L is the latent heat of vaporization, T is the temperature in K, and ! repre-
Moist static energy=cpT+gz+Lq
| Các quá trình ẩm và nhiệt độ thế tương đương
{ Gradient đoạn nhiệt bão hồ nói chung nhỏ hơn gradient đoạn nhiệt khô, và trở nên nhỏ hơn khi nhiệt độ tăng
{ Khi một phần tử bão hoà đi lên, nước ngưng tụ, ẩn nhiệt được giải phóng và phần tử lạnh đi chậm hơn khi tăng độ cao so với phần tử chưa bão hoà hoặc phần tử khô
{ Nhiệt độ thế tương đương là nhiệt độ mà một phần tử khơng khí ẩm có thể đạt được nếu ban đầu nó được nâng lên đoạn nhiệt ẩm cho đến khi toàn bộ nước của nó bị ngưng tụ và sau đó được đưa đoạn nhiệt trở lại khí áp mặt tham chiếu:
16 1. INTRODUCTION TO THE CLIMATE SYSTEM
Γ = Γ + L c dq dT 1 s d p * (1.25) The saturated adiabatic lapse rate is generally less than the dry adiabatic lapse rate, and becomes smaller as the temperature rises. As a saturated parcel rises, water condenses, latent heat is released and the parcel cools more slowly with increasing altitude than an unsaturated or dry parcel.
Another useful quantity is the equivalent potential temperature, which is the temperature that would be obtained by a moist air parcel if it were is the temperature that would be obtained by a moist air parcel if it were first raised moist-adiabatically until all of its water condensed out, and then brought adiabatically back to a reference surface pressure.
Θ = Θ ⎛⎝ ⎝ ⎜ ⎞ ⎠ ⎟ Lq c T exp e * p (1.26) Equivalent potential temperature incorporates the moist static energy of air parcels in a hydrostatic atmosphere. The moist static energy includes the sensible, potential, and latent energy per unit mass (1.27).
= c T gz Lq+ +
Moist static energy p (1.27)
Potential temperature includes the dry static energy, from which the latent energy in (1.27) is excluded. If the equivalent potential temperature latent energy in (1.27) is excluded. If the equivalent potential temperature decreases with height, then the air parcel is only conditionally unstable. It is unstable only if it becomes saturated. If the equivalent potential temperature increases with height, then the parcel is absolutely stable.
The important difference between dry adiabatic ascent and moist ascent can be illustrated by plotting the dry and moist adiabats for a few ascent can be illustrated by plotting the dry and moist adiabats for a few representative cases. The adiabats are the temperature profiles that would be experienced by parcels as they are raised upward adiabatically from the surface. Examples of some dry and saturated adiabats are plotted in Fig. 1.10. Because of the release of latent heat, the temperatures of moist adiabats decrease less rapidly with height in the lower troposphere, but become parallel to the dry adiabats at low temperatures where latent heat- ing is nearly zero, because the saturation vapor pressure is very small. This difference is particularly evident at high temperatures, where the saturated parcel starts out at the surface with much more latent energy and therefore its temperature drops less rapidly with altitude. Because the curvature of the saturated adiabats increases with temperature, when the temperature of the saturated parcel at the surface is increased, its tempera- ture when it arrives at any layer higher in the troposphere is increased by a larger amount than the surface temperature increase. For example, parcels started from the surface at 20 and 30°C have temperatures of −45.6 and −15.5°C when they reach 10 km altitude. The difference of 30°C at 10 km
Γs=Γd1+Lcp dq*dT
e= expL q*cp T
Moist static energy=cpT+gz+Lq
| Các quá trình ẩm và nhiệt độ thế tương đương
{ Nếu nhiệt độ thế tương đương giảm theo độ cao thì phần tử khí chỉ bất ổn định có điều kiện
{ Nếu nhiệt độ thế tương đương tăng theo độ cao thì phần tử là ổn định tuyệt đối
{ Do giải phóng ẩn nhiệt, nhiệt độ các đường đoạn nhiệt ẩm giảm nhanh theo độ cao trong tầng đối lưu dưới, nhưng trở nên song song với các đường đoạn nhiệt khô ở nhiệt độ thấp nơi mà đốt nóng ẩn nhiệt gần bằng 0 do áp suất hơi nước bão hồ rất nhỏ
| Các q trình ẩm và nhiệt độ thế tương đương
{ Sự khác biệt này đặc biệt rõ ở nhiệt độ cao khi phần tử bão hồ xuất phát từ bề mặt có năng lượng ẩn lớn hơn nhiều và do đó nhiệt độ của nó giảm nhanh hơn theo độ cao
{ Do độ cong của các đường đoạn nhiệt bão hoà tăng theo nhiệt độ, khi nhiệt độ của phần tử bão hồ tại bề mặt tăng lên, nhiệt độ của nó, khi nó đến được tại bất kỳ lớp nào cao hơn trong tầng đối lưu, được tăng lên một lượng lớn hơn nhiệt độ bề mặt tăng
{ Ví dụ, các phần tử xuất phát từ bề mặt ở 20 và 30°C có nhiệt độ −45.6 và −15.5°C khi chúng lên đến độ cao 10 km
{ Sai khác 30°C tại 10 km là lớn hơn ba lần sai khác của chúng ở bề mặt