Termodinamica atmosferei

Căldura pătrunde şi parăseşte atmosfera în mai multe moduri diferite,ca urmare a acestui proces are loc de obicei o încalzire sau răcire a aerului.De exemplu,radiaţia solara încalzeşte atmosfera,iar răcirea acesteia este de obicei un rezultat al absorţiei şi emisiei de radiaţie terestră.

Într-un altfel de proces aerul pluteşte,se ridică si se extinde împotriva presiunii scăzute înconjuratorare,iar în timp ce se extinde se raceşte.Aerul care se scufundă este încălzit de acelaşi proces în mod invers.

Iar într-un alt fel de proces,cantitaţi mari de caldură sunt antrenate sau absorbite în interiorul unor mari suprafeţe de aer,în timp ce apa conţinuta de aceste mase îsi schimbă starea de agregare.

De exemplu,căldura ce este degajată în timpul formarii norilor,caldura latenta a evapotranspiratiei(latenta în momentul în care a fost absorbită,atunci cand apa a fost evaporată ultima oara)este eliberată şi risipită printre micile picături de apa din interiorul formaţiunilor meteorologice.

În capitolul de faţă analizăm detaliat cum au loc schimbările de temperatură produse în acest fel au legatură cu procesele fizice în desfaşurare.În acest scop folosim unele dintre tehnicile şi rezultatele ştiintei numite:’Termodinamică’,un domeniu care s-a dezvoltat în ultimele doua secole de la un număr mic de speculaţii despre natura temperaturii şi căldurii pană la o ramură puternică şi sofisticată a fizicii,întradevăr una din pietrele sale de temelie.În timpul dezvoltării sale termodinamica a evoluat subtil,precis şi riguros printr-o abordare logică care a fost descrisă pe larg în capitolele anterioare,dar care nu este reprodusă aici.În această lucrare anumite concepte termodinamice de bază sunt aplicate componentelor atmosferei în detalii suficiente pentru a clarifica procesele fizice în desfăşurare şi a justifica anumite relaţii folositoare.

Legea 1(întai) a termodinamicii

Pentru a descrie comportamentul termic al unei mase tipice de aer,trebuie să întelegem răspunsul acesteia la injectarea sau înlaturarea căldurii şi de asemenea expansiunea sau compresia masei de aer.Avem nevoie să cunoaştem schimburile de căldura,temperatură şi volum din aceasta;cu ajutorul unei forme a primei legi a termodinamicii,care este potrivită sub o anumită forma pentru a descrie comportamentul unei mase ideale de aer:

dQ=CvdT+pdVol (5.1)

unde dQ reprezintă un foarte mic impuls de caldură(de la lumina solară de exemplu),dT este o mica formă de variaţie a temperaturii,si dVol este o foarte mică creştere în volumul masei de aer.

Primul termen din partea dreaptă a ecuaţiei reprezintă cantitatea de căldură introdusă care este folosită pentru a mări’energia interna’a masei de aer(energia cinetica a moleculelor sale aflate într-o mişcare aleatorie,în care temperatura este masurată).

Acest termen este proporţional cu creşterea temperaturii şi cu constanta de proporţionalitate C, este prin definiţie’capacitatea specifică a căldurii’aerului la un ‘volum constant’aşa cum se întampla în cazul special în care dVol este egal cu zero.Valoarea lui Cv,pentru aerul uscat prin intermediul turbosferei este apropiată de 717JKˉ¹•Kgˉ¹,care semnifică faptul că numarul de juli de căldură introduşi trebuie să încalzeasca 1Kg de aer cu 1ºC când volumul de aer este păstrat constant.

Cel de al doilea termen din dreapta ecuaţiei (5.1)reprezintă cantitatea de caldură introdusă care este folosită pentru a influenţa aerul ce înconjoara masa în timp ce acesta se extinde.Acesta este proporţional cu expansiunea şi cu presiunea internă ‘p’ a masei de aer,care în condiţii terestre este efectiv egală cu presiune înconjuratuare;din motive tratate în capitolul 4.3.

Rezultatul ecuatiei (5.1) ne reaminteşte că introducerea căldurii în masa de aer este împartită între cele doua procese principale studiate:încalzirea si expansiunea.

Egalitatea exprimată mai sus este un exemplu al‘principiului conservării energiei’despre care se crede că se poate aplica în orice circumstanţă.Oricum,orice exemplu particular al acestuia ,cum este cel din ecuaţia (5.1),este valabil în toate situaţiile în care scufundările şi transformarile de energie au loc.Din fericire.schema foarte simplă reprezentată prin ecuatia(5.1)este valabilă pentru mai multe procese foarte importante cu o mare acurateţe.

Aşa cum în ecuaţia de stare a aerului din capitolul 4.1 volumul masei de aer Vol nu este potrivit pentru un gaz liber expansiv aşa cum este aerul şi din această cauză este înlocuit cu reciproca densitaţii aerului,pentru care este egală numeric,din momentul în care consderăm aceleaşi mase de aer.Cand acest lucru este efectuat,iar variaţiile densitaţii rezultate‘dp’sunt înlocuite folosind ecuaţia de mai sus vom obţine relaţia:

dQ=CpdT-1/pdp (5.2)

Consderând cazul special în care presiunea mică dp are valoarea 0 putem demonstra că Cp este capacitatea specifică căldurii aerului la o presiune constantă.În conformitate cu formula (5.1)Cp este mai mare decat Cv,datorită constantei specifice a gazului R,

Cp=Cv+R şi care provine din valoarea termenilor din partea dreaptă a relaţiei din care reiese că Cp pentru aer uscat în turbosferă are valoarea 1004J•Kˉ¹ o valoare care de obicei este rotunjită la 1000.Strict vorbind,capacitatea diferită a căldurii vaporilor de apa face ca valoarea Cp-ului pentru aerul umed să fie foarte puţin diferită de a acestuia pentru aer uscat,dar diferenţa este atât de mica în cele mai multe cazuri incât pentru aerul uscat poate fi aplicată în turbosfera,neţinându-se seama de umiditate.Aşa cum se va arăta în mai multe din capitolele urmatoare Cp se aplică mult mai des decât ar parea potrivit la prima vedere,şi este în general mai folositor decat Cv.

Încălzirea şi răcirea izobarică

De cele mai multe ori încălzirea şi răcirea atmosferei are loc în timp ce presiunea aerului este stabilă sau aproape de această stare.De exemplu încălzirea stratului superior al atmosferei planetare,în timpul zilei şi răcirea sa în timpul nopţii au loc la presiuni determinate de greutatea atmosferei superioare,iar aceste se schimbă foarte puţin de obicei în puţinele ore în care încălzirea persistă;şi datorită naturii libere a atmosferei încălzirea sau răcirea schimbă presiunea aerului în modul în care,de exemplu aerul ar fi prins în o cutie rigidă(închisă).

De sigur,încălzirea ar putea produce convecţie,asociată cu schimbări semnificante în presiunea maselor de aer în timp ce acesta se ridică sau cad prin aerul înconjurator;dar şi în acest caz schimbările individuale de presiune pot fi ignorate dacă alegem spre studiu o masă de aer suficient de mare pentru a conţine în totalitate o adâncime a stratului convectiv.

Ecuaţia(5.2)devine potrivită pentru a studia procesele izobarice,atunci când termenul care îl conţine pe dp este 0.Primul termen din partea dreaptă a ecuaţiei(CpdT)poate determina în acest caz relaţiile dintre schimbul de căldură şi temperatură,dar poate fi folosit şi pentru a estima schimbarile de temperatură din câştigurile sau pierderile de căldură cunoscute,sau invers:

dQ=Cp dT

Aceasta se aplică şi pentru o fâşie finită de aer încastrată(izolată)de restul atmosferei,deşi pare a fi o complicaţie atunci când fâşia se extinde şi foloseşte o parte din energia utilizată pentru a ridica propriul ei centru de greutate.Un studiu complet arată că această complicaţie este iluzorie iar relaţia simplănu îşi pierde valoarea.

Pentru a analiza încalzirea sau răcirea izobarică a unei mase de aer M,mai de grabă decât a unui bloc de aer,trebuie să folosim formula:

dQ=MCp dT.

Să lucrăm pe un exemplu care ne poate arăta relevanţa meteorologică a acestei foarte simple relaţii.Într-o dimineaţă însorită,pe suprafaţa uscatului,se poate constata deseori că temperatura aerului aproape de sol creşte cu câteva grade pe oră în decursul mai multor ore ca urmare a încălzirii solare.Observaţiile în adâncime demonstreză că stratul încălzit masoară deseori 300m(fig 5.2)Ce cantitate de căldură trebuie introdusă pentru a obţine o rată de încâlzire egală pentru această