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 > γ_а > γ'_а — сухо- и влажнонеустойчивая, или абсо­лютно неустойчивая; б) γ_а = γ > γ'_а — сухобезразличная и влажнонеустойчивая; в) γ_а > γ > γ'_а — сухоустойчивая и влажнонеустойчи­вая, или условно устойчивая; г) γ_а > 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 T_υ. В частности, вместо вертикальных градиентов температуры γ следует пользоваться вертикальными градиентами виртуальной температуры γ_υ:

Поскольку обычно ∂s/∂z < 0, то γ_υ > 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: γ_υ < γ_υi, γ_υ = γ_υi и γ_υ > γ_υi.