Вертикальная ус тойчивость атмосф еры

Причины возникновения вертикальных движений возд уха рассмот рены в параграфе 5.1. Условия для их дальнейшего развития в атмосфере могут б ыть б лагоприятными и неблагоприятными. Так, при неодинаковом нагревании различных участ ков земной поверхност и, вблизи нее возникают вертикальные т оки воздуха, но, в зависимости от физического состояния атмосферы, они могут б ыстро зат ух ать на неб ольшой высоте, или же, наоборот, распространяться на больш ую высот у, приоб ретая значительные вертикальные скорости.

На развитие верт икальных движений воздуха и их интенсивность сущест венное

влияние оказывает соотношение межд у т емпературой поднимающегося или опускающегося объема воздуха и температурой окружающей его среды. Такое соот ношение определяется при сравнении сухоадиабат ического или влажноадиабатического градиента с вертикальным температурным градиентом, характеризующ им реальное распределение температ уры воздуха с высот ой.

Рассмотрим чет ыре случ ая, х арактеризующие развитие вертикальных движений воздух а, в зависимост и от величины вертикального т емпературного градиента (рис. 5.15).

g = 1,2°С/100 м	g = 0,3°С/100 м	g = 0,7°С/100 м g = 1°С/100 м
g > gа > gва	gа > g ва > g	gа > g > gва g = gа

Рис. 5.15. Зависимость развития вертикальных движений воздуха от величины вертикального температурного градиента

Сухоадиабатический градиент б удем считат ь равным 1°C на 100 м. Влажноад иабатический градиент для простоты рассуждений возьмем равным средней его величине, т.е. 0,5°C на 100 м.

1. g > ga> gвa. Пусть вертикальный температурный градиент в окружающ ем воздухе больше сухоадиаб атического, а следовательно, больш е влажноадиабатического и составляет

1,2°C на 100 м (g = 1,2°C/100 м).

Выд елим мысленно два объема возд уха - сухой и насыщенный на высоте 300 м. Допустим, что в начальный момент температура в этих объ емах равна температ уре окружающ его воздуха, т.е. 11,4° C. Предположим, что оба объема по каким-либо причинам начали поднимат ься. Объем сухого воздуха с подъемом будет адиабатически ох лаждаться на

1°C на каждые 100 м. На высоте 400 м его т емпература станет 10,4°C , на высоте 500 м -

9,4°C и т.д. Во всех случаях поднимающийся объем сухого воздуха будет теплее окружающего,

что явится причиной его д альнейшего движения вверх.

Если же этот объем сух ого воздуха по каким-либо причинам начнет опускаться вниз, то он будет нагреват ься на 1°C на каждые 100 м. На высоте 200 м его температура станет

12,4°C, на высоте 100 м - 13,4°C и т.д. Температ ура опускающ егося воздушного объема окажется ниже температ уры окружающ его воздуха. По эт ой причине опускание сухого воздуха б удет прод олжаться.

Аналогичная картина наб людается при подъеме и опускании объема воздуха, насы щенного водяными парами. При поднятии он б удет ох лаждат ься т олько на 0,5°C на каждые 100 м и, следовательно, б уд ет еще более теплым по отнош ению к окружающему воздуху, поэтому его подъ ем будет более энергичным. При опускании вниз насыщ енный об ъем воздуха будет нагреваться по сухоадиабат ическому закону, т. е. на 1°C на 100 м, и, следовательно, продолжать опускат ься как сухой воздух.

Таким образом, в эт ом случае, когда вертикальный т емперат урный градиент воздуха б ольше сухоад иабатического и влажноадиабатического ( g > gaи g >> gвa), выведенная из состояния равновесия сухая и насыщ енная воздушные массы становят ся неустойчивы ми, т.е. и в том, и в другом воздухе будут развиваться восх одящие и нисходящие движения. Такое состояние называется неустойчивым равновесием воздуха. Обычно это бывает в теплое время год а, когда холодный воздух нат екает на т еплую подстилающ ую поверхность. Признаком неуст ойчивого равновесия в атмосфере является образование об лаков верт икального развития: кучевых, мощно-кучевых и кучево-дождевых. В атмосфере возникает инт енсивная турб улентность, вызывающ ая болт анку воздушных судов.

2. g < gвa< ga. Пусть вертикальный температурный градиент в окружающ ем воздухе меньш е влажноадиабатического, а, следовательно, меньше сухо адиабатического и равняется

0,3°С на 100 м (g = 0,3°С/100 м).

Если в э том случае мы выделим два объема воздуха - сухой и насыщ енный на высоте

300 м с т емперат урой, равной температуре окружающего возд уха (в нашем случае 14,1°С), и сообщим этим объемам движение вверх и вниз, то увид им, что при подъ еме они окажутся х олоднее окружающего возд уха, а при опускании - т еплее. И в первом и во вт ором сл учаях об а об ъема будут стремит ься возвратиться в первоначальное положение, т.е. сох ранить устойчивость. В э том случае выведенные из состояния равновесия сухая и насыщенная воздушные массы будут возвращаться в прежнее устойчивое состояние, т .е. возникш ие верт икальные движения б уд ут быст ро затухать. Такое сост ояние называет ся устойчивым равновесием воздуха. В слоях инверсии ( g < 0°С/100 м) и изот ермии ( g = 0°С/100 м) всегда

g < gвa< g a, поэт ому они являются задерживающ ими слоями для восходящих потоков воздуха. Устойчивое равновесие об ычно наблюд ается в холодное время год а, когда теплый возд ух натекает на холодную подстилающую поверхность. В этом случае от сутствуют облака верт икального развит ия, в нижнем ярусе образуются слоистые и слоисто-кучевые облака, а в среднем ярусе - высоко-кучевые. Полет в слоях атмосферы с устойчивым равновесием спокоен.

3. ga> g > gвa. В этом случае, когд а вертикальный температ урный градиент в окружающем возд ухе меньше сухо адиабатического, но больш е влажноадиабатического ( g < ga, и в то же время g > gвa), например, равняется 0,7°С на 100 м, то в сух ом воздухе

верт икальные движения не образуют ся, а в насыщенном возд ухе развиваются только

восход ящие потоки, т.е. в случае подъема и опускания сухого воздуха, а также при опускании насыщ енного воздуха наблюдается устойчивое равновесие. В случае же вынужденного подъема насыщенного воздуха б уд ет неуст ойчивое равновесие. Такое состояние воздуха, когда он остается устойчивым, будучи сухим, и становит ся неуст ойчивым, как только насыщается водяными парами, называется влажнонеустойчивым равновесием.

4. g =ga или g =gвa. В эт ом случае, когда верт икальный т емперат урный градиент окружающ его воздуха равен сухоад иабатическому или влажноадиабатическому, некот орый объем воздух а, поднятый или опустившийся под действием внешних сил на какую-либо высот у, зд есь же и останет ся, так как температура в поднимающемся или опускающемся объеме воздуха б удет равна температ уре окружающей среды. Такое сост ояние атмосферы называется безразличным равновесием. Безразличное равновесие об ычно наблюдается в воздушных массах, которые малопод вижны и длительное время находятся в од ном и том же районе.

Анализ рассмотренных характерных случаев позволяет сделат ь следующие вы воды:

1. В насыщ енном воздухе восх одящие потоки возникают легче, чем в сухом (ненасыщенном), т.е. насыщенный воздух всегд а более неуст ойчив при т ой же величине верт икального температ урного градиент а.

2. Чем выше т емперат ура воздух а, тем легче в э том воздухе возникают восходящие потоки.

3. При неустойчивом состоянии ат мосферы вертикальны е движения интенсивно развиваются

и скорости восходящих потоков с высот ой увеличиваются, так как с высот ой увеличивает ся контраст между температурой поднимающегося воздуха и т емперат урой окружающей среды .

4. При устойчивом сост оянии атмосферы восходящ ие движения обычно не наблюдают ся, а если они по каким-либо причинам и возникли, то быст ро затухают .

5. Слои инверсии, изотермии, а т акже слои с небольшими верт икальными градиентами т емпературы ( g < gвa, т .е. g < 0,5°С/100 м) препятствуют развитию верт икальных движений воздуха и являют ся задерживающими слоями.