Стабильность атмосферы

Невозмущённость (стабильность) атмосферы зависит от её способности гасить вертикальное перемещение воздушных масс. В невозмущённой атмосфере вертикальное движение воздуха затруднено, а небольшие вертикальные возмущения гасятся и исчезают.

В возмущённой атмосфере небольшие вертикальные перемещения воздуха имеют тенденцию к усилению, что ведёт к возникновению вихревых потоков и активной конвекции. Нестабильность атмосферы всегда сопряжена со значительной турбулентностью, обширным облачным слоем и неблагоприятными погодными условиями.

Из-за того, что с увеличением высоты атмосферное давление снижается, поднимающийся вверх воздух расширяется и охлаждается. С опускающимся воздухом происходит обратное: поскольку атмосферное давление растёт, его температура и плотность увеличиваются. Для обозначения этих процессов используются термины «адиабатический нагрев» и адиабатическое охлаждение».

Адиабатическими называются явления, происходящие в вертикальных воздушных потоках. Когда поднимающийся воздух попадает в область более низкого давления, занимаемый им объём увеличивается. Расстояние между молекулами воздуха увеличивается, поэтому его температура падает.

Таким образом, по мере движения воздушной массы вверх давление в ней падает, объём увеличивается, а температура уменьшается. Когда воздух опускается, происходит противоположный процесс. Скорость, с которой температура понижается по мере увеличения высоты, называется вертикальным градиентом температуры. Средний вертикальный градиент температуры в восходящем воздушном потоке составляет примерно 0,6 °С на 100 м (или 2 °С на 1000 футов).

Поскольку водяные пары легче воздуха, влага снижает его плотность и заставляет подниматься вверх. И наоборот, при снижении влажности воздух становится плотнее и стремится вниз. Влажный воздух охлаждается медленнее сухого — следовательно, прежде чем охладиться, он успеет подняться на большую высоту, чем окружающий воздух.

Поэтому влажный воздух, как правило, менее стабилен, чем сухой. Сухоадиабатический градиент температуры (ненасыщенного влагой воздуха) составляет при-мерно 1 °С на 100 м (или 3 °С на 1000 футов). Величина влажноадиабатического градиента температуры лежит в пределах от 0,3 °С до 0,9 °С на 100 м (или от 1,1 °С до 2,8 °С на 1000 футов).

Итак, невозмущённость воздуха и связанная с этим погода определяются сочетанием влажности и температуры воздуха. Холодный и сухой воздух очень стабилен и препятствует вертикальному движению, что, как правило, обеспечивает хорошую, ясную погоду. Наибольшая возмущённость воздуха возникает, когда он тёплый и влажный, как, например, летом в тропических регионах. В этих районах Земли из-за нестабильности атмосферы грозы случаются практически ежедневно.

Относительная влажность. Влажностью называется количество водяного пара, присутствующего в атмосфере в определённый момент. Относительная влажность — это фактическое количество влаги в воздухе, отнесённое к максимальному количеству влаги, которое воздух способен вместить при данной температуре.

Так, если текущая относительная влажность составляет 65%, это означает, что воздух содержит 65% от максимального количества влаги, которое он способен вместить при данных температуре и давлении. Например, на большей части территории западных штатов США высокая влажность бывает крайне редко, в то время как в южных штатах в тёплое время года она иногда может достигать 75-90% (рис. 11-20).

Связь температуры и точки росы. Относительная влажность воздуха определяется соотношением его температуры и точки росы. Точка росы — это температура, при которой воздух не способен вместить больше влаги, чем в нем содержится в данное время. Когда температура воздуха снижается до точки росы, воздух становится абсолютно насыщенным, и влага начинает конденсироваться в форме тумана, росы, инея, облаков, дождя, града или снега.

Когда поднимающийся вверх влажный и нестабильный воздух достигает высоты, на которой его температура становится равной точке росы, в этой точке часто начинается образование облаков. При движении вверх ненасыщенный воздух охлаждается со скоростью 0,82 °С на 100 м, а значение точки росы снижается со скоростью 0,15 °С на 100 м. В результате температура воздуха и точка росы сближаются со скоростью 0,67 °С.

Используя известное значение скорости сходимости температуры и точки росы, определим высоту нижней кромки облачности.

Дано: Температура воздуха (Т) = 29 °С, точка росы (ТР) = 22 °С, скорость сходимости (СС) = 0,67 °С Т-ТР = разрыв между температурой и точкой росы (АТР). Д ТР/СС = х - х • 100 м = высота нижней кромки облачности над УЗП.

Пример: 29 °С-22 °С = 7 °С 7 °С + 0,67 °С = 10,4
10,4 х 100 = 1040 м, высота нижней кромки облачности над УЗП равна 1040 м.

Объяснение: Если у земной поверхности температура наружного воздуха (ТНВ) равна 29 °С, а точка росы 22 °С, разрыв между ними составляет 7 °С. Разделим разрыв между температурой и точкой росы на скорость сходимости 0,67 °С, а затем умножим полученную величину на 100 м, чтобы определить приблизительную высоту нижней кромки облачности.

Способы достижения воздухом точки насыщения. Если воздух достиг точки насыщения, в которой его температура приближается к точке росы, крайне вероятно возникновение тумана, низкой облачности и осадков. Воздух может достичь точки полного насыщения в четырёх случаях. Первый — когда тёплый воздух при движении соприкасается с холодной поверхностью. Второй — при смешивании холодного и тёплого воздуха. Третий — при охлаждении воздуха в ночное время при соприкосновении с холодной землёй. Четвёртый случай — когда воздух поднимается или вытесняется вверх.

По мере движения вверх воздух поглощает тепловую энергию, которая необходима ему для расширения. В результате поднимающийся воздух быстро теряет тепло. Не насыщенный влагой воздух теряет тепло со скоростью примерно 1 °С на каждые 100 м высоты. Вне зависимости от факторов, вызвавших насыщение воздуха, такой воздух приносит с собой облачность, дожди и другие критические погодные условия.

Роса и иней. Во время холодных ночей температура земной поверхности и находящихся на ней объектов может снизиться до значений, которые вызовут падение температуры окружающего воздуха ниже точки росы. Когда это происходит, содержащийся в воздухе водяной пар конденсируется и осаждается на земле, постройках и других объектах (например, автомобилях или самолётах).

Эти осадки принимают форму росы, которую иногда можно видеть на траве по утрам. Если температура воздуха ниже точки замерзания, влага осаждается в форме инея. В то время как роса не представляет опасности для ЛА, иней несёт в себе несомненную угрозу для безопасности полётов.

Иней нарушает связность воздушного потока, обтекающего крыло, и может значительно снизить создаваемую им подъёмную силу. Он также увеличивает лобовое сопротивление, что (в сочетании с падением подъёмной силы) может отрицательно повлиять на взлётные характеристики ЛА. Поэтому перед полётом ЛА должен быть полностью очищен и свободен от инея.

Туман. Туман — это облачность, начинающаяся в пределах 15 м от земли. Обычно он возникает, когда температура воздуха в непосредственной близости от земли приближается к точке росы. При этом содержащиеся в воздухе водяные пары конденсируются и приобретают форму дымки различной плотности. Туманы подразделяются на виды в соответствии со способами их возникновения, которые, в свою очередь, определяются текущей температурой и количеством водяного пара в воздухе.

В ясные ночи, при относительно слабом ветре или полном безветрии, может образовываться радиационный туман (рис. 11-21).

Обычно, он возникает в низколежащих областях, например, в горных долинах. Этот вид тумана образуется в результате радиационного охлаждения земной поверхности, когда температура приземного воздуха достигает точки росы. После восхода солнца, сопровождающегося повышением температуры, радиационный туман поднимается с поверхности земли и постепенно рассеивается.

При усилении ветра рассеяние радиационного тумана может существенно ускориться. Если слой радиационного тумана имеет высоту меньше 6 м, его называют приземным туманом.

При движении массы тёплого и влажного воздуха над холодной поверхностью суши или воды часто возникает адвективный туман. В отличие от радиационного, для появления адвективного тумана необходим ветер. Образованию и усилению тумана способствует ветер скоростью до 28 км/ч; более сильный ветер обычно приводит к тому, что туман поднимается, формируя низколежащие слоистые облака.

Адвективные туманы обычно встречаются в прибрежных областях, когда воздух с моря, движимый морским бризом, оказывается над холодной землёй. Когда влажный стабильный воздух поднимается вдоль участков земли с уклоном (например, вдоль горного хребта), это приводит к образованию тумана склонов.

Для образования и устойчивого существования этого вида тумана также необходим ветер. Туманы склонов и адвективные туманы, в отличие от радиационных, могут не рассеяться с восходом солнца и оставаться над поверхностью земли в течение нескольких дней. Они также могут иметь существенно большую толщину слоя, чем радиационные туманы.

Морозное парение, или морской туман, образуется, когда холодный и сухой воздух перемещается над более тёплой водной поверхностью. Испаряясь, вода поднимается вверх, напоминая дымку. Туманы этого вида обычно образуются над большими водными поверхностями в холодное время года. С морозным парением обычно бывают связаны небольшая турбулентность и обледенение.

Ледяной туман образуется при холодной погоде, когда температура воздуха значительно ниже точки замерзания и водяные пары напрямую превращаются в кристаллы льда. Он возникает в тех же условиях, что и радиационный туман, но при низкой температуре — обычно -30 °С и ниже. Ледяной туман образуется, главным образом, в арктических регионах, но иногда возникает и в умеренных широтах в холодное время года.