- •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
4.11. Метод слоя
Метод частицы и установленный на его основе критерий устойчивости предполагают, что изолированная частица движется в неподвижной окружающей среде. В действительности же при развитии вертикальных движений отдельных частиц окружающая атмосфера не остается неподвижной. Как правило, перемещение частиц вверх вызывает компенсационное нисходящее движение окружающей среды. Влияние этих движений на условия устойчивости в атмосфере учитывается в методе слоя, теоретические основы которого заложены в 1938 — 1939 гг. Я. Бьеркнесом и С. Петтерсеном. Дальнейшее развитие этот метод получил в работах Н. С. Шишкина.
Выделим в атмосфере некоторый достаточно распространенный по горизонтали и вертикали объем (слой), в пределах которого наблюдается восходящее и нисходящее движение воздуха. Пусть восходящим движением со скоростью ω'(ω' > 0) охвачен вертикальный столб с поперечным сечением s', а нисходящее движение со скоростью ω'(ω' < 0) наблюдается в окружающем этот столб кольце, горизонтальное сечение которого s". Теория метода слоя строится при следующих основных предположениях: а) все изменения величин внутри выделенного слоя происходят адиабатически, б) адвективные изменения величин отсутствуют, в) масса воздуха выше любого уровня не изменяется. Последнее означает, что потоки массы воздуха через сечения s и s" равны:
Здесь р' и р" — плотность воздуха в восходящем и нисходящем потоках соответственно. Поскольку р' ≈ р", то соотношение (4.13.1) принимает вид
Для вывода критерия устойчивости по методу слоя необходимо оценить разность ∆T температур восходящего (T′) и нисходящего (T′′) потоков (∆T = T′ - T′′) на некотором уровне z, которая характеризует силу плавучести восходящего потока. Очевидно, при ∆T > 0 восходящий поток будет ускоряться (состояние неустойчивое), а при ∆T <0 — замедляться (состояние устойчивое). Оценим разность ∆T.
Пусть за некоторый промежуток времени ∆T на уровень z придут частицы восходящего потока с нижележащего уровня z1, где температура воздуха T1. За то же время в нисходящем потоке на уровень z придут частицы с некоторого вышележащего уровня z2, где температура воздуха Т2. Поскольку подъем и опускание происходят адиабатически, то можно записать:
Здесь у' и у" — адиабатические градиенты в восходящем и нисходящем потоках соответственно.
С другой стороны,
С учетом соотношений (4.13.3) и (4.13.6) формула для разности ∆T температур на уровне z принимает вид
В то же время, если γ — градиент стратификации внутри выделенного слоя, то
Подставив это выражение в (4.13.7), получим:
Если воспользоваться еще соотношением (4.13.2), то последнюю формулу можно переписать в следующем окончательном виде:
Проанализируем несколько частных случаев.
1. Восходящий и нисходящий потоки ненасыщенны. В этом случае γ' =γ" =γa и формула (4.13.9) принимает вид
Знак разности ∆T в этом случае совпадает со знаком разности γ – γa: ∆T > 0 при γ > γa, ∆T < О при γ < γa - Таким образом, критерии устойчивости по методу частицы и методу слоя в этом случае дают один и тот же результат.
2. Восходящий и нисходящий потоки насыщены. В этом случае γ' = γ" = γ'a и
Здесь также критерии устойчивости по методу слоя и методу частицы совпадают: ∆T > 0 при γ > γa и ∆T < 0 при γ < γ'а.
3. Восходящий поток насыщен, а нисходящий — ненасыщен. В этом случае γ' = γ'а, γ" = γа, а формула (4.13.9) принимает вид
Этот случай представляет наибольший практический интерес. Именно в такой обстановке происходит развитие кучевых облаков.
Из формулы (4.13.10) видно, что независимо от размеров потоков ∆T > 0 при γ > γа и ∆T < 0 при γ < γ'а - Таким образом, критерии устойчивости по методу слоя и методу частицы совпадают и в этом случае, если стратификация абсолютно неустойчивая (γ > γа) или абсолютно устойчивая (γ < γ'а). Однако наиболее часто при развитии облаков наблюдается условно устойчивая стратификация, когда у заключено между γ'а и γа: γ'а < γ < γа. Анализ формулы (4.13.10) показывает, что знак ∆T при такой стратификации зависит не только от γ, но и от отношения s'/s".
Введем понятие критического градиента γкр, при котором ∆T = 0. Приравнивая первый множитель в правой части (4.13.10) к нулю, найдем выражение для этого градиента:
Критический градиент близок к γ'а при малых значениях s'/s" и приближается к γа при больших значениях s'/s".
Критерий устойчивости по методу слоя теперь можно сформулировать так: атмосфера неустойчива при γ > γкр (поскольку в этом случае ∆T > 0) и устойчива при γ < γкр (поскольку ∆T < 0). Эти же неравенства можно переписать в следующем виде:
Таким образом, при условно устойчивой стратификации атмосфера неустойчива для частиц малого размера (для них отношение s'/s" мало и удовлетворяет первому из этих неравенств) и устойчива для частиц большого размера (справедливо второе неравенство). В таких случаях говорят, что атмосфера избирательно (селективно) неустойчива.
Размеры частиц, для которых атмосфера неустойчива, зависят от γ. Если γ близко к γ'a, то атмосфера неустойчива только по отношению к очень малым частицам (возмущениям) и только они будут ускоренно перемещаться по вертикали. В приложении к облакам это будет означать, что они занимают небольшую часть небесного свода и слабо развиты по вертикали.
Если γ близко к γа, то атмосфера неустойчива для более широкого диапазона размеров частиц. В этом случае кучевые облака занимают значительную часть небесного свода, причем наблюдаются как сильно, так и слабо развитые по вертикали облака.
Возможно и такое положение, когда в процессе развития облака неустойчивое состояние (∆T > 0 — сила плавучести положительная) сменяется устойчивым (∆T < 0). В самом деле, пока поперечное сечение облака невелико, выполняется неравенство (4.13.12). Однако как только площадь сечения облака увеличится настолько, что будет выполняться неравенство (4.13.13), сила плавучести будет направлена вниз (∆T < 0).
Под влиянием отрицательной силы плавучести происходит смена восходящего движения в облаке на нисходящее. Нисходящее же движение, в свою очередь, способствует более быстрому выпадению осадков и увеличению их интенсивности.
Кроме рассмотренных в этой главе методов частицы и слоя, существует и ряд других методов анализа устойчивости атмосферы (в частности, основанных на понятии числа Ричардсона, на теории турбулентных струй и др.).