- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
Вопрос о стратификации атмосферы по отношению к сухоадиабатическому процессу рассмотрен в п. 4.5. Поскольку выше уровня конденсации частица воздуха находится уже в насыщенном состоянии, то на этих уровнях стратификацию атмосферы следует оценивать по отношению к влажноадиабатическому процессу. При этом, как и в случае сухоадиабатического процесса, возможны три различных вида стратификации атмосферы: а) γ > γ'а — влажнонеустойчивая; б) γ = γ'а — влажнобезразличная; в) γ < γ'а — влажноустойчивая.
По отношению к сухоадиабатическому и влажноадиабатическому движению возможны следующие пять видов стратификации атмосферы: а) γ > γа > γ'а — сухо- и влажнонеустойчивая, или абсолютно неустойчивая; б) γа = γ > γ'а — сухобезразличная и влажнонеустойчивая; в) γа > γ > γ'а — сухоустойчивая и влажнонеустойчивая, или условно устойчивая; г) γа > γ = γ'а — сухоустойчивая и влажнобезразличная; д) γ < γ'а < γ — сухо- и влажноустойчивая, или абсолютно устойчивая стратификация.
Большой интерес представляет изменение стратификации больших объемов (слоев) воздуха при их подъеме или опускании. Стратификация слоя влажного воздуха, движущегося по вертикали как единое целое, может существенно изменяться в сторону устойчивости или неустойчивости. Движение слоя как целого часто наблюдается в атмосфере (при восходящем движении воздушной массы вдоль фронтальных поверхностей, при переваливании через горные хребты и в других случаях). Изменение стратификации слоя при его подъеме зависит от распределения в нем влажности по вертикали.
Характерные случаи изменения стратификации слоя при вертикальном движении представлены на рис. 4.6 и 4.7. На этих рисунках кривая АВ иллюстрирует распределение температуры внутри слоя до подъема. Слой абсолютно устойчив: γ < γ'а. Однако в первом случае (см. рис. 4.6) относительная влажность в нижней части слоя (точка А) значительно больше, чем в верхней (точка В). Поэтому частица А, быстро достигнув уровня конденсации, начнет затем подниматься по влажной адиабате, медленно охлаждаясь. Частица же В при подъеме слоя будет длительное время подниматься по сухой адиабате, и когда она достигнет уровня конденсации (точка В'), стратификация слоя, характеризуемая кривой А'В', окажется влажнонеустойчивой (γ > γ'а). Поскольку воздух к этому времени станет насыщенным, слой в целом приобретет неустойчивую стратификацию. Если относительная влажность внутри слоя возрастает с высотой (см. рис. 4.7), то при адиабатическом подъеме стратификация его становится более устойчивой.
В первом случае стратификация слоя называется потенциально неустойчивой, а во втором — потенциально устойчивой. Различать эти два типа устойчивости можно по состоянию частиц воздуха, расположенных на верхней и нижней границах слоя.
При потенциально неустойчивой стратификации слоя влажная адиабата, по которой частица воздуха, расположенная на нижней границе слоя, поднимается выше уровня конденсации, лежит справа от влажной адиабаты, проходящей через уровень конденсации частицы на верхней границе слоя (см. рис. 4.6), т. е. Θ'А > Θ'B (Θ' — потенциальная температура смоченного термометра).
В случае потенциально устойчивой стратификации имеет место обратное расположение влажных адиабат, проходящих через уровни конденсации (см. рис. 4.7), т. е. Θ'А < Θ'B. Изменение стратификации слоя при подъеме его как целого имеет большое значение для образования облачности и развития конвективных движений внутри облаков.
Согласно уравнению (4.5.1), ускорение частицы определяется разностью плотностей частицы и окружающего ее воздуха. Однако во всех предыдущих рассуждениях об устойчивости атмосферы не учитывалось влияние влажности на плотности частицы и воздуха. В большинстве случаев с этим влиянием можно действительно не считаться. Однако при достаточно высоких температуре и относительной влажности воздуха этот эффект может оказаться существенным. В таких случаях в соответствии с результатами п. 1.4 во всех соотношениях этой главы нужно заменить кинетическую температуру Т на виртуальную Tυ. В частности, вместо вертикальных градиентов температуры γ следует пользоваться вертикальными градиентами виртуальной температуры γυ:
Поскольку обычно ∂s/∂z < 0, то γυ > γ.
Если учитывается влияние влажности на плотность частицы, сухоадиабатический градиент у а также должен быть заменен на градиент виртуальной температуры частицы:
Критерии устойчивости атмосферы с учетом влияния влажности на плотность принимают вид: γυ < γυi, γυ = γυi и γυ > γυi.