Понять небо. (Дэннис Пэгин)
Глава 2. Жизнь атмосферы
Любой, живущий на земле, знает, что атмосфера не просто большое воздушное одеяло, укрывающее нас, как хорошая квочка, высиживающая своих цыплят. Это динамично меняющаяся масса, постоянно находящаяся в большем или меньшем движении. Воздух перемещается во всех направлениях, в том числе вверх и вниз, вне зависимости от наших желаний и настроения.
В этой главе мы рассмотрим некоторые черты характера атмосферы. Наиболее важные это: устойчивость (стабильность), дисбаланс давления и эффект Кориолиса. Эти три фактора являются основными причинами движения воздушных масс и в горизонтальной, и в вертикальной плоскостях.
Градиент температуры
Cтабильность и нестабильность
Признаки стабильности
Стабильность слоев
Влажный градиент температуры
Стандартная атмосфера
Плотность, высота
Ветер
Эффект Кориолиса
Итоги
ГРАДИЕНТ ТЕМПЕРАТУРЫ
Как упоминалось ранее, воздух нагревается от земли. Комбинация этих двух факторов создает нормальную ситуацию с более
теплым воздухом у поверхности и постепенно охлаждающимся с увеличением высоты. Посмотрите на рисунок 11. Кривая на графике А показывает идеальный профиль температуры или градиент "нормальной" атмосферы. Атмосфера исключительно редко бывает нормальной, но это градиент усредненный по всей поверхности земного шара. Это среднее значение градиента называется стандартным градиентом (СГ) и предполагает уменьшение температуры на 2С на каждые 300 м увеличения высоты.
Теперь посмотрите на график В. Это более реальная ситуация в ночное время. Здесь мы видим, что воздух более холодный у земли из-за контакта с охлажденной поверхностью. Это положение дел называется приземной инверсией и типично для ночи. Приземная инверсия может распространяться вверх до высот 300 м и даже более при наличии ветра и интенсивного перемешивания слоев. Слово инверсия обозначает тот факт, что температура воздуха увеличивается или, по крайней мере, не уменьшается с увеличением высоты, как на графике стандартной атмосферы. Воздух в инверсионном слое стабилен.
С увеличением высоты, как показано на графике, температура уменьшается и, примерно, на 1500 м второй слой инверсии.
Дневная ситуация очень похожа на изображенную на графике С. Здесь мы видим, что у земли воздух более теплый, чем на стандартном распределении. Это связано с тем,
что в течение дня земная поверхность прогревается и отдает свое тепло воздуху, который, поднимаясь, согревает верхние слои* Прерывистая линия на графиках В и С показывает уменьшение температуры по времени в течение ночи и увеличение ее в течение дня.
Таким образом градиент, показанный в нижней части на графике С, известен как нестабильный и представляет для нас большой интерес.
гелиевых или гепловых воздушных шарок, когда они поднимаются вверх, если их не греют.
Норма охлаждения поднимающегося воздуха ~ 1С/100м-называется сухоадиабатическим градиентом (САГ). Сухой не потому что в воздухе отсутствую водяные пары, а потому что эти пары не конденсируются. Адиабатический, потому что тепло не добавляется из окружающего воздуха и не отдается ему* В реальной жизни некоторый обмен тепла присутствует, но обычно ограничен и незначителен.
Как мы знаем, теплый воздух имеет меньшую плотность, чем холодный даже при том же давлении. Это связано с большей энергией частиц теплого воздуха. Более теплый воздух стремится подняться вверх, как более легкий, а холодный опуститься вниз. По этой же причине дерево всплывает в воде, а камень тонет.
Если наш счастливый пузырек воздуха поднимается в атмосфере, которая остывает медленнее, чем 1С/100 м, тогда пузырек будет остывать быстрее, чем окружающий воздух и, следовательно, подниматься медленнее до тех пор, пока
ситуация не будет соответствовать рисунку 12. Фактически пузырек воздуха достигает высоты, соответствующей уровню равновесия, после чего, поднимаясь вверх, он быстрее остывает и, следовательно, подъем прекращается и наоборот. Это условие стабильности.
Нестабильный воздух ведет себя наоборот. При остывании воздуха более чем 1С/100 м, пузырек воздуха поднимается быстрее, не остывая так сильно, как окружающий воздух, и подъем ускоряет (см. рис.13). Нестабильность воздуха определяется его несбалансированностью. В более низких слоях он слишком теплый и спокоен в вертикальной плоскости (отметим, что горизонтальный ветер присутствует и в стабильной и в нестабильной атмосфере).
Мы можем теперь сформулировать краткое определение:
Условия стабильности наблюдаются, когда градиент меньше, чем 1С/100 м. В противном случае воздух нестабилен.
Важно отметить, что в стабильных условиях пузырек воздуха, движущийся вниз будет стремиться вернуться вверх, эквилибрируя, в то время, как пузырек воздуха, движущийся вниз в нестабильных условиях будет стремиться продолжать опускаться. Последнее объясняет почему именно на нестабильные дни по статистике приходится наибольшее количество происшествий. Стабильность и нестабильность условий существенно влияют на турбулентность. Нестабильные условия приводят к термичности (поднимающиеся вверх пузыри воздуха), которую мы рассмотрим в следующих главах.
Теперь посмотрите рисунок 11. График А, который показывает стандартную атмосферу, может говорить о стабильном воздухе, т.к. температура уменьшается меньше, чем 1С/100 м. Если градиент больше, чем 1С/100 м, то это называется суперадиабатический градиент (супер АГ). Такой градиент показан в нижней части графика С. Условия суперадиабатического градиента в основном встречаются только над раскаленными пустынями, или в менее жарких районах, в солнечные дни над ограниченными, закрытыми участками земли
В основном, ясная безоблачная ночь, переходящая в ясное утро, несет нестабильные условия. Для таких условий характерны толстый слой холодного воздуха, что нестабильно, учитывая нагрев воздуха от земной поверхности утром. Однако, очень холодные ночи задерживают начало широкой конвекции из-за приземной инверсии, как показано на графике В рисунка 11. День обещает быть очень стабильным, если небо закрыто сплошными облаками или облачность переменна и земля прогревается постепенно.
О стабильности атмосферы можно судить по типу облаков. Образовывающиеся кучевые облака указывают на восходящие потоки и всегда предполагают нестабильность. Слоистые облака обычно говорят о стабильности. Дым, под-
нимающийся вверх до определенного уровня и растекающийся там,- явный признак стабильности, в то время, как высоко поднимающийся дым указывает на нестабильные условия*
Пыльные смерчи, порывистый ветер и хорошая видимость указывают на нестабильность, в то время как устойчивый ветер, слои тумана и слабая видимость говорят о стабильном воздухе. Все это изображено на рисунке 14.
Вдоль побережья в теплое время года морской воздух обычно вторгается на сушу. Он холоднее и давит на теплые сухопутные массы. В результате этого у самой земли прохладнее и воздух стабилен, а с высотой теплее и менее стабильно. Это называется морской инверсией, и, в данном случае, слой холодного воздуха располагается ниже теплого. Типично формирование над ним слоистых облаков, если он толстый, или тумана, дымки, если он тонкий.
В горных районах теплый воздух охотнее движется из долин в горы. Это оставляет холодный воздух под находящимся сверху теплым, который является, в данном случае, инверсией на уровне горных вершин. Восходящие потоки неожиданно упираются в нижний слой инверсии.
Одним из наиболее общих и важных путей изменения стабильности воздушных масс и формирования инверсионных слоев, является поднимающийся или опускающийся воздух. Это настолько важно, что выделим следующее:
Когда воздушные массы опускаются, они становятся более стабильными.
Справедливость этого можно понять из рисунка 15. Здесь мы видим поднимающийся слой воздуха. Поднимаясь, он расширяется, причем верхние слои расширяются быстрее нижних более холодных. На примере показано, что слой стартовал с высоты 5000 футов с градиентом (77-70)/2=3,5Р/ 1000 футов. Он поднялся на высоту 15000 футов с сухоади-абатическим градиентом 5,5Р/1000 футов.
Через некоторое время низ слоя оказывается на высоте 15000 футов, а верх поднялся до 18000 футов. Они охладились соответственно до 22Р (РРТ-^^ЦО), и до 9,5њР (70Р-
5,5*11). Разница в температуре между верхом и низом слоя на новой высоте теперь составляет - 12,5Р. На 3000 футов толщины слоя градиент температуры в нем - 4,2Р/1000 футов. Это уменьшает стабильность слоя, т.к. первоначально градиент составлял 3,5Р/1000 футов.
Подобным образом можно объяснить почему нисходящий поток будет более устойчивым. Если снижение воздушной массы проходило достаточно долго, результатом этого часто является образование слоя инверсии. Верхний слой инверсии, показанный на рисунке 11, как раз образуется таким образом. Он как шапкой накрывает вершину восходящего потока, что, в основном, случается при погоде с высоким давлением (смотри главу 4).
Результатом поднятия слоя воздуха в разное время может быть обширный восходящий поток, широкий спокойный термик, очень хорошие парящие условия, высокие кучевые облака и небо с облаками, похожими на чешую рыбы. Слои поднимаются движением фронтов, прогретыми поверхностями и низким давлением* Понижение слоев в основном связывают с высоким давлением и холодной земной поверхностью.
ВЛАЖНЫЙ ГРАДИЕНТ ТЕМПЕРАТУРЫ
В предыдущей главе было показано, что поднимающийся воздух, вмещающий пары воды, расширяется и охлаждается, а его относительная влажность увеличивается. Если этот процесс продолжается, то относительная влажность достигает 100%, в таком случае говорят о насыщении воздуха. При определенной температуре возникают условия точки росы. Если этот воздух продолжает подниматься, начинается конденсация, которая всегда проходит с выделением "скрытого тепла". Выделение его приводит к нагреву воздуха, он медленнее остывает, чем по сухоадиабатическому градиенту и продолжает подъем.
Процесс выделения "скрытого тепла" называется влажноадиабатическим градиентом (ВАГ). Это градиент между 1,1 и 2,8С на 300 м высоты (2 - 5Р на 1000 футов), зависит от температуры поднимающегося воздуха и в среднем составляет 0,5С/100 м (3Р/1000 футов).
Средние значения градиентов температуры показаны на рисунке 16. Когда температурный профиль воздуха находится между САГ и ВАГ, говорят атмосфера "условно нестабильна". Смысл этого в том, что она будет нестабильна, если воздух насыщается и в дальнейшем начнется конденсация. Это приведет к образованию облаков, что является формой нестабильности.
На рисунке имеется также зона правее ВАГ, которая является указателем абсолютной стабильности для поднимающейся порции воздуха. Воздушная масса с градиентом в этой зоне будет всегда стремиться вернуться в исходную точку, даже если проходит конденсация. Поле слева от САГ-это область абсолютно нестабильных условий со спонтанным образованием термичности. Это зона суперадиабатического градиента ( супер АГ).
Свойства водяных паров подниматься и расширяться, обмениваясь теплом с атмосферой очень важны для погодных процессов* Каждая тонна воды в процессе конденсации выделяет почти 6*100000 ккал* Эта энергия является главной движущей силой грозовых фронтов, ураганов, штормов и других процессов, связанных с сильными ветрами.
СТАНДАРТНАЯ АТМОСФЕРА
Таблица стандартной атмосферы дана в приложении I. Изменение температуры по высоте в точности соответствует стандартному градиенту. Можно также отметить, что трехпроцентное уменьшение плотности за подъем на 300 м приводит к полуторапроцентному за 300 м увеличению всех полетных скоростей. Однако, известно, что стандартный градиент составлен для средних условий и в парящую погоду изменение температуры по высоте более склоняется к сухоадиабатическому градиенту. Сделаем вывод:
Плотность, высота и скорость.
Уменьшение плотности на 4% за 300 м приводит к увеличению полетных скоростей на 2% за 300 м высоты.
ПЛОТНОСТЬ, ВЫСОТА
Изменения плотности.
Поэтому, если, находясь на маршруте, вы движетесь в сторону понижения давления, то высотомер будет показывать большую высоту, если полет идет в направлении повышения давления, то наоборот. Высотомер - это барометр со шкалой высоты. Высотомеры производятся с температурными компенсаторами. Изменение давления тоже не проблема, если видно поверхность.
Проблемой является то, что плотность существенно влияет на посадочные и взлетные характеристики. Когда воздух горячий и влажный, а давление низкое, увеличиваются взлетная и посадочная скорости. Большая высота существенно влияет на критические скорости. В приложении I о плотности рассказано более подробно.
ВЕТЕР
Ветер возникает от дисбаланса давлений, обычно, в горизонтальной плоскости. Этот дисбаланс появляется из-за различия температур на соседних территориях или циркуляции воздуха вверх на отдельных участках. В любом случае, причина этого - неравномерный прогрев поверхности солнцем, что приводит к разнице температур, циркуляции, и к разнице давлении* Снова приходим к выводу, что причиной всех явлений в атмосфере является солнце.
Ветер называется по направлению откуда он дует. Например северный ветер дует с севера, юго-восточный с юго-востока и т.д. (рис. 17). Аналогично, горный ветер дует с гор, морской бриз с моря на сушу, а береговой наоборот.
В авиационной терминологии принято называть ветер по направлению в градусах, а силу ветра измерять в узлах, км/ч и м/с. Так- северный ветер - 360 ( или 0 ), восточный - 90, южный - 180, западный - 270, а юго-западный - 225 как изображено на рисунке. Узел базируется на морской миле и равен ,15 миль в час или 1,85 км/ч, 3,6 км/ч=1м/с. Отметим, что компас показывает направление не точно на северный полюс земного шара. Это связано с земными магнитными полями и наклоном оси вращения Земли. Разница магнитного и географического полюсов называется магнитным склонением. Приземные ветры называют в соответствии с направлением по магнитному компасу, а верховые - в соответствии с географическим направлением.
ЭФФЕКТ КОРИОЛИСА
Еще один фактор, который мы должны рассмотреть - эт эффект Кориолиса. Этот эффект очень важен для понима ния процессов в атмосфере глобального и среднего масштабов. Результат этого эффекта выражается в том, что всe объекты, движущиеся в северном полушарии, имеют тенденцию поворачивать вправо, а у всех движущихся объектов в южном полушарии - влево* Эффект Кориолиса наиболее сильно выражен на полюсах и сводится к нулю на экваторе.
Причина эффекта Кориолиса - вращение Земли под движущимися объектами. Это не какая-то реальная сила, это движение Земли, взаимодействуя с силами гравитации, создает иллюзию правого вращения для всех свободнодвижущихся тел. Воздушные потоки и океан в крупных масштабах испытывают на себе эффект Кориолиса.
На рисунке 18 эффект Кориолиса объясняется на примерах. В случае, когда объект движется из центра вращающегося диска, наблюдатель, находящийся за пределами диска, видит прямолинейное движение объекта (рис. 18а). Если наблюдатель находится на диске, то для него объект поворачивает вправо (рис. 18в).
В случае, когда объект движется к центру диска (рис. 18с), он имеет начальный импульс по направлению вращения и в течение некоторого времени сохраняет ориентацию в пространстве. Результатом этой комбинации движений является траектория, показанная на рисунке 18d. Это снова отклонение вправо с точки зрения наблюдателя на диске.
Нетрудно заметить, что диск может быть сферой, как наша планета, а смотрим мы из космоса над северным полюсом. Трехразмерность реального мира приводит к уменьшению эффекта Кориолиса от полюса к экватору, но принцип тот же.
Эффект Кориолиса влияет на формирование воздушных потоков (глава 4). Сделаем вывод из вышесказанного:
является причиной поворота ветров вправо в северном полушарии и влево в южном.
ИТОГИ
Страница 2 из 3 пред. 1 2 3 след.
