Устойчивость и неустойчивость

(Возмущения в воздухе)

Во всем разделе, посвященном метеоро­логии, мы будем часто употреблять слова «устойчивость» и «неустойчивость», а вре­мя от времени будет упоминаться «темпе­ратурный градиент». Поэтому очень важно, чтобы вы хорошо поняли, что означают эти термины.

Рис. 12. В последующих объяснениях мы пользуемся метрической системой мер ввиду ее почти всемирного распространения и большого удобства. В США обычно поль­зуются шкалой Фаренгейта, поэтому мы даем сравнение шкал температур по Цель­сию и Фаренгейту.

Рис. 13. Кроме «устойчивости» и «не­устойчивости», вы должны также понимать различные значения термина «влажность», как он применяется в метеорологии, и знать, что означают «относительная влаж­ность», «абсолютная влажность» и «удель­ная влажность». Действительное содержа­ние влаги в воздухе составляет обычно не­который процент от того количества влаги, которое содержал бы воздух, насыщенный влагой при той же температуре. Этот про­цент и называется относительной влаж­ностью и равен 100, когда воздух насы­щен. Удельная влажность (важнейшая для характеристики воздушных масс величина) есть весовое количество влаги в какой-либо единице веса воздуха, например, количе-

ство граммов воды в 1 кг воздуха. Абсолютного влажностью называется вес влаги, содержащейся в данном объеме воздуха. Нетрудно понять, что при вертикальных перемещениях воз­духа (конвекции) или при горизон­тальной циркуляции изменения тем­пературы вызывают изменение отно­сительной влажности (так как, чем теплее воздух, тем больше влаги он может содержать; см. рис. 14) и изме­нение абсолютной влажности (вслед­ствие изменения объема воздуха), но не вызовут изменения удельной влаж­ности, если только не будет прибыли или потери влаги в воздухе.

Рис. 14. Вспомним, что чем выше температура воздуха, тем большее ко­личество (по весу) влаги он может со­держать. Как показано на рисунке, воздух при 20° С может содержать больше влаги,- чем воздух при любой более низкой температуре. Представим себе, что некоторый изолированный объем воздуха нагрели до 20° С и да­ли ему поглотить такое количество влаги, какое он может поглотить при этой температуре. Если воздух будет теперь охлаждаться, влага начнет выделяться из него, как показано в С.

Температура насыщенного влагой воздуха называется «точкой росы». Если воздух не насыщен, то его «точкой росы» будет та температзфа, до которой надо охладить его, чтобы он оказался насыщенным. Точка росы имеет важное значение, так как разница между температурой воздуха и точкой росы дает нам прямое указание, насколько воздух должен охла­диться, чтобы дойти до насыщения и конденсации. Точка росы всегда указывается в полных метеорологических бюллетенях. Если разница в тем­пературах воздуха и точки росы невелика, то для насыщения воздуха до­статочно незначительного его охлаждения, тогда как при большой разнице в температурах воздуха и точки росы потребуется очень сильное охлажде­ние, чтобы получить насыщение.

Рис. 15. Если вы возьмете с собой баро­граф (прибор, записывающий давление) и бу­дете замечать его показания через каждые 300 м вашего подъема, вы увидите, что фак­тическое падение давления при подъеме на каждые следующие 300 м уменьшается. На рисунке показаны стандартные значения фак­тических изменений давления на каждые 300 м подъема. От уровня моря до высоты 800 м падение давления наибольшее, а далее оно уменьшается.

Рис. 16. Чтобы получить падение баро­метрического давления на 25 мм ртутного столба на больших высотах, вам придется подняться на большее количество метров, чем это было бы необходимо ближе к уровню моря (это, как будет объяснено на стр. 319, обусловливает скорость снижения на самолете с больших высот, если вы хотите избежать неприятных физиологических ощущений).

Возвращаемся к «устойчивости» и «не­устойчивости», «температурным градиентам» и т. д. Рассмотрим скорость, с которой из­меняется температура воздуха при подъеме.

В среднем падение температуры равно 0,6° С на 100 м подъема, но время от времени эта величина изменяется. Предположим, что вы поднимаетесь вертикально в атмосферу с при­бором, позволяющим наблюдать изменение температуры с высотой. Например, вы начи­наете подъем от уровня моря при темпера­туре 15° С и, поднявшись на 1000 м, наблю­даете на этой высоте температуру в 10°. Кро­ме того, по вашим наблюдениям изменение температуры во время подъема происходило равномерно. Общее изменение в 5° С на 1000 м, или 0,5° С на 100 м, называется наблюдаемым температурным градиентом.

Рис. 17. Рассмотрим теперь изменения, происходящие в изолиро­ванной массе воздуха, когда она целиком поднимается в окружающей
атмосфере. По мере подъема воздух вступает в область с более низким атмосферным дав­лением и поэтому расширяется. Расширяясь, воздух совершает работу и охлаждается, при­чем это охлаждение происходит довольно равномерно вследствие непрерывного падения давления. Скорость охлаждения изолирован­ного воздуха при подъеме в область пони­женного атмосферного давления называется адиабатическим температурным градиентом. Это просто означает, что изменения темпера­туры происходят в данной массе воздуха без потери тепла в окружающий воздух и без приобретения тепла из окружающего воз­духа. Это понижение температуры (темпера­турный градиент) поднимающейся массы воз­духа равно приблизительно 1°С на каждые 100 м подъема (фактически 0,98° С). Этот температурный градиент присущ только не­насыщенному воздуху, т. е. такому, который может при данной температуре содержать в себе больше влаги, чем в нем заключается. На рис. 17 мы видим, что происходит, когда масса воздуха А целиком поднимается на 300 м, переходя в положение В. Температура внутри этой изолированной массы падает на 3° С, что и является адиабатическим темпе­ратурным градиентом для сухого воздуха[2]. Но температура окружающего воздуха на уровне В оказывается равной 13,2° С. Это значит, что окружающий воздух теплее и менее плотен и что в результате изолирован­ная масса воздуха будет стремиться опу­ститься до первоначального уровня.

В то время как температурный градиент для ненасыщенного воздуха равен 1°С на 100 ж подъема, запомните,— и это очень важно, — что для подымающегося насыщенного воздуха

(т. е. воздуха, содержащего при лю­бой температуре максимально возмож­ное количество влаги) температурный градиент равен не 1°С на 100 м, а примерно половине этой величины.

Рис. 18. На этом рисунке вы можете заметить, что изолированная масса воздуха, поднятая вертикально вверх, расширилась и охладилась при сухоадиабатическом температурном градиенте (1° на каждые 100 м подъ­ема). Вы также заметите, что окру­жающий воздух случайно имеет наблюдаемый температурный градиент, равный 1°С на каждые 100 м подъема. Ввиду равенства температур поднимающегося воздуха и окружающего воздуха плотность их будет одинакова, поэтому изолированная масса воздуха не будет иметь тен­денции подниматься или опускаться. Такое состояние называется без­различным равновесием и иногда наблюдается в атмосфере.

Рис. 19. Наблюдаемый температурный градиент воздуха в этом при­мере равен только 0,5° С на 100 м. Это значит, что если изолированная

Рис. 19.

масса ненасыщенного воздуха будет поднята так же, как на рис. 17, она охладится при сухоадиабатическом температурном градиенте, равном 1° С на 100 м, и будет стремиться опуститься (на рисунке эта тенденция изоб­ражена в нарочно преувеличенном виде тонущим железным шаром), так как воздух будет все время холоднее, а следовательно, и плотнее окружаю­щего воздуха. Это состояние называется устойчивым ‘равновесием.

Рис. 20. Если наблюдаемый температурный градиент в свободной атмосфере равен, например, 2° С на 100 м подъема, то картина будет обрат­на той, которую мы имели на рис. 19. Поднимающаяся масса воздуха будет охлаждаться при сухоадиабатическом температурном градиенте, равном 1°0 на 100 м, и, оставаясь все время теплее и легче окружающего воздуха, будет подниматься, как пробка в воде. Это состояние называется неустой­чивым равновесием (состояние атмосферы, которое во время полета так же не понравится вам, как и бестолковому Джо).

Рис. 21. Здесь обычные кривые, характеризующие изменение темпе­ратуры с высотой; температуры отложены по абсциссе, высоты отложены по ординате. Они показаны здесь в виде прямых ради наглядности объяс­нения; на самом деле они могут быть как прямыми, так и кривыми. Вы ви­дите, что сухоадиабатический градиент остается постоянным — равным 1° С на каждые 100 м. Для устойчивого равновесия наблюдаемый темпе­ратурный градиент должен быть меньше сухоадиабатического градиента. Если в атмосфере наблюдается вертикальный температурный градиент такого типа и если изолированная масса воздуха будет, например, поднята

над горой внезапным горизон­тальным порывом ветра, воз­дух опять опустится, как толь­ко прекратится действие при­ложенной к нему силы. Кри­вая, изображающая неустой­чивое равновесие, носит харак­тер, обратный характеру толь­ко что описанной кривой.

Рис. 22. Прежде чем про­должать рассмотрение явлений погоды, я хотел бы, чтобы вы твердо запомнили, что, когда вода испаряется в воздух, на превращение каждого грамма воды в пар затрачивается около 600 малых калорий (единиц теп­ла). Обратно, когда пар кон­денсируется в воду, на каждый грамм получающейся воды осво­бождается и выделяется в воз­дух около 600 малых калорий.

( і Р и с. 23. Теперь внима­тельно следите за моими рас­суждениями, так как мы на­чинаем углубляться в существо вопроса. Вам часто придется наблюдать в атмосфере вертикальный температурный градиент, обусловливающий устойчивое равновесие в свободном воздухе, пока этот воздух не на­сыщен.

Но из наших предыдущих рассуждений вы помните, что, когда поднимающаяся масса воздуха дойдет путем адиабатического охлаждения до насыщения, скорость охлаждения уменьшится благодаря выделению теплоты при конденсации, как указано на рис. 22. Поэтому градиент ста­новится равным примерно половине сухоадиабатического градиента, т. е. около 0,5° С на каждые 100 м подъема. Эта величина охлаждения воздуха после насыщения изменяется в зависимости от содержания влаги, а следо­вательно, и от температуры насыщенного воздуха.

На рис. 14 мы видели, что чем выше температура воздуха, тем больше влаги (по весу) он может содержать.

Линия AF на рис. 23 представляет наблюдаемый вертикальный тем­пературный градиент, который меньше сухоадиабатического градиента. Отрезок АВ представляет адиабатический градиент — скорость, с которой охлаждается при подъеме ненасыщенный воздух. Линия BCHDE (кривая адиабатического температурного градиента насыщенного воздуха —■ так называемого влажноадиабатичеекого градиента) указывает скорость охлаждения поднимающейся массы воздуха после насыщения.

Как видно из диаграммы, поднимающаяся масса воздуха охлаждается при сухоадиабатическом градиенте (1° С на 100 м), пока не достигнет точки В. От В до С охлаждение происходит при влажноадиабатическом градиенте для насыщенного воздуха (около 0,5° на 100 м). До точки С поднимающийся воздух все время остается холоднее окружающего воздуха, следовательно, воздух будет находиться в состоянии устойчивого равновесия, как показано на рис. 19. От С до D кривая, изображающая скорость охлаждения под­нимающегося воздуха, проходит вправо от кривой наблюдаемого темпера­турного градиента атмосферы {AF) это показывает, что поднимающийся воздух теплее окружающего воздуха. А вы знаете (рис. 20), что это состояние является состоянием неустойчивого равновесия.

Вы видите на диаграмме, что по мере уменьшения содержания влаги в воздухе скорость охлаждения насыщенного воздуха увеличивается; происходит это просто потому, что конденсируется все меньшее и меньшее количество водяного пара, а значит, поднимающаяся воздушная масса получает все меньшее количество тепла. С уменьшением содержания влаги кривая все больше приближается к кривой сухоадиабатического градиента, который установится снова после того, как сконденсируется вся влага, содержащаяся в поднимающемся воздухе.

До точки С для подъема воздуха требуется какая-то механическая сила, например, влияние горной вершины или давление более плотного воздуха, так как воздушная масса находится в состоянии устойчивого равновесия, т. е. тяжелее окружающего воздуха. Выше С воздушная масса теплее окружающего воздуха. От С до D — второй точки пересечения кривых — воздушная масса поднимается самостоятельно, так как она находится в неустойчивом равновесии. Но, кроме того, ее подъем до точки D будет ускоренным с наибольшим ускорением в точке Н, как того можно было ожидать, рассуждая логически, так как в этой точке кривые дальше всего расходятся одна от другой; а это значит, что в точке Н наблюдается наи­большая разница в температуре и плотности между поднимающейся воз­душной массой и окружающим воздухом. Когда наблюдаемый вертикаль­ный температурный градиент атмосферы находится между градиентом

сухого воздуха и градиентом для насыщенного воздуха, как показано на диаграмме, — налицо «влажнонеустойчивость». Кроме того, в воздуш­ной массе, непрерывно поднимающейся с возрастающей скоростью, воз­никают конденсация, осадки и облака. Позднее, когда мы будем говорить об опасности полетов во время грозы, я еще вернусь к этому кажущемуся повороту от устойчивости к неустойчивости. Умение распознавать состоя­ние влажнонеустойчивого равновесия воздуха имеет большое значение для прогноза погоды, так как это состояние свидетельствует о вероятном наличии в облаках мощных восходящих потоков, вызывающих сильные воздушные возмущения (турбулентность).

Прежде чем продолжать, я укажу, что атмосферное давление измеряется не только в миллиметрах или дюймах ртутного столба, но и в миллибарах, причем 1 мм рт. ст. равен 1,333 миллибара (мб) при 0° С х. При объяснении последующих диаграмм мы будем брать для сравнения высоту, соответст­вующую атмосферному давлению в 1000 мб (750 мм рт. ст.). На практике целый ряд величин принято относить к уровню, соответствующему давлению в 1000 мб.

Рис. 24. Когда воздух нагревается адиабатически, при увеличении давления и уменьшении объема без приобретения или потери тепла, тем­пература поднимается. Но если воздух охлаждается адиабатически (вслед­ствие уменьшения давления на данную изолированную воздушную массу и увеличения ее объема), тем­пература падает. Уровень дав­ления, применяемый в практи­ческой метеорологии для опре­деления некоторых величин, будет, как я только что ска­зал, уровнем, соответствующим 1000 мб.

Со[3]

На диаграмме поясняется понятие «потенциальной» тем­пературы воздушной массы в точке А. Посмотрим, что по­лучится, если в точке А, которая находится на уровне, соответствую­щем 800 мб, будем повышать температуру при сухоадиабатическом тем­пературном градиенте (не подумайте только, что сам воздух при этом

Воздух в безразличном % равновесии .сг Потенциальная А %. темп, постоянна § с высотой | Воздух £ 1 — ^ ▼ % 1 1ППП,■< •&.	Воздух устойчив о д> Наблюдаемый градиент меньше ЩЛ адиабатического о усч g ^ у Потенциальная темп. *Воздух^Ъ, увеличивается £ і 1 ^ к» с высотой 1 \ 0 I и * V ? ▼ iW\ 1 _ //7/7/7 mA = V’	Воздух неустойчив Наблюдаемый градиент больше адиабатического ь^&Потвнциальная темп а уменьшается 5 k с высотой ч Т «о І V Vs. й, *з I ‘ ‘Ч Возоух I ч *v*> 1 тпп м-* чл
т теп мА Х&	1 Aooo Со Во Т ПЛПмА \-±А-Л—|	. Л X ▼ fpppufi *—f—3—f X
Те мпература~*А	Температура -*■*• Потенциальные температуры в А, В, С и В	Потенциальные L температуры в A, B. CuD

Рис. 25. Рис. 26, Рис. 27.

будет скользить вниз по линии, параллельной адиабатической кривой!). Когда вы, увеличивая температуру адиабатически, дойдете до давления в 1000 мб в точке В, вы увидите, что температура здесь выше, чем она была в точке А. Эта температура при давлении в 1000 мб, выраженная в граду­сах абсолютной температурной шкалы, называется «потенциальной» темпе­ратурой. Предположим, например, что температура в точке А равна 10° С. Вертикальное расстояние от 800 мб до 1000 мб составляет около 1800 м. Температура повышается адиабатически на 1° С на каждые 100 м спуска. Значит, температура поднимется на 18° и на уровне, соответствующем ІОООліб, достигнет 28° С (10° в точке Л+18°=28°). Потенциальная темпе­ратура, выраженная в градусах абсолютной шкалы (273° абсолютной шкалы равняется 0° С) будет 273°+28°=301° абс. (0° абс. =—273° С).

Если атмосферное давление в точке, для которой вы хотите определить потенциальную температуру, выше 1000 мб, как, например, в точке L, в которой давление равно 1050 мб, то процесс также протекает адиабати­чески, но не вниз, а вверх, по адиабатической кривой. Вы увидите, что от L до В температура уменьшается и воздушная масса будет иметь в точке В меньшую фактическую температуру, чем в точке L, хотя потенциальная температура не изменилась. Потенциальная тем­пература воздушной массы не изменяется, пока перемещения этой массы вызывают сухоадиабатические изменения. Во время сухоадиабатиче­ского процесса изменяются температура, давление, относительная и абсо­лютная влажность, но потенциальная температура не изменяется. Поэтому вы поймете, что потенциальная температура имеет важное значение, так как по ней можно, во-первых, характеризовать воздушную массу, а затем определить такие важные факторы, как устойчивость и неустойчивость.

Рис. 25. Вспомним рис. 18, изображающий состояние «безразличного равновесия». Если в какой-либо данный день наблюдаемый вертикальный

температурный градиент равен сухоадиабатическому градиенту, вы уви­дите, что потенциальная температура при подъеме и опускании массы нена­сыщенного влагой воздуха будет оставаться постоянной, так как факти­ческая температура будет изменяться адиабатически и все время будет равна температуре окружающего воздуха. Поэтому воздух не будет вызы­вать или тормозить вертикальные перемещения и будет стремиться оста­ваться на месте. Вы должны хорошенько понять все это, так как я под­хожу к самой важной части моих объяснений/

Рис. 26. Обычно наблюдаемый вертикальный температурный гради­ент атмосферы меньше сухоадиабатического, и, естественно, атмосфера имеет тенденцию к покою или устойчивости. Раз это так, потенциальная температура нормально должна увеличиваться с высотой. Кривая LD соответствует устойчивому равновесию (см. также рис. 21). Если темпе­ратура в точке А повышается адиабатически до уровня, соответствующего 1000 мб в точке А0, а температуры в В, С и В также повышаются адиаба­тически до В0, С0 и Do, вы увидите, что в том случае, когда наблюдаемый вертикальный температурный градиент меньше сухоадиабатического, по­тенциальная температура с увеличением высоты повышается.

Рис. 27. На этом рисунке наблюдаемый вертикальный температур­ный градиент больше адиабатического (см. также рис. 21). Это, как вы знае­те, является предпосылкой не­устойчивого равновесия. Если взять температуры в точках А,

В, С, D и увеличить их адиаба­тически для приведения к уров­ню, соответствующему 1 000 мб в точках Д), В0, С0 и Д>, вы уви­дите, что потенциальная тем­пература с увеличением высоты уменьшается. А теперь слушай­те внимательно!

Рис. 28. Этот рисунок изо­бражает теоретический случай конвекции (вертикального дви­жения) и конденсации в атмос­фере. Для объяснения того, что происходит в атмосфере, я беру здесь крайний случай.

Конвекция этого типа назы-

3 Полеты в облаках

вается «обратимым» процессом или, как мы будем называть его, процессом «с сохранением всей влаги». Основным свойством этого процесса является то, что во время подъема и конденсации, замерзания и сублимации (превраще­ния пара в лед) вся влага (вода и лед) сохраняется в восходящей воздушной массе. Во время «стадии льда» или «стадии града» добавочное количество тепла, отдаваемое воздуху замерзающей водой, оказывается достаточным для того, чтобы помешать понижению температуры, пока вся содержащаяся в воздухе вода (не водяной пар) не замерзнет. Во время последней стадии пар превращается непосредственно в лед и снег, минуя стадию образования воды, так что температурный градиент приближается к обычному влажноадиабати­ческому температурному градиенту (градиенту для насыщенного воздуха).

Проследим теперь за подъемом воздуха и соответствующей ему кривой температуры. В точке А воздух содержит влагу, но не насыщен. По мере его подъема он охлаждается при сухоадиабатическом градиенте до точки, в которой достигается насыщение. От этой точки вверх (считая, что точка насыщения выше точки замерзания) насыщенный воздух будет охлаждаться при влажноадиабатическом градиенте, сохраняя всю конденсированную воду, как показано в середине рисунка слева. Непрерывное падение тем­пературы при дальнейшем подъеме воздуха охладит воздух с содержащейся в нем водой до температуры замерзания. Вода в воздухе должна замерз­нуть; предположим, что, пока вода замерзает, температура будет постоян­ной и равной 0° С в течение подъема, как было’объяснено выше и как пока­зано в середине рисунка справа. После того как вся вода, содержащаяся в воздухе, замерзнет, температура снова начнет непрерывно падать при влажноадиабатическом градиенте, пока весь содержащийся в воздухе водяной пар не сконденсируется в точке В. При этом процессе можно, как вы видите, пройти через все стадии в обратном направлении по кривой от В до А, так что, теоретически, воздушная масса вернется в точку А при той же температуре и с тем же содержанием влаги, как до конвекции. Конечно, состояние, подобное только что описанному, не существует; мы рассуждали чисто теоретически. Бестолковый Джо может подумать, что воздушные массы поднимаются и опускаются с кусками льда, заключенными в них! Но мы с вами разбираемся в этом лучше.

Рис. 29. В процессе конвекции другого типа, называемого «необра­тимым» или «псевдоадиабатическим» процессом (мы будем называть его процессом «с потерей всей влаги»), вы заметите, что вместо того, чтобы удер­живать во время конвекции конденсированную влагу, воздушная масса теряет всю влагу. Это — другой крайний случай, который мы приводим, чтобы помочь вам уяснить себе процессы конвекции и конденсации в атмо-

сфере. Если воздушная масса поднимается от точки А, то, пока она не насы­щена, ее температура будет падать при сухоадиабатическом градиенте. По достижении точки насыщения, указанной на рисунке, этот воздух продолжает подниматься и охлаждаться при влажноадиабатическом гра­диенте (помните, что мы не говорим об окружающем воздухе). В течение этого периода, пока температура воздуха выше точки замерзания, вода по мере конденсации будет выпадать из воздуха, как показано на рисунке слева. Поэтому, когда температура упадет до точки замерзания, адиаба­тическая кривая для насыщенного воздуха не будет прервана кривой по­стоянной температуры по той простой причине, что в воздухе не осталось больше воды, которая могла бы замерзнуть, так как она вся выпала по мере конденсации. Переход совершается из «стадии воды» (или «стадии тумана») в «стадию снега» с осадками, выпадающими в виде снега при тем­пературах ниже точки замерзания, как показано в левом верхнем углу рисунка. Достигнув точки В, воздух будет абсолютно сух, так как не со­держит ни водяного пара, ни продуктов конденсации. Поэтому воздушную массу нельзя опустить обратно в точку А по кривой В А. Всякое пониже­ние воздушной массы вызовет сухоадиабатические изменения, так как воздух абсолютно сух.

Посмотрим, что получится, если температуру в точке В будем повышать при сухоадиабатическом градиенте до точки С, находящейся на том же

з*

уровне, что и А. Температура воздуха в точке С будет гораздо выше, чем она была в точке А, так как температура повышалась гораздо быстрее, чем она 4 падала во время подъема из А в В. И здесь имейте в виду, что движение воздуха происходит не по наклонной линии вверх или вниз, как можно было бы заключить из чертежа; стрелки поставлены только для наг­лядности.

Температура в точке С называется «эквивалентной» температурой. Это название происходит от того, что эта температура равна той, которая полу­чилась бы, если бы вся заключающаяся в воздухе скрытая теплота конден­сации пошла на повышение температуры воздуха. При процессе «с поте­рей всей влаги» эта теплота сообщается воздуху благодаря конденсации при конвекции, и, когда воздух приходит в точку В, он потенциально теп­лее, чем был в точке А. Поэтому, если потенциально более теплый воздух опустится адиабатически на прежний уровень, он, естественно, будет иметь более высокую температуру, которая в данном случае и будет эквивалентной температурой. Запомните; эквивалентной температурой называется та температура, которая получается, как указано выше, для первоначаль­ного уровня воздуха, причем этот уровень может соответствовать любому уровню атмосферного давления.

Имеется еще одна важная величина, требующая объяснения; это — «эквивалентно-потенциальная» температура, или та температура, при которой масса сухого воздуха, находящаяся, скажем, в точке В, будет адиабатически переведена на уровень, соответствующий 1000 мб атмосфер­ного давления. Вы понимаете, в чем дело? Тогда как эквивалентная темпе­ратура может относиться к любому уровню давления, лишь бы это был первоначальный уровень, эквивалентно-потенциальная температура долж­на быть отнесена к уровню, соответствующему 1000 мб. Если температуру в точке С привести адиабатически к уровню, соответствующему 1000 мб, получившаяся температура в абсолютных градусах и будет эквивалентно- потенциальной температурой. Эквивалентная температура так же отно­сится к эквивалентно-потенциальной, как фактическая температура к по­тенциальной. Другими словами, приводя фактическую температуру к уров­ню, соответствующему 1000 мб, мы получаем потенциальную температуру, Приводя эквивалентную температуру к уровню, соответствующему 1000 мб, получаем эквивалентно-потенциальную температуру. Вы уже знаете, что потенциальная температура остается неизменной при адиабатических изменениях насыщенного воздуха. Теперь вы видите, что эквивалентно-по­тенциальная температура остается неизменной при адиабатических из­менениях как насыщенного, так и ненасыщенного воздуха. Вам не придется

слишком напрягать свое воображение, чтобы понять, как ценно это послед­нее свойство для метеоролога при определении различных типов воздуха, так как у холодного воздуха с низкой удельной влажностью будут низкие значения эквивалентно-потенциальной температуры, а у теплого воздуха с высокой удельной влажностью — высокие значения эквивалентно-потен­циальной температуры. Благодаря такому свойству эта величина может служить характеристикой типа изучаемого воздуха.

Советую вам несколько раз перечитать эти положения, чтобы хорошо понять их, так как они составляют существенную часть прикладной метеорологии, и вы должны основательно освоиться с ними, прежде чем приступить к дальнейшему изучению предмета.

Вы уже знаете о местных незначительных перемещениях воздушных масс и о динамике их подъема и опускания в свободном воздухе. При пере­мещении крупных воздушных масс на большие расстояния масштаб всех явлений значительно возрастает. Крупные воздушные массы часто подни­маются и опускаются в виде обширных слоев. Часто наблюдается также, что, пока слой воздуха не насыщен влагой и находится в покое, он устой­чив (как бы дремлет). Падение температуры внутри этого слоя в направле­нии снизу наверх меньше адиабатического. Однако, если относительная влажность внутри слоя уменьшается по направлению к его верху, нижние части слоя при подъеме насыщаются (благодаря охлаждению при расши< рении) раньше, чем верхние. После насыщения охлаждение нижних частей слоя идет при влажноадиабатическом температурном градиенте, т. е. мед­леннее, чем охлаждение при сухоадиабатическом градиенте; между тем верхние слои, в которых насы­щения еще не произошло, будут продолжать расширяться с большим сухоадиабатическим градиентом, пока в свою оче­редь, так же не достигнут на­сыщения.

——— и, 1 д——————————- от С’доВ- ■ A Y L А охлаждается д » О Г и три опатноадиаоа-а Л « 0 тичесном ерадиенте. I Д < к _ г» а* ял W *-

Рис. 30. Внимательно по­смотрите на рисунок. Слой не­насыщенного воздуха, ограни­ченный снизу давлением в 1 000 мб, а сверху давлением в 900 мб, имеет наблюдаемый вертикальный температурный

градиент Hi?. Воздух находится рио. зо.

в устойчивом равновесии, так как его вертикальный температурный градиент меньше сухоадиабатического. Весь слой поднимается так, что давление внизу его становится равным 800 мб, а давление вверху—700 мб. Относительная влажность в А выше, чем в В, так что адиабатиче­ское охлаждение вызовет насыщение в точке А, когда она перейдет в точку С. От С до А скорость охлаждения равна скорости охлаждения насыщен­ного воздуха. Нижняя граница слоя, находившаяся в А, останавливается в А’. Рассмотрим теперь точку В. В точке В более низкая относительная влажность заставляет поднимать эту точку на более значительную высоту, чтобы получить достаточно низкую температуру для насыщения. На рисун­ке точкой насыщения будет С’. От С до В’, точки остановки воздуха, находившегося первоначально в В, охлаждение происходит со скоростью охлаждения насыщенного воздуха. Теперь отметим вертикальный темпе­ратурный градиент от А’ до В’. Он больше адиабатического, так как воздух насыщен и стал неустойчивым. До подъема вертикальные движения (тур­булентность) внутри слоя были ограничены, так как он был устойчивым. Но после подъема переход в состояние неустойчивого равновесия зна­чительно усиливает вертикальные движения внутри слоя. Умение распоз­навать это свойство «конвективной неустойчивости», особенно присущее воздушным слоям, чрезвычайно важно для вас и для метеоролога при опре­делении того, какую погоду принесет подъем крупных масс исследуемого вами воздуха. Воздух может подниматься от различных причин: под влия­нием местности и при взаимодействии различных по своим свойствам воз­душных масс.

Рис. 31. На рис. 16 было показано, что фактическое расстояние, на которое надо переместиться вверх, чтобы получить данное падение атмо­сферного давления, увеличивается с высотой. Посмотрите теперь на рис. 31. Вы видите, что разность высот, соответствующая падению давления от 800 до 700 мб, меньше, чем разность высот, соответствующая падению дав­ления от 600 до 500 мб. Это оказывает большое влияние на изменения, происходящие внутри слоев воздуха при их вертикальном перемещении. В левой части рисунка прерывистой линией указан адиабатический гра­диент для сухого (ненасыщенного) воздуха. Начиная слева, рассмотрим сначала слой воздуха между 500 и 600 мб с температурным градиентом ВС. Предположим, что этот слой опустится так, что давление у его верхней поверхности будет 600 мб, а у нижней 700 мб. С нагревается адиабатиче­ски, опускаясь в точку С0. В нагревается адиабатически, опускаясь в точку В0. Если бы расстояния, пройденные этими точками, были равны, температура изменилась бы на одну и ту же величину. Но разность

высот, соответствующих давлениям 500 и 600 мб, больше разности высот, соответствующих давлениям 600 и 700 мб. Поэтому С нагреется больше, чем В, так что слой ВС, находившийся в состоянии устойчивого равновесия, станет еще более устойчивым, опустившись в положение Д)С0.

Вторая температурная кривая BE относится к слою, находящемуся в состоянии неустойчивого равновесия. В опускается в точку В0, а Е— в точку Е0, нагреваясь адиабатически. Как сказано выше, вертикальное расстояние от Е до Е0 больше, чем от В до В0. Е нагревается больше, чем В, так что получившаяся кривая В0Ед соответствует менее неустойчивому равновесию воздуха.

Третья температурная кривая FG соответствует безразличному равно­весию ненасыщенного воздуха (мы сейчас рассматриваем только ненасы­щенные слои), так как наблюдаемый вертикальный температурный градиент равен сухоадиабатическому. Перемещение из F в Е и из G в G0 не вызовет изменений в состоянии равновесия воздуха, так как обе точки нагреваются адиабатически по кривой, соответствующей наблюдаемому вертикальному температурному градиенту. Состояние безразличного равновесия удер­жится.

Из этого рассуждения запомним, что опускающиеся слои воздуха ста­новятся более устойчивыми.

Может быть, вы заметили в одном из своих полетов, наблюдая за термо­метром для наружного воздуха, что температура вместо того, чтобы пони­зиться, увеличилась при наборе высоты. Это явление называется «инвер­сией». Инверсии имеют большое значение для прогноза погоды, и вы должны ознакомиться с условиями их образования и сохранения. А сейчас отме­тим, что инверсия усиливается при опускании воздуха.

Рис. 32. Продолжитель­ная, турбулентная конвекция (вертикальные движения воз­духа малыми струйками) вызы­вает основательное перемеши­вание воздуха в слоях, охва­ченных этими вертикальными движениями. Как было пока­зано на рис. 26, потенциаль­ная температура в свободной атмосфере в большинстве слу­чаев повышается с увеличением высоты. Если в каком-либо слое воздуха возникает турбу­лентность, воздух, опускающийся с верхней границы турбулентности, подойдет к нижней ее границе более теплым, чем воздух, первоначально находившийся на нижней границе (как точка Т), опустившаяся в :Д>, на рис. 26). На рис. 32 воздух, поднимающийся с малой высоты в верхние части слоя турбулентности, будет холоднее воздуха, опустившегося вниз. Вы можете представить себе, что продолжительная турбулентность стре­мится установить в слое турбулентности адиабатический температурный градиент. Температурный градиент внутри слоя турбулентности (адиаба­тический) будет больше, чем температурный градиент воздуха, лежащего непосредственно над слоем турбулентности, так что при подъеме от верх­ней границы турбулентности в более спокойный вышележащий воздух будет наблюдаться повышение температуры.

На рисунке кривая АЕ изображает наблюдаемый температурный гра­диент до возникновения турбулентности. После продолжительного обмена воздуха между нижней и верхней границами слоя турбулентности темпе­ратурный градиент изменяется, как показано на рисунке прерывистой линией ВС. Этот температурный градиент равен или почти равен адиабати­ческому. Воздух над точкой С, не затронутый турбулентностью, сохра­няет прежний температурный градиент DE. Район от С до D, в котором наб­людается повышение температуры, называется «инверсией».

Непосредственное значение этого явления заключается в том, что, летя над слоем турбулентности, вы будете находиться в спокойном воз­духе, тогда как полет под инверсией сопровождался бы «болтанкой». Дру­гим очень важным последствием инверсии этого типа является ее влияние на образование низких облаков.

Рис. 33. Вы уже знаєте из рнс. 31, что опускающиеся слои воздуха становятся более устойчивыми благодаря адиа­батическому нагреванию. В холодных воздушных массах, наличие которых указывается большими областями высокого давления, наблюдается медлен­ное опускание воздуха, так на­зываемое «оседание», особенно в верхних слоях. Это постепен­но распространяющееся опуска­ние и адиабатическое нагрева­ние воздуха обычно не доходит до уровня земли; оно доходит лишь до верхней границы слоя турбулентности, как указано на рис. 33. Этот понижающийся воздух, который, как сказано выше, имеет более высокую потенциальную температуру, чем нижележащий воздух, дойдет до верхней границы слоя тур­булентности при гораздо более высокой температуре, чем температура воз­духа внутри слоя турбулентности. Кривая АВ на рисунке указывает зону инверсии, или повышения температуры, при подъеме. Влияние этого явле­ния на полет объяснено в предыдущем абзаце. Сочетание турбулентности с опусканием (оседанием) воздуха, создающее инверсию, может вызывать значительное повышение температуры в зонах инверсии. Зимой можно не­редко наблюдать разницу температур в 10—15° С. Попутно заметим, что, несмотря на то, что многим из наших рисунков придан наглядный вид, они являются воспроизведениями диаграмм, построенных по фактически полученным данным.

Рис. 34. Ночью земля охлаждается, излучая тепло в пространство. В ясные ночи, когда нет облаков, отражающих тепло обратно к земле, охлаждение усиливается. Воздух, соприкасающийся с охлаждающейся землей, естественно, тоже охлаждается. Таково, например, явление кон­тактного охлаждения воздуха, прилегающего к земле при поземном тумане. Как показано на рис. 34 , температурный градиент, наблюдаемый в воздухе, по мере охлаждения земли изменяется. В 22 часа воздух находится в со­стоянии устойчивого равновесия, но инверсии еще не происходит. У поверх­ности земли наблюдается легкая дымка. В 2 часа охлаждение воздуха, соприкасающегося с землей, вызывает развитие инверсии между охлажден­ным воздухом и сравнительно более теплым вышележащим воздухом.

Наблюдается более густая дымка. К 4 час. земля еще более охладится, к 6 час. охлаждение станет еще большим, причем слой охлаждающегося воздуха станет толще, и появится поземный туман, сильно уменьшающий видимость у поверхности земли. Вы помните, что точкой росы называется темпера­тура, до которой должен быть охлажден воздух, чтобы быть насыщен­ным влагой до предела. Легко понять, что во время ночного охлаждения прилегающий к земле воздух может охладиться до точки росы, что приве­дет к конденсации влаги в туман. При легком ветре слой поземного тумана будет более мощным, чем в совершенно тихую ночь, так как возникающая при этом незначительная турбулентность вызовет циркуляцию большего количества охлаждающегося воздуха. В совершенно тихую ночь слой ту­мана будет очень тонким. Подобные условия представляют известную опас­ность, правда, не при полете, но при посадке. Видимость часто значительно уменьшается, временами падая до нуля. После восхода солнца, когда тем­пература земной поверхности начнет повышаться, инверсия у поверхности земли прекращается, и поземный туман рассеивается.

Рис. 35. Дальше, при рас­смотрении атмосферных фрон­тов, вы узнаете, что холодный плотный воздух подтекает под теплый, более легкий воздух или вытесняет его. Другими словами, холодный воздух дей­ствует как клин, по которому поднимается теплый воздух. Как показано на рис. 35, на ко­тором видно, как теплый воз-

дух протекает над холодным, наблюдается повышение темпе­ратуры при подъеме из нижне­го слоя холодного воздуха в верхний теплый. В нашем при­мере температура повышается с 1,5° до 7,5° С в зоне инвер­сии. Повышение температуры на такую и даже большую вели­чину наблюдается нередко.

версией этого типа и рассмо-

тренными выше заключается в том, что там, где теплый воздух натекает на более холодный, происходит увеличение содержания влаги (удельной влажности), тогда как при инверсиях ранее описанного типа повышения удельной влажности обычно не бывает. Значение этого явления для полетов заслуживает более подробного рассмотрения, которое последует ниже.

Рис. 36. Лучеиспускание из воздуха в пространство, если рассмат­ривать его как причину инверсии, ничтожно мало. Лучеиспускание этого типа незначительно. Но, как показано здесь, под нижней границей уже возникшей инверсии может образоваться скопление посторонних частиц. Эти частицы (дым, пыль и т. д.) поднимаются до нижней границы инвер­сии находящимся под ней турбулентным воздухом и распространяются вширь. Лучеиспускание этого богатого посторонними частицами слоя А вызывает усиление инверсии.

Разница между сухоадиабатическим тем­пературным градиентом и наблюдаемым вертикальным температурным градиен­том заключается в том, что первый является величиной постоянной.