Упорядоченные вертикальные движения

 

Эти движения наблюдаются над обширными пространствами, а по вертикали могут распространяться на всю толщу тропосферы.

 

Теплый воздух Теплый воздух

 

 

холодный холодный

воздух воздух

 

а б в

Рис 3.1 Виды вынужденных поднятий воздуха а- подъем воздуха вдоль горных склонов; б- натекание теплого воздуха на холодный; в- подтекание холодного воздуха под теплый

 

Упорядоченные вертикальные движения возникают по ряду причин:

1) При натекании теплого воздуха на клин холодного (при перемещении теплого воздуха в сторону холодного); (Рис 3.1 б)

2) При вытеснении теплого воздуха подтекающим под него холодным (в случае перемещения холодного воздуха в сторону теплого); (Рис 3.1 в)

3) При поднятии воздуха вдоль горных хребтов. (Рис 3.1 а)

Образующиеся при этом облака покрывают обширные территории (тысячи км²).

 

Термическая конвекция

Земная поверхность в дневные часы нагревается солнцем неравномерно. Например, суша нагревается быстрее, чем водная поверхность, пашня нагревается до более высоких температур, чем лесной массив или почва покрытая растительностью и т.п.

Над более нагретыми участками поверхности воздух быстро прогревается, становится теплее окружающего воздуха и как более легкий начинает подниматься. Рядом с таким восходящим потоком, скорость которого на этом этапе составляет 5-10м/с, появляется нисходящий с меньшей скоростью. Горизонтальные размеры этих потоков невелики, а по вертикали восходящие потоки могут распространяться до тропопаузы, а в некоторых случаях проникать в нижнюю стратосферу. О величине потоков воздуха, особенно восходящих, можно судить, как мы увидим дальше, по размерам облаков. Этот процесс развития вертикальных движений в результате неравномерного прогревания подстилающей поверхности называется термической конвекцией. Термическая конвекция обычно наблюдается в теплое время года. Утром она зарождается, около полудня достигает максимального развития, а вечером затухает. Установлено,что чем больше влагосодержание воздуха, тем при прочих равных условиях интенсивнее развивается конвекция и тем больше скорости восходящих движений.

 

Динамическая турбулентность

Динамическая турбулентность развивается в любое время года. Это вихревое движение воздуха в нижнем слое тропосферы (1000-1500м), возникающее вследствие трения воздуха о шероховатую земную поверхность при его горизонтальном перемещении. Летом в дневные часы динамическая турбулентность усиливается термической конвекцией. Особенно значительна динамическая турбулентность в горных районах, где на наветренных склонах интенсивность восходящих движений усиливается вынужденным подъемом воздуха, а на подветренных – в опускающемся воздушном потоке возникают завихрения – роторные волны.

Все виды вертикальных движений могут возникать одновременно, и тогда интенсивность восходящих движений возрастает.

При подъеме воздуха процесс развивается адиабатически, т.е. без теплообмена с окружающим воздухом. При подъеме воздуха происходит его адиабатическое охлаждение, а при опускании – нагревание. Расчеты показывают, что если поднимается сухой или ненасыщенный воздух, то температура в нем понижается на каждый 100м примерно на 1⁰С. Эта величина постоянная и носит название сухоадиабатического градиента γ_а. Начиная с высоты, на которой температура достигает значения точки росы, воздух становится насыщенным. Высота, на которой воздух при своем подъеме достигнет полного насыщение, называется уровнем конденсации. При дальнейшем подъеме воздуха происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота конденсации, за счет чего температура воздуха будет понижаться на меньшую величину, чем до начала конденсации. Величина понижения температуры в поднимающемся насыщенном воздухе на каждые 100м называется влажноадиабатическим градиентом γ_в.

Если сухоадиабатический градиент – величина постоянная, то влажноадиабатический градиент- величина переменная и зависит от температуры и давления. В среднем значение влажноадиабатического градиента равно 0,5⁰С на 100м.

При опускании воздуха (нисходящем движении) как сухого, так и влажного температура всегда повышается на 1⁰С на 100м. При повышении температуры воздух всегда удаляется от состояния насыщения, а если это происходит в облаках, то капельки воды, из которых состоят облака, испаряются и облака исчезают.

Н км

	влажная адиабата
			сухая адиабата уровень конденсации

 

 

 

 

 

 

-10 -5 0 5 10 15 tºC

Рис.3.2. Адиабатическое изменение температуры в поднимающемся воздухе.

 

Изменение температуры в поднимающемся воздухе можно изобразить графически (Рис. 3.2.). Здесь отрезок кривой от исходного уровня и до высоты, где начинается конденсация (уровень конденсации), изображает изменение температуры в сухом (ненасыщенном) воздухе и называется сухой адиабатой. Выше уровня конденсации поднимается уже влажный насыщенный воздух.

Поскольку влажноадиабатический градиент – величина переменная, то изменение температуры изображается в виде плавной кривой. Эта часть кривой носит название влажной адиабаты. Вся кривая называется кривой состояния, поскольку она характеризует состояние поднимающегося воздуха.

Для анализа атмосферы, кроме кривой состояния, по данным атмосферного зондирования строится кривая фактического распределения температуры воздуха по высотам, которая называется кривой стратификации. (Рис.2.1.) По этим же данным рассчитывается вертикальный температурный градиент. Обычно его называют фактическим градиентом γ. В отличии от адиабатических градиентов он может иметь различные значения. В том числе и отрицательные (в случае инверсии). Установлено, что на развитие вертикальных движений в атмосфере весьма существленное влияние оказывает распределение температуры воздуха по высоте. В связи с этим различают три степени устойчивости атмосферы: неустойчивое, устойчивое и безразличное состояние атмосферы. Степень устойчивости атмосферы можно определить путем сравнения фактического вертикального градиента температуры с адиабатическим или, что тоже самое, путем сравнения кривой стратификации с кривой состояния.

 

Н км Н км

3 3

 

 

2 2

 

1 1

 

 

tºC tºC

-5 0 +5 +10 +15 +20 -5 0 +5 +10 +15 +20

Рис.3.3 Неустойчивое состояние Рис.3.4 Неустойчивое состояние

для сухого или для влажного

ненасыщенного воздуха. ненасыщенного воздуха.

 

__ __ кривая состояния;

____ кривая стратификации.

 

Предположим, что ограниченный объем ненасыщенного воздуха (γ_а= 1⁰С) по какой-либо причине начал подниматься вверх. Пусть у поверхности земли температура в указанном объеме воздуха и в окружающим его воздухе была 20⁰С, фактический вертикальный градиент температуры γ=1,5⁰С. По этим данным построим кривую состояния (это будет сухая адиабата) и кривую стратификации

(ри.3.3). На графике видно, что кривая стратификации расположена левее кривой состояния. Это означает, что если воздух начнет подниматься, то на любом уровне он будет теплее, чем окружающим и, следовательно, подъем будет продолжаться. Такое состояние атмосферы, при котором в случае возникновения вертикальных движений они интенсивно развиваются, называется неустойчивым. Поскольку мы рассматриваем случай для сухого ненасыщенного воздуха, то это состояние называют сухонеустойчивым.

Используя те же предположения, что и для первых двух случаев, можно показать, что если кривая состояния на графике (рис.3.5) расположится левее кривой стратификации, т.е. если γ_а>γ_в>γ, то поднимающийся объем воздуха на любом уровне окажется холоднее, а следовательно, тяжелее окружающего его воздуха и опустится на исходный уровень. Такое распределение температуры по высоте характеризует устойчивое состояние атмосферы по отношению как к ненасыщенному, так и насыщенному воздуху. Очевидно, что если в атмосфере наблюдается слой инверсии (при этом γ<0), то состояние атмосферы будет еще более устойчивым. По этой причине слой инверсии, изотермии или слои дленного понижения температуры с высотой называются задерживающими. Под ними создаются благоприятные условия для образования облаков.

км км

3 3 1 2

 

 

2 2

 

 

 

1 1

 

 

tºC tºC

-10 -5 0 5 10 15 -10 -5 0 5 10 15 20

Рис 3.5 Устойчивое состояние Рис 3.6 Условия влажно не

для насыщенного и ненасыщенного устойчивости.

воздуха

1-Кривая стратификации; 2- кривая состояния; 3- сухая адиабата.

Часто наблюдаются такие случай, когда стратификация атмосферы по отношению к ненасыщенному воздуху является устойчивой, а к насыщенному – неустойчивой (рис.3.6). Поэтому можно сказать, что чем больше влагосодержание воздуха, тем легче в нем развиваются восходящие движения.

Наконец можно показать, что если адиабатические градиенты равны фактическому (γ_а=γ_в для насыщенного воздуха и γ₌γ_а для ненасыщенного воздуха), то такое состояние атмосферы называется безразличным. Если при такой стратификации воздушной массы какой-либо объем воздуха, имеющий

одинаковую температуру с окружающим воздухом, начнет подниматься с исходного уровня, то температура в нем будет изменяться на такую же величину, как и в окружающем воздухе. В таких условиях восходящие движения прекращаются, а данный объем воздуха остается на том уровне до которого поднялся. Поскольку восходящие движения в атмосфере имеют различный характер то возникающие облака отличаются большим разнообразием форм и видов. Вместе с тем у облаков имеются сходные признаки, по которым их можно объединить в отдельные группы (классифицировать)