Wstęp do Geofizyki. Hanna Pawłowska Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki, Uniwersytet Warszawski

Transkrypt

1 Wstęp do Geofizyki Hanna Pawłowska Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki, Uniwersytet Warszawski

2 Wykład 3 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 2 /43

3 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 M * d T p R T ; R R M * d J 287 kg K R * - uniwersalna stała gazowa; jednakowa dla każdego gazu doskonałego M d masa molowa dla suchego powietrza (N 2, O 2 ), M d =28,96 g/mol R stała gazowa dla powietrza suchego (N 2, O 2 ) Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 3 /43

4 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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 4 /43

5 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 5 /43

6 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 m v m v m d q m m 1 q v q Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 6 /43

7 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) Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 7 /43

8 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 8 /43

9 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 R T v v R v R M * v M M d v R M * d 1 R M v masa molowa dla pary wodnej, M d =18 g/mol R v stała gazowa dla pary wodnej Para wodna jest lżejsza od powietrza! v v Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 9 /43

10 p R w T ; R w R M * w p R T v 1 0,61q T T 1 0,61q T v 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! Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 10 /43

11 Temperatura Wilgotność właściwa (q) Temperatura wirtualna T v -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 T v T 1 0,61q -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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 11 /43

12 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. Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 12 /43

13 Wilgotność właściwa (g/kg), p=1000mb e RH e s T q q s e q p 6 0 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 13 /43

14 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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 14 /43

15 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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 15 /43

16 W trakcie przemiany adiabatycznej parametry termodynamiczne zmieniają się w ten sposób, żeby: p z 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. Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 16 /43

17 100 m Szybkość zmiany temperatury suchego powietrza jest stała. Jest to tzw. gradient sucho-adiabatyczny z dt dz g c p 2 10m / s d 1000J / kg / K d K 0.01 m Temperatura spada o 1K na każde 100m. Przy ruchu w dół temperatura rośnie o 1K na każde 100m. 1 K T Jest to prawda wyłącznie w przypadku powietrza, które nie zawiera pary wodnej w stanie nasycenia!!!! Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 17 /43

18 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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 18 /43

19 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-T d tym mniejsza wilgotność powietrza. T d =T jeśli powietrze jest nasycone parą wodną. Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 19 /43

20 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 20 /43

21 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 21 /43

22 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 22 /43

23 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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 23 /43

24 wysokość (m) spadek ciśnienia Na 3000 m temperatura cząstki -20 C Na wysokości 2000 m temperatura cząstki -10 C Po wzniesieniu na wysokość 1000 m temperatura cząstki 0 C temperatura ( C) 0 Początkowa temperatura cząstki 10 C 10 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 24 /43

25 wysokość (m) spadek ciśnienia 3000 Na 3000 m temperatura cząstki -12 C Na wysokości 2000 m temperatura cząstki -6 C Na 1000 m temperatura cząstki 0 C temperatura ( C) 0 Gradient suchoadiabatyczny 10 C/1000m Początkowa temperatura cząstki 10 C 10 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 25 /43

26 wysokość (m) spadek ciśnienia Temperatura powietrza spada o 10 C/1000 m. Wznosząca się cząstka ma zawsze taką samą temperaturę jak otoczenie. Równowaga obojętna/neutralna Temperatura powietrza spada wolniej niż 10 C/1000 m. Wznosząca się cząstka jest zawsze zimniejsza od otoczenia. Równowaga stabilna Temperatura powietrza spada szybciej niż 10 C/1000 m. 0 Wznosząca się cząstka jest zawsze cieplejsza od otoczenia. Równowaga niestabilna temperatura ( C) 0 10 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 26 /43

27 wysokość (m) spadek ciśnienia 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 Temperatura spada wolniej niż 6 C/1000 m. Cząstka wilgotna jest zimniejsza niż otoczenie. Równowaga stabilna temperatura ( C) 0 10 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 27 /43

28 wysokość (m) spadek ciśnienia Równowaga warunkowo stabilna Stabilna dla ruchów suchych Niestabilna dla ruchów wilgotnych 3000 Równowaga stabilna Równowaga niestabilna temperatura ( C) 0 10 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 28 /43

29 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 29 /43

30 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. Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 30 /43

31 Przepływ nad wzniesieniem Wznoszenie po powierzchni frontowej konwekcja Konwergencja Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 31 /43

32 wysokość Gradient wilgotnoadiabatyczny poziom kondensacji Gradient suchoadiabatyczny temperatura Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 32 /43

33 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 33 /43

34 kropelka chmurowa 10 m (0,01 mm) duża kropla chmurowa (mżawka) 100 m (0,1 mm) jądro kondensacji 0,1 m (0,0001 mm) kropla opadu (deszczu) 1000 m (1 mm) Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 34 /43

35 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 35 /43

36 Kropelki chmurowe: cm -3 średnia odległość między kropelkami: 5-1 mm odległość razy większa niż rozmiar Duże kropel chmurowe (krople mżawki): 1 cm -3 średnia odległość między kroplami: 1 cm odległość 10 5 razy większa niż rozmiar Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 36 /43

37 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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 37 /43

38 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 38 /43

39 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 39 /43

40 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 40 /43

41 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 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 41 /43

42 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 42 /43

43 Wstęp do Geofizyki - Fizyka atmosfery 43 /43