutek przemiany fazowej
Temperatura cząstki spada z wysokością, ale wolniej niż w przypadku cząstki
suchej.
Zmiana temperatury z wysokością nie jest stała jak w przypadku cząstki suchej.
Zmiana temperatury zależy od temperatury i ciśnienie cząstki.
Zazwyczaj waha się w granicach: 4-6 °C/ 1000m – gradient wilgotnoadiabatyczny.
Jeśli wilgotna cząstka porusza się w dół, wówczas jest sprężana i ogrzewa się,
część wody paruje i proces ten zmniejsza tempo ogrzewania.
Temperatura zmienia się zgodnie z wartością gradientu wilgotnoadiabatycznego
18 /43
Temperatura, do której należy ochłodzić
powietrze zachowując stałe ciśnienie , żeby
osiągnąć stan nasycenia para wodną.
W trakcie procesu zachowane są:
• Ciśnienie
• Zawartość pary wodnej w powietrzu
Temperatury punktu rosy jest mniejsza lub równa temperaturze zwykłej.
Temperatura punktu rosy jest używana jako miara wilgotności powietrza.
Im większa różnica T-Td tym mniejsza wilgotność powietrza.
Td=T jeśli powietrze jest nasycone parą wodną.
19 /43
20 /43
http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html
21 /43
22 /43

Rozpatrujemy pionowe przesunięcia cząstki powietrza w otoczeniu,
które jest w równowadze hydrostatycznej

Cząstka powietrza poruszająca się pionowo jest poddawana sprężaniu
lub rozprężaniu adiabatycznemu; zatem jej temperatura ulega zmianie

Ruch pionowy cząstki powoduje, że może się stać cieplejsza lub
chłodniejsza od otoczenia.

Działa na nią siła Archimedesa (wyporu)

Jeśli siła wyporu jest zgodna z kierunkiem ruchu  równowaga
niestabilna

siła wyporu przeciwnie skierowana do kierunku ruchu  równowaga
stabilna,

brak siły wyporu  równowaga neutralna
23 /43
2000
Na 3000 m
temperatura
cząstki -20°C
spadek ciśnienia
wysokość (m)
3000
Na wysokości 2000
m temperatura
cząstki -10°C
1000
Po wzniesieniu na
wysokość 1000 m
temperatura
cząstki 0°C
0
Początkowa
temperatura
cząstki 10°C
-20
-10
0
temperatura (°C)
10
24 /43
Na 3000 m
temperatura
cząstki -12°C
2000
Na wysokości
2000 m
temperatura
cząstki -6°C
1000
Na 1000 m
temperatura
cząstki 0°C
Gradient suchoadiabatyczny
10°C/1000m
0
spadek ciśnienia
wysokość (m)
3000
Początkowa
temperatura
cząstki 10°C
-20
-10
0
temperatura (°C)
10
25 /43
Temperatura powietrza spada wolniej niż
10 °C/1000 m.
Wznosząca się cząstka jest zawsze
zimniejsza od otoczenia.
Równowaga stabilna.
spadek ciśnienia
wysokość (m)
Temperatura powietrza spada
o 10 °C/1000 m.
Wznosząca się cząstka ma
zawsze taką samą
temperaturę jak otoczenie.
Równowaga
3000
obojętna/neutralna.
2000
1000
Temperatura powietrza spada szybciej
niż 10 °C/1000 m.
0
Wznosząca się cząstka jest zawsze
cieplejsza od otoczenia.
Równowaga niestabilna.
-20
-10
temperatura (°C)
0
10
26 /43
Temperatura spada wolniej niż
6°C/1000 m. Cząstka wilgotna jest
zimniejsza niż otoczenie.
Równowaga stabilna.
spadek ciśnienia
wysokość (m)
Temperatura spada o
Temperatura spada o
10°C/1000 m. Dla cząstek 6°C/1000 m.
suchych równowaga był a Równowaga obojętna.
obojętna. Cząstka wilgotna
jest cieplejsza niż otoczenie.
Równowaga niestabilna.
3000
2000
1000
0
-20
-10
0
temperatura (°C)
10
27 /43
Równowaga warunkowo stabilna
Stabilna dla ruchów suchych
Niestabilna dla ruchów wilgotnych
2000
spadek ciśnienia
wysokość (m)
3000
Równowaga
stabilna
1000
0
Równowaga
niestabilna
-20
-10
0
temperatura (°C)
10
28 /43
29 /43
Chmura składa się z kropelek wody i/lub kryształków lodu
 Aby powstała kropelka wody lub kryształek lodu:

 Powietrze musi być w stanie przesycenia względem płaskiej
powierzchni wody/lodu
 W powietrzu muszą istnieć tzw. jądra kondensacji

Kropelki w chmurze rosną na skutek:
 Kondensacji pary wodnej
 Zderzeń i łączenia się między kropelkami

Opad powstaje, kiedy kropelki są dostatecznie duże, żeby
mogły wypaść z chmury i dotrzeć do powierzchni ziemi.
30 /43
Przepływ nad wzniesieniem
konwekcja
Wznoszenie po powierzchni frontowej
Konwergencja
31 /43
wysokość
Gradient wilgotnoadiabatyczny
poziom
kondensacji
Gradient suchoadiabatyczny
temperatura
32 /43
33 /43
duża kropla chmurowa
(mżawka)
100 m (0,1 mm)
kropelka chmurowa
10 m (0,01 mm)
jądro kondensacji
0,1 m (0,0001 mm)
kropla opadu (deszczu)
1000 m (1 mm)
34 /43
35 /43
Kropelki chmurowe: 10-1000 cm-3
średnia odległość między kropelkami: 5- 1
mm
odległość 5000 -100 razy większa niż rozmiar
Duże kropel chmurowe (krople mżawki):  1 cm-3
średnia odległość między kroplami: 1 cm
odległość 105 razy większa niż rozmiar
36 /43

Małe kropelki chmurowe rosną początkowo przez
kondensację pary wodnej na powierzchni kropel
 Wzrost jest szybki dla małych kropel i coraz wolniejszy dla
większych kropel

Większe krople chmurowe rosną poprzez zderzenia i
łączenie z mniejszymi kroplami
 Wzrost poprzez zderzenia i łączenie kropel jest znacznie
wydajniejszy niż wzrost kondensacyjny

W chmurach, w których obecne są kryształki lodu
wzrost następuje wskutek procesu Bergerona
37 /43
38 /43
39 /43
40 /43
Ilość odbitego światła jest proporcjonalna do całkowitej powierzchni kropelek
Mało dużych kropelek
Mniej padającego światła jest
odbite
Więcej małych kropelek
Więcej padającego światła jest
odbite
41 /43
42 /43
43 /43

M - Instytut Geofizyki

Transkrypt

Podobne dokumenty

Fizyka Atmosfery - Instytut Geofizyki

ELEMENTY GEOFIZYKI

Siła gradientu ciśnienia

pobrano z serwisu Fizyka Dla Ka ż

Laureaci Nagrody Nobla i wybitni naukowcy, którzy byli wegetarianami

50 lat Geofizyki Toruń! Poczet Dyrektorów i Prezesów GT

Barbórka`2015