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楼主: 兜风客

[心得交流] 认识天空 2008-05-05 更新至第四章

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 楼主| 发表于 2007-6-7 17:09 | 显示全部楼层
认识天空 第一章(6)
  这些太阳辐射的最终去向取决于其在近地遇到什么。朝南的斜坡比平地和朝北的斜坡吸热多。凹形地区比平地和凸形地区吸热少。沙漠反射掉20%的射入辐射,树林和草地反射绿光波长范围的光。雪地和冰反射40~90%的辐射。深色表面,例如停车点,新犁过的地只反射10~15%的辐射,根据入射角度的不同,水在被直射时反射掉2%,太阳在地平线附近时,水就反射掉近35%辐射。
  所有被地球吸收的太阳辐射最后都变成热能用于加热。其中一部分通过传热的方式直接加热地表空气,一部分以热气流、气泡的方式形成上升扩散热气流加热低层大气,还有一部分把水蒸发成水蒸气,继而进入大气,凝聚成云时把热量释放入大气。
  地表的特性如何,直接影响着热能是被吸收或转而进入空气。例如:沙漠浅层会被很快直接加热升温,而水则让太阳辐射穿透很深而表层温度并无明显升高。一般来说,地表越热,其上层空气温度越高。很显然,同样的辐射下,地表的不同,其加热程度也大有差别。我们将在第四章详细讨论这个特性,因其对热量转换过程非常重要。现在让我们来记录昼夜的日照变化,它使得大气升、降温,这也是气候及翱翔条件的能量源泉。
冷却循环
  低层大气能在被太阳辐射加热地面时加热升温,同时也能被冷却降温。太阳降落后,地面热能以红外线的方式辐射进入空中。这种辐射在干燥空气中很快穿过,很少被吸收。渐渐的,地面在一个晚上直接的冷却下来继而其上面空气也冷却下来。如果晚上刮风,空气混合物把多余的热量带到高处,因而它的温度就不会降得象地表么低。如果晚上有云或雾,一部分(红外)辐射就会被散射,其中一部分射回地面,这样就减慢了冷却过程。这就是为何晴朗的晚上才会形成露珠或霜冻。这也是沙漠地区晚上奇冷的原因。夜间空气和地面热量变化如图6所示。
CONVECTION AND CONDUCTION FROM AIR NEAR SURFACE
从近地空气中对流和热传递
CONDENSATION OF DEW   露珠的凝聚形成  
NET RADIATION TO SPACE AND UPPER ATMOSPHERE
呈网状射到空中和大气的辐射
ABSORBSION BY CLODS AND ATMOSPHERE    被大气和云吸收
REFLECTION FROM CLOUDS      从云反射下来
NIGHTTIME SURFACE HEAT EXCHANGE    夜间地表热转换
图6————热辐射(红外线)

[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-6-8 10:53 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-6-7 17:12 | 显示全部楼层

认识天空 第一章(7)

昼夜转换
  无论是寻找滑翔场地或气流,昼夜日照变化规律对飞行员来说都是一个很重要的概念。要了解此规律,我们必须注意观察从早晨日头升起,到中午日照当顶,直至日落西沉进入地平线的整个过程日照对(空气)的影响。
  一旦入射辐射多于往外的辐射,地表就被加热。往外的辐射变化直接取决于地表温度,因此日照加热达到最大值是在往外辐射达到最高值以前,而且地表温度最高时约在中午3:00左右,如图7所示。这也是通常热气流最强时。
INCREASING HEAT   热量(温度)上升
NET INCOMING RADIATION  网状入射辐射
MAXIMUM SURFACE TEMPERATURE  最高地表温度
NET OUTGOING RADIATION AND SURFACE TEMPERATURE 
网状往外的辐射和地表温度
HOURS OF THE DAY   一天中不同时段
图7————地表热循环

[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-6-8 10:53 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-6-7 17:17 | 显示全部楼层

认识天空 第一章(8)

季节性变化
  图8中我们看到日出的季节性变化。一天中峰值温度(最高温度)还是在中午(当地太阳时间),但冬至时峰值最低(此日太阳离得最远),夏至峰值最高(此日太阳最近)。春分时是太阳经过赤道上空,自然此时是赤道地区的峰值。要注意在这些不同加热循环中,最大地表温度和产热使得最大日照强度有一个延滞。见图7。
HEAT RECEIVEO BY     热量被。。。。。。吸收
EAST FACING SLOPE    朝东斜坡
HORIZONTAL SURFACE    地平线表面
WEST FACING SLOPE    朝西斜坡
WINTER SOLSTICE    冬至
EQUINOX    春分
SUMMER SOLSTICE    夏至
LOCAL SUN HOURS    当地日照时间(小时)
INCREASING HEAT    (温度)热量增加
图8————季节性(日照)加热变化

[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-6-8 10:54 编辑 ]
发表于 2007-6-7 22:18 | 显示全部楼层
学习了! 小小的笔误“SUMMER SOLSTICE    冬至”

[ 本帖最后由 蓝调 于 2007-6-7 22:19 编辑 ]
发表于 2007-6-7 23:28 | 显示全部楼层
兜哥,又打错了,那是夏至,快改过来。
兜版亲手码字,还要安排版面,很辛苦。Dandy也会出错。毕竟是抽空翻译,一遍就写出。我能保证准确,小笔误更多的要靠兜风客校改。
希望大家及时提出宝贵建议,同时给以谅解。

[ 本帖最后由 dandy 于 2007-6-9 15:10 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-6-8 10:48 | 显示全部楼层

认识天空 第一章(9)

  从这些图中看,一个很重要的注意事项是不同面向斜坡的加热不同。例如:春分时朝东的斜坡在早上8:00和地平线表面中午,以及西向斜坡下午4:00时所接受的热量相同。
  导致日照量季节差异的原因有两方面:地球绕太阳公转的同时自转所围绕的自转轴线因公转而倾斜的角度在变化。另外,还有公转的椭圆轨道所造成的距日差别。这些在图9中给予了描述。我们可以看到地球北半球倾斜远离太阳时,太阳垂直照射量少,日照时间短,与此同时,南半球是夏季,垂直照射多,日照时间长。
  (公转)轨道的另一面,北半球变成夏季南半球变成冬季。在图中可以看到,富有戏剧性的是,北半球倾斜远离太阳时,地球在公转轨道上离太阳最近。当北半球倾斜朝向太阳时,地球在其公转轨道上却处于远日点。这样自然地形成冬天不太冷,夏天不至于热死。已经证明地球更新世冰期并非如此巧妙安排。
WINTER    冬天  SUMMER    夏天  EARTH    地球 
SUN    太阳     NORTHERN HEMISPHERE     北半球
SOUTHERN HEMISPHERE    南半球      3-D VIEW    三维透视
图9————轨道运转日照变化


[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-6-8 10:54 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-6-8 10:51 | 显示全部楼层

认识天空 第一章(10)

  相反的情况出现在南半球:太阳夏天离得近冬天离得远。这势必带给南半球的飞行员一个恶劣的天气,除非有比陆地大得多的海洋面积来调节气温。所幸的是南纬380线以南居住的人很少,因此避开了最恶劣的冬天气候。
  所有这些季节性变化所带来的普遍规律对飞行员是很重要的:
  ×冬天---冷,空气密度大,风大,气流稳定。
  ×春天---冷的不稳定气流前沿带来环境的多变,热气流大。
  ×夏天---潮湿,在湿地对流少,但沙漠中由于加热集中有好的热气流。
  ×秋天---在北方冷空气前沿已到,气流不太稳定,对流强。
  水蒸气
  水,由于其作为水蒸气和云的广泛分布,它广泛地随时随刻影响着气候。据估计飘过陆地的水蒸气量是所有河流运水量的6倍多!即使是最小的一场雨也有成千上万吨水量,象俄勒冈州那么大面积的地区上1英寸降雨相当于8百万吨水量。所有这些水蒸气和雨来自于从敞开水面蒸发和植物蒸腾作用。
  水蒸气是气态的水,而云是由水蒸气凝聚而成的小水滴的聚合。水蒸气冷却到冷凝点以下就形成云,这个冷凝点称为露点,用温度表示。一团特定气体的露点取决于它的相对温度。
  湿度
  绝对湿度 是指一定体积空气中水蒸气量。常用磅/1000立方英尺或克/m3。根据蒸发情况及温度分布不同,绝对湿度变化从一处10000到另一处40不等。
  相对湿度 是指一定温度下气体中水蒸气所占百分比(体积百分比)。相对湿度用百分比表示变化范围,从干热空气的近乎0到饱和水蒸气的100%。
  我们必须明白热空气较冷空气更能容纳水蒸气,其结果就是同样绝对湿度的热空气相对湿度比冷空气小。基于此原理,我们可以通过冷却一定量空气来增加其相对湿度。如果空气冷却足够使之相对湿度接近100%或饱和状态,云就形成了。这个饱和状态的温度就是前面定义过的露点。我们将在第三章深入研究云的形成过程。现在我们所知道的最普遍的大气中冷却空气的方法就是使之上升从而膨胀冷却。
  冬天的冷空气总是比夏天更接近饱和,因为它能容纳的水蒸气少。这一现实对飞行员来说并不是什么好事,因为这意味着多云,多降水以及由于无须升得很高就冷却至饱和而带来的低高度云层。冬季当我们加热这样的冷空气并把它带进屋里,我们就降低了它们的相对湿度,人体就释放水分到空气中,使我们感觉冬天好像干燥。相对湿度而非绝对湿度就是由此而来。
水有趣的特性
  水在不同状态……固态、液态、气态的独特性质,使其在我们认识气候的过程中占有一独特位置(见图10)。首先,水具有高热容量,这就是说它很能吸收和族贮存热能。水能吸收所有它能得到的太阳辐射而自身温度升高并不大。自然白天水的温度就比陆地低而晚上陆地快速释放所贮存热量时,水又比陆地温暖。在晚上,水面上的空气被水缓慢释放的热能所加热而导致不稳定和对流。水所贮热能会加热冬天飘过水面的冷空气而形成“湖面热气”,这就是我们在第四章要探讨的主题。
SUNSHINE   日照     LITTLE RISE IN TEMPERATURE   温度上升小
ICE            冰   
WHTER EXPANDS WHEN IT FREEZES AND BECOMES LESS DENSE .ICE FLOATS
水在结冰时体积膨胀,密度降低
WATER VAPOR IS LIGHTER THAN AIR AT THE SAME TEMPERATURE   
同样温度下水蒸气比空气轻(比重小)
AIR           空气
CONDENSING WATER VAPOR GIVES UP LATENT HEAT
水蒸气凝聚时释放出潜热
CLOUD        云
EVAPORATING WATER TAKES IN LATENT HEA
水蒸发时吸进潜热
图10————水的特性

[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-6-9 07:52 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-6-8 11:51 | 显示全部楼层

认识天空 第一章(11)完

  水对温度的调节作用使得某地冬天空气相对温暖,夏天空气相对冷凉。这样的效应造就了英国和法国相对温和的气候,尽管它们的纬度很高,也使得北部地区如纽约州,安大略和英属哥伦比亚拥有优质的果园与葡萄园。但水的下一个重要特性对调节气候作用更重要。
  水在固化(结冰)时有一个特性就是体积膨胀,因而固态水比重比液态水小,冰浮在水面上。结果是,仅有相对少的冰露出水面,此冰层才会在天气转暖时很容易地熔化掉(下沉又上浮)。
  如果冰不是浮在水面上的,它就会在湖底逐渐积累直至整个湖体冻成固体。它们在夏天来临也难以解冻,而且在温带地区也奇冻无比。
  水的另一个特性是其气态(水蒸气)比重相对小。水蒸气的比重只有除此之外的空气的5/8。这是由于其小比重。(两个氢原子和一个氧原子与两个结合在一起的氮原子或氧原子相结合)。结果造成湿空气浮于干空气上方。这个特性形成不断的对流和一些特定情况下的雷暴。
潜热
  我们要讨论的水的最后一个特性是它的潜热。潜热意味着隐藏的能量。此能量在水蒸发时被水蒸气预吸收并贮存。当水蒸气凝结成水时此潜能释放入环境。凝结时释放能量或蒸发时吸收热量的特性对云的行为、热气流的产生和下沉气流(见第六章)产生都很重要。由于潜能由水蒸发形成的水蒸气提供,因此水面上的空气趋向于较冷并趋向更稳定(除非水比以上空气热很多)。稳定性的课题在下一章详细讨论。
小结
  本章我们学习了大气形成的机理。分开并讨论了大气的各个方面状态,但实际上各个方面都是相互关联影响的。其有温度、压力、湿度的大气各成分受到太阳这个巨大星球对我们这个小行星的能量输入的影响,而产生了大幅度的变动。
  由于认识的不断提高,我们能 把各幅宏观图像相互放到一起,并能预言、判断我们在空气中遇到什么。但在我们能看到通常天气状况之前,我们还需要学习更多一点大气中发生的能量及影响因素变化。我们在下一章学习这些。
发表于 2007-6-8 23:14 | 显示全部楼层
温度
    绝对湿度 是指一定体积空气中水蒸气量。常用磅/1000立方英尺或克/m3。根据蒸发情况及温度分布不同,绝对温度变化从一处10000到另一处40不等。
   相对湿度 是指一定温度下气体中水蒸气所占百分比(体积百分比)。相对湿度用百分比表示变化范围,从干热空气的近乎0到饱和水蒸气的100%。

上段之中红字是温度还是湿度请兜风客老师明察指点,我看的有点糊涂了。谢谢!

[ 本帖最后由 大黄蜂 于 2007-6-8 23:21 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-6-9 07:53 | 显示全部楼层

回复 #29 大黄蜂 的帖子

谢谢大黄峰指正。我打错啦,已改正。
发表于 2007-6-9 09:28 | 显示全部楼层
原帖由 兜风客 于 2007-6-9 07:53 发表
谢谢大黄峰指正。我打错啦,已改正。



鸡蛋里挑骨头,LZ已经辛苦了。
发表于 2007-6-10 12:28 | 显示全部楼层
辛苦辛苦!!佩服兜版和DANDY的毅力!!!
发表于 2007-6-12 21:20 | 显示全部楼层
我说这几天dandy不给我电话,原来是去弄“鸟”语了......老鸟小鸟辛苦辛苦

[ 本帖最后由 pop风鸟 于 2007-6-12 21:23 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-7-5 10:23 | 显示全部楼层
第二章 1
      活生生的大气
      地球上任何一个会喘气的生命都知道大气并非一个简单的圆团象一只抱窝母鸡一样蹲坐在我们上面,它是一个生机勃勃随时或多或少在变化的大团,空气有头有尾有上有下,如果你同意的话,它还有情绪。
      本章我们要研究一此促使大气行为变动的大气的特性。这些特性主要是稳定性(稳固状态),气压不平衡和 coriolis(科里奥利)效应。此三项特性是垂直和水平方向气流形成的主要原因。
      减温率
      我们必须深入研究稳定和非稳定的要领及意义才能明白对流(热气流)是怎样形成的。但首先,我们必须先描绘大气的温度特写或称之为大气降温率。
      如前所述,空气是由下而上被 地面加热的。同时,随海拔增加,大气密度变低,基于这两个原因,通常靠近地面的空气温度较高,随着海拔的增加,其温度逐渐降低。
      请看图11,A曲线是理想气体的表现或者说是“普通”大气的减温率。大气几乎不可能是绝对理想的,但这个减温率是地求周围所测得的平均值。这个平均值就是标准减温率(SLR),每上升1000英尺降低3.6F(20℃\1000ft)或(20℃\3000米)。
      现在来看曲线B。它反映了夜间的真实情况,,这时我们看到由于和冷的地面紧密接触,靠近地面的空气要更冷一些,这种特性叫地面逆增,是夜间发生的典型现象。根据不同风量造成的混合作用的不同,这种逆增范围可以延伸到1000英尺(300米)或更高。逆增一词指的是在一定海拔升高范围内(逆增层面)实际空气温度在升高或至少比通常下降得慢得多。稍后我们就将看到逆增层面拥有稳定 的空气。
      如果再往曲线上部一点看,我们在5000英尺(1500米)处发现另一个逆增层面。此处空气有一个升温。。再往上走又下降。这是大气正常的现象,对此稍后将作解释。
      白天的情况和曲线C类似。这里我们发现接近地面空气加热比正常速度快。这种集中的地面加热继而随白天的进程越来越强地以对流的方式向上散发其热量。曲线B和C中倾斜比较大的部份显示了从晚上经过早晨一直到中午加热量最大时的情况。随着夜晚的来临,相反的情况将发生。
      曲线C最下面描述的减温率显示了一种不稳定状况,稍后我们将看到原因所在。
ALTITUDE IN THOUSANDS OF FEET     以千英尺表示的海拔
TEMPERATURE                       温度
STANDARD   LAPSE  RATE           标准减温率
NAGHTTIME  LAPSE  RATE           夜间减温率
DAYTIME     LAPSE  RATE           白天减温率
INVERSION                           逆增
图11---减温率曲线


[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-7-5 15:16 编辑 ]
发表于 2007-7-5 11:35 | 显示全部楼层
兜版、图片在那里??快上啊!!
 楼主| 发表于 2007-7-5 12:02 | 显示全部楼层
   第二章(2)
   稳定性和不稳定性
       稳定空气指的是在垂直方向上位置不变的空气。让我们来看这是怎么回事。设想图12中一个空气泡在大气冲上升。随着上升,由于压力降低它就膨胀。这种压力的降低在10000英尺(3000米)以下是线性的,同样这个气团膨胀降温也是线性的,平均上升1000英尺(300米)下降5.5F,或者说3℃/1000英尺即1℃/100米。如果没有额外加热,氧气和热气上升过程也发生同程度冷确。
      一个上升气团准确速度为-5.5F/1000英尺(1℃/100m)就称为干燥绝热减温率或称DALR干燥,并非说其中没有水蒸气,而是指水蒸气没有产生凝聚或没有变成明显的云。绝热,指的是与周围空气没有热交换。实际情况中,周围空气的参与是在所难免的,但这在总趋势中是很有限的。
      现在我们知道相同状况下较热空气密度比较冷空气小,因为它们在同样的气压下但较热空气具有更多能量,其分子运动范围也较大。然而热空气在被冷空气包围时它要往上爬,因为它较轻。冷空气在被热空气包围时它要往下沉,因为它较重。这跟木头密度小浮在水面上石头密度大沉入水底是一个道理。
      如果一个活跃的气团在减温率低于5.5F/1000英尺(1℃/100m)的大气中上升。此气团上升过程 中将比周围空气冷确速度快,最终它将到达一个高度,此处它与周围空气温度相同,见图中所示,事实上,如果此时它被强制上升超过上述平衡点,由于它比周围环境温度低,它又会很快回落到平衡点高度,这就是稳定性的含意。
LAPSE  PATE  减温率
EQUILIBRIVIV  LEVEL  平衡水平
图12----稳定性的含义


[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-7-5 15:17 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-7-5 12:04 | 显示全部楼层
  第二章 (3)
      不稳定空气的情况正好与之相反,如果空气的减温率准确超过5.5F/1000ft(1℃/100m),一团被迫使上升的空气就没有周围空气冷得快于是它将继续保持上升(图13)。空气的不稳定性指的是由于低层的空气太热,以至于在垂直方向无法保持平衡不动,因而平衡被打破(注意在稳定和不稳定情况中的水平风)。不稳定空气倾向于把能量向上散布。
      我们现在可以简要定义一下
      稳定空气---出现在减温率小于DALR(干燥绝热减温率5.5F/1000ft[1℃/100m])
     不稳定空气----出现在减温率大于DALR
LAPSE  RATE  减温率
图13---不稳定性的含义


[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-7-5 15:18 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-7-5 12:06 | 显示全部楼层
  第二章(4)
      重要的是要记住,在稳定情况下,一定量(一团)向下运动的空气将趋向于运动回到平衡点。在不稳定情况下,一团向下运动的空气趋向于继续向下运动。后一种情况能对一些不稳定日子量广泛的下沉情况。稳定性及不稳定性的本质也就是为何有时会有比沿山脊飞更大的升力。也就是不稳定情况造就了热气流(上升的对流气泡),这在后面章节中描述。
      现在回过来看图11。显示了SLR(标准减温率)的曲线A可以看作是稳定气休的情况。因为减温率低于DALR(干燥绝热减温率)。如果减温率高于DALR,我们称之为超绝热。这样的减温率在曲线C 中表示出来。一个超绝热减温率通常只出现在炎热的沙漠或不太炎热的气侯里太阳照射的临近地面处。
      稳定性的迹象
      各种飞行员应该在身心受到摧残前就学会观察普通的大气稳定性。你可能是滑翔飞行员,希望捕捉到热气流也可能你是动力飞行者希望游弋于光滑空气中,前一种人需要不稳定情况,后一咱人须寻找稳定移动慢的空气。
      通常情况下,晴朗的夜晚紧接着晴朗的早晨,将带来不稳定情况。因为晴朗夜晚造就了厚的冷空气层,对于早晨地面被加热的空气来说,它是极不稳定的。但是,因为较低水平 的早晨逆增,较冷的晚上会延迟次日强对流产生的时间,见图11B曲线底部。另外一方面,天阴多云的日子以及有些日子空气被连续加热,这样情况下空气趋向稳定。
      云的类型(见第三章)也是稳定以身殉职的迹象。积云或一堆堆团云是由垂直气流形成的,它们暗示着不稳定。层云通常予示着稳定。同样的,上升到一定高度就散开的烟,指示出稳定情况,反之,升得很高的烟,提示我们不稳定情况。
      尘土飞扬的旋风,阵风(由湍流导致)和好的能见度予示着不稳定空气,雾以及由烟雾造成的低能见度,予示着稳定的大气。这些情况见图14
LAYER  CLOUDS 层云
STABLE  CONDITION 稳定情况
SMOKE 烟
GNEERAL HAZE 予合的烟雾
STEADY  WIND 稳定的风
CUMULUS  CLOUDS 积云
ERRATIC  WINDS 飘忽不定的风
HIGH  RISING  SMOKE 升得高高的烟
DUST  DEVIL  旋风
图14----稳定性的迹象


[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-7-5 15:20 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-7-5 12:08 | 显示全部楼层
第二章(5)
      层面上的稳定性

      现在我们来关注气团的稳定性或者说层面上的稳定性变化。首先,我们知道一天中日照是有变化的,一个气团,不管热气团还是冷气团都是其前锋开道继而整个团通过某一地区。这样的气团都 具有自己特有的温度特性及不同稳定性。(我们在第四章将描述前锋)
      在炎热季节,在沿海地区,海洋中的空气常常入侵“陆地”。这栏空气温度而且迠地运动到热的陆地空气下面。这样就造成冷的稳定的空气上面罩着热的不稳定空气。这就是海洋逆增(逆增的含义见本章开头)。这所以是逆增,是因为冷空气在下热空气在上。如果这个海洋气层厚,在其中面就形成层云,如果此海洋气层薄,在它上面就形成雾。
      在山区,热空气进入某一地区,会飘过山谷顶端,而不会顺山坡下滑。这就把整个山谷底的冷空气滞留在热空气层下面,这也在山顶高度形成一个逆增层面。下面上升的空气被叠压在逆增层面的底部。
      气团稳定性变化和逆增层面形成最通常最重要的方式就是升起或沉下整气团。我们要特别注意以下原则:
      当一个气团被提升后,它变得不稳定
      当一个气团下沉后,它变得较稳定
      从图15中可以看出此规律的原理所在,这里我们看到一个上升的空气层。当其被提升后,在垂直方向上它被拉长而且上部膨胀比下部快,因而也准确快。图例中所示,此空气层以干燥绝热减温率CDALR,5.5F/1000英尺准确。过了一段时间后,此气层底部到达15000英尺而由于被垂直拉长其顶部已达到18000英尺。其底部冷确到22F即77F---55*10(千英尺)。其顶部冷确到此气层现在顶部与底部相距3000英尺,减温率是12.5/3即4.2F/1000英尺。这就此开始时3.5F/1000英尺相对不稳定了。
Ft英尺
图15----空气层稳定性的变化


[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-7-5 15:21 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-7-5 12:10 | 显示全部楼层
第二章(6)
      相似的原理,下沉的空气层将变得更稳定。沿山坡下滑的空气层下滑是够长度,其结果也是一个逆增。图11中上段显示的逆增明显由于这个机理造成的。多数情况下,这样的逆增在热上升气流顶端形成一个罩,特别是在高气压的天气(见第四章)。不同时间上升的气层边缘扩散,形成大面积和上升气流,提供好的翱翔环境,形成积云,鲭鱼天空(云象鱼鳞一样)。上升气层由移动的空气前锋表面受热以及低气压造成。下沉气层往往与高气压天气和表面受冷密不可分。
      潮湿减温率
      在上一章中我们讨论过含有水蒸气上升气流膨胀,冷确因而它的相对温度增加,如果这一过程继续下去,相对温度达到100%,这样就达到了饱和状态,此空气的温度也达到了露点。如果此空气继续上升,就产生凝聚,释放潜热。释放的潜热空气,于是在DALR(干燥绝热减温率)下,如果继续上升,它就不再很冷。凝聚产生时的减温率称作潮湿减温率(MALR),根据上升空气原温度的不同,这个减温率在2-5F/1000英尺(1.1-2.8℃/300米),平均下来大约3F/1000英尺(0.5℃/100M).
      平均MALR ,DALR和标准减温率(SLR)在图16中显示。当空气温度介于DALR和MALR时,它就称作状态不稳定,这就是说,如果此空气已经饱和而即将凝聚时,它将是不稳定的,云就是这样的,一边上升一边形成并趋向稳定。
CONDITIONALIY  UNSTABLE  AIR 状态不稳定空气
STABLE  AIR 稳定空气
UNSTABLE  AIR  不稳定空气
ALTITUDE 海拔
TEMPERATURE 温度
SUPER  ADIABATIC  LAPSE RATE 超绝热减温率
DRY  ADIABATIC  LAPSE  RATE (DALR)干燥绝热减温率
STANDARD  LAPSE  RATE(SLR)标准减温率
MOIST  ADIABATIC  LAPSE RATE(MALR)潮湿绝热减温率
ABSOLUTELY  STABLE  LAPSE  RATE 绝对稳定减温率
图16—向个重要减温率之间的关系


[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-7-5 15:22 编辑 ]
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