Динамика атмосферы. Аргучинцев В.К. - 68 стр.

гичное (2.7.8), в котором вторая и третья суммы правой части обращаются в нуль. Тогда верти-
кальный турбулентный поток величины ϕ определится формулой


                                                          ∂ϕ
                                           Ф = −K zρ         .                         (2.8.2)
                                                          ∂z

      Условия консервативности и пассивности с достаточной точностью соблюдаются для очень
многих физических величин, в частности для удельной влажности и концентрации некоторых
примесей, содержащихся в воздухе. Вертикальные потоки этих величин приближенно могут быть
определены по формулам вида (2.8.2). Исключение составляет вертикальный турбулентный поток
тепла, выражаемый через величину теплосодержания единичной массы воздуха c p T , которая не

удовлетворяет условиям консервативности и пассивности, так как температура при адиабатиче-
ском перемещении по вертикали изменяется, а ее распределение оказывает влияние на характер
движения воздушных частиц: перегретые частицы всплывают вверх, а переохлажденные опуска-
ются вниз.
      Вертикальный турбулентный поток тепла, который мы обозначим через QT , по аналогии с
выводами предыдущего параграфа можно выразить через теплосодержание единичной массы воз-
духа c p T при помощи соотношения


                                      ∂T        1 N             1 N             
                      QT = −cp ρK z      + cp ρ  ∑ δT iw'i S i + ∑ T i" w'i S i  .   (2.8.3)
                                      ∂z         S i =1         S i =1          

      Если движение частиц происходит адиабатически и фазовые превращения воды отсутству-
ют, то изменение температуры при вертикальном перемещении частиц выражается формулой

                                            δ Ti = −γ a ( z − z i )                    (2.8.4)


где γ a - адиабатический градиент температуры. Учитывая равенство (2.7.10), найдем


                                        1 N
                                          ∑ δ Ti w'i S i = −γ a K z .
                                        S i =1
                                                                                       (2.8.5)


      Под влиянием архимедовых ускорений частицы, пришедшие на уровень z снизу с положи-
тельной вертикальной скоростью w 'i , в среднем на начальных уровнях zi были теплее окружаю-

щей среды, т.е. имели положительные отклонения температуры T i" , а частицы, пришедшие на

уровень z сверху с отрицательной вертикальной скоростью wi , имели на начальных уровнях zi

                                                         68