Стратификация атмосфера и ее вертикальное равновесие

Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. В тропосфере воздух постоянно перемешивается в результате турбулентности. Но при значительных вертикальных градиентах температуры конвекция становится упорядоченной – приобретает характер мощных восходящих или нисходящих потоков воздуха над ограниченными участками земной поверхности.

Атмосферная конвекция – перемещение отдельных количеств воздуха с одних уровней на другие, обусловленные плавучестью и, следовательно, зависящие от разности температуры между воздухом, вовлеченным в конвекцию, и окружающим воздухом.

На частицу воздуха действует две силы: тяжести и Архимеда. Результирующая этих двух сил называется силой плавучести, или плавучестью.

Ускорение вертикально движущихся элементов частиц воздуха (конвекции) в идеальном простейшем случае равно:

,

где T_i – температура движущейся частицы, Т_а – температура окружающего воздуха.

Если T_i–T_a>0, то ускорение тоже положительно и частица начинается двигаться быстрее.

Если T_i–T_a<0, то частица двигается вниз.

Если T_i=T_a – конвекция отсутствует.

При температурах близких к 0°С (273 К) и T_i–T_a = 1 вертикальное ускорение составляет около 3 см/с².

Таким образом, для развития конвекции необходимо такое распределение температуры в атмосфере, при котором разность T_i–T_a сохранялась бы или увеличивалась при смещении частиц.

Различают три вида характера равновесия атмосферы: устойчивое, неустойчивое и безразличное. Или же говорят об устойчивой, неустойчивой и безразличной стратификации атмосферы.

Стратификация атмосферы – распределение тропосфере температуры воздуха в атмосфере с высотой.

При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае, если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он вернется в первоначальное положение (рисунок 26).

Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха сместить из его первоначального положения воздействием извне на некоторую высоту вверх, то как только прекратиться действие внешней силы, этот объем воздуха возвратиться в прежнее положение. Происходит это потому, что поднятый объем воздуха, затратив часть внутренней энергии на расширение, охладится при подъеме на 1°С на каждые 100 м. (по сухоадиабатическому градиенту). Но так как вертикальный градиент температуры окружающего воздуха меньше сухоадиабатического градиента, то оказалось, что поднятый воздух на данной высоте имеет более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального состояния.

Рисунок 26 – Схематические примеры неустойчивой (а), устойчивой (б)
и безразличной (в) стратификации в сухом воздухе: первоначальная разность температур восходящего и окружающего воздуха в первом случае возрастает, во втором – убывает,
в третьем – не меняется

 

Аналогичный результат получится, если при подъеме насыщенного воздуха вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабитического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.

Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, т.к. в этом случае над нижними холодными массами воздуха (а значит и тяжелыми) располагается более теплый и легкий воздух.

При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния (стратификации) атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха (рисунок 26). При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие устремляются вверх. С состоянием неустойчивости связаны ливни, грозы, град, малые вихри, шквалы, «болтанка» самолетов.

При безразличном равновесии (стратификации) вертикальный градиент в атмосферном столбе равен сухоадиабатическому для ненасыщенного воздуха или влажноадиабитическому для насыщенного. При этом при вертикальных перемещениях частица воздуха будет иметь температуру, отличную от температуры воздуха на ту же величину, что и в начале движения, т.е. охлаждение будет идти одинаково (рисунок 26). В этом случае конвекция сохраняется, но не усиливается.

Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы. Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха. На аэрологические диаграммы нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т.е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатических и влажноадиабитических процессах. Распределение температуры воздуха, полученное из наблюдений, наносят на диаграмму кривой стратификаций. Если кривая на диаграмме наклонена больше к оси температуры, чем сухие адиабаты, то стратификация сухонеустойчивая, в противном случае – стратификация сухоустойчивая, если кривая совпадает с адиабатой – безразличная.

Таким образом, конвекция развивается только при неустойчивой стратификации. При этом, чем больше отличаются вертикальные градиенты температуры от сухоадиабатических или влажноадиабитических, тем сильнее развивается конвекция. Над сушей, особенно в теплое время года, днем стратификация атмосферы становится неустойчивой. Это следствие сильного прогревания воздуха от поверхности почвы и значительного увеличения вертикальных градиентов температуры, особенно в нижних слоях. Как следствие возросшей неустойчивости стратификации возрастает и конвекция. Над морем условия иные, и суточный ход стратификации и конвекции отличается от такого над сушей. Суточный ход температуры воды на поверхности моря мал, поэтому днем сильного увеличения неустойчивости стратификации не будет, не будет наблюдаться и усиление конвекции в полуденные часы. Ночью же температура воды почти такая же, как и днем; а на высотах в свободной атмосфере температура падает, наблюдается рост конвекции.

Как правило, теплые воздушные массы являются устойчивыми. При их продвижении на холодную подстилающую поверхность воздух будет охлаждаться снизу, и лишь в ослабленном виде это уменьшение температуры будет передаваться в верхние слои. Вертикальные градиенты температуры уменьшаются до 0,2–0,4°С /100 м, т.е. теплая воздушная масса становится влажноустойчивой: конвекция ослабевает и прекращается.

Холодная воздушная масса при продвижении на теплую подстилающую поверхность будет нагреваться снизу, поэтому наблюдается рост вертикального градиента температуры: он превышают влажноадиабатический, т.е. холодная воздушная масса становится неустойчивой. Здесь получает развитие конвекция с конденсацией водяного пара и образованием кучевых и кучево-дождевых облаков.

Местные воздушные массы летом, над нагретой почвой, становятся неустойчивыми, а зимой – устойчивыми над охлажденной земной поверхностью.

Изменение стратификации воздуха и погода:

1. Если воздушная масса устойчива и перемещается на прогретый материк с холодной водной поверхности, то наблюдавшиеся в ней слоистые облака или туман при переходе на сушу рассеиваются. При дальнейшем прогревании воздух становится неустойчивым, и развиваются кучевые и кучево-дождевые облака. Переход воздуха с прогретой суши на холодную водную поверхность сопровождается уменьшением неустойчивости, исчезновением кучевых облаков и даже возникновением низкой слоистой облачности или тумана.

2. Если воздушная масса устойчива и движется с охлажденной суши на теплую поверхность воды, то слоистые облака и туман рассеиваются; если же движение воздуха идет с теплого моря на материк (холодный), то образуются туманы и слоистая облачность.

3. Если неустойчивая стратифицированная воздушная масса двигается с охлажденной поверхности суши на теплую водную поверхность, то по мере прогревания нижних слоев воздуха и его увлажнения происходит дальнейшее усиление неустойчивости и развитие мощных кучево-дождевых облаков. Из них выпадают ливневые осадки, сопровождающиеся грозами. При обратном движении воздуха неустойчивость ослабевает.

4. Зимой, когда с холодного материка массы воздуха устремляются на теплую поверхность океана, повышается не только температура воздуха, но и его влагосодержание. Теплый воздух подобно губке впитывает воду, испарившуюся с поверхности океана, но при переходе на холодный материк он при охлаждении быстро достигает состояния насыщения, что приводит к образованию слоистых облаков и туманов. При отсутствии источников испарения (степи и полупустыни летом), воздушные массы, прогреваясь, удаляются от состояния насыщения. Поэтому и при большой неустойчивости воздуха облакообразование не происходит (f ≈ 10–20%).

Учет изменений температуры и влагосодержания воздуха необходим для прогноза осадков.

Наибольшая неустойчивость стратификации воздуха характерна для инверсии.