- •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
4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
Распределение температуры Те окружающего частицу воздуха в различных слоях атмосферы характеризуется вертикальным градиентом температуры
Распределение температуры Те и других метеорологических величин по высоте принято называть стратификацией атмосферы.
Выделим в атмосфере на том уровне, вблизи которого анализируется состояние атмосферы, воздушную частицу и переместим ее вверх или вниз от исходного уровня. Очевидно, для того чтобы частица не вносила никаких изменений в тепловое состояние окружающего воздуха, необходимо перемещать ее адиабатически (без притока тепла). Характеристикой изменения температуры частицы Ti служит в этом случае сухоадиабатический градиент γа. Сравним величину γ с γа. Возможны три принципиально различных случая распределения температуры по высоте в атмосфере.
Случай 1. Градиент γ > γа: температура в атмосфере понижается с высотой быстрее чем на 1 oС/100 м (рис. 4.1). Температура частицы на исходном уровне z0, по предположению, равна температуре атмосферы на этом уровне: Те0 = Ti0. Переместим воздушную частицу сухоадиабатически на уровень z2. На этом уровне температура частицы равна Ti2, температура атмосферы Те2. Нетрудно видеть (см. рис. 4.1), что Ti2 >Te2, a ρi2 < ρе2 (поскольку pi = ре).
На каждом уровне на воздушную частицу единичного объема действуют две силы: 1) сила тяжести, направленная вниз и равная по величине gρi; 2) выталкивающая сила Архимеда, направленная по вертикали вверх и равная gρe. Результирующая этих двух сил g(ρe - ρi), называемая силой плавучести (или просто плавучестью), направлена вверх при ρe > ρi и по вертикали вниз при ρe < ρi. Под влиянием силы плавучести частица получает ускорение
На уровне z2 частица приобретает положительное ускорение, поскольку Тi2 > Те2.
Если сухая частица переместилась с исходного уровня на уровень z1 вниз, то, согласно рис. 4.1, Ti1 < Te1, а ρi1 > ρе1. В этом случае частица начнет перемещаться вниз с нарастающей скоростью. Таким образом, частица, будучи смещена с исходного уровня на сколь угодно малое расстояние, приобретает ускорение и скорость, направленные в ту сторону, куда она сместилась в начальный момент. При этом скорость по абсолютному значению становится тем больше, чем дальше смещается воздушная частица от исходного уровня, т. е. равновесие частицы в исходном положении неустойчивое; поэтому и стратификация атмосферы при γ > γа носит название сухонеустойчивой стратификации.
Случай 2. Градиент γ = γа: температура в атмосфере понижается с высотой на 1 oС/100 м. В этом случае на всех трех уровнях
Ti0 =Те0, ρi0 = ρе0, Ti1 =Те1, ρi1 = ρе1, Ti2 =Te2, ρi2 = ρе2.
Таким образом, на каком бы уровне частица ни располагалась, ускорение ее движения, согласно (4.5.1), всегда равно нулю. Термическое состояние атмосферы при γ = γа носит название сухобезразличной (или равновесной) стратификации.
Случай 3. Градиент γ < γа: температура в атмосфере понижается с высотой медленнее чем на 1 °С/100 м. В этом случае на уровне z2 температура частицы Ti2 < Tе2, a ρi2 > ρе2, т.е. частица, приобретая отрицательное ускорение, будет смещаться обратно в исходное положение. На уровне z1 температура частицы Ti1 > Те1, а ρi1 < ρе1, т. е. частица, имея положительное ускорение, также будет возвращаться в исходное положение.
Следовательно, при такой стратификации, куда бы ни была смещена частица с исходного уровня, она всегда возвращается в исходное положение после прекращения действия внешних сил. Стратификация атмосферы при γ < γа носит название сухоустойчивой стратификации. С практической точки зрения особенно большое значение имеют два частных случая сухоустойчивой стратификации: изотермическая (γ = 0) и инверсионная (γ < 0).
Из вышесказанного следует, что при устойчивой стратификации вообще, а при инверсии в особенности перемещение воздушных частиц по вертикали затруднено: в случае особо сильной инверсии оно исключено полностью. При неустойчивой же стратификации создаются благоприятные условия для возникновения и развития вертикальных движений воздушных частиц.
В рассмотренном методе анализа термодинамической устойчивости показателем состояния атмосферы является поведение индивидуальной воздушной частицы. Поэтому его называют методом частицы. Предполагалось, что вертикальные перемещения частицы происходили адиабатически. В реальных условиях атмосферы это предположение, строго говоря, не выполняется вследствие наличия теплообмена частицы с окружающей средой. Но несмотря на это, с качественной стороны сделанные выше выводы об условиях развития вертикальных движений частиц соответствуют тому, что наблюдается в атмосфере.