Як уже згадувалося, повітря нагрівається від землі. З висотою зменшується щільність атмосфери. Комбінація цих двох факторів створює нормальну ситуацію з більш теплим повітрям біля поверхні і поступово охолоджується зі збільшенням висоти. Ця ситуація називається градієнтом температури. Стандартний градієнт (СГ) (або градієнт «нормальної» атмосфери) передбачає зменшення температури на 2 градуси Цельсія кожні 300 метрів збільшення висоти. Тепер подивимося на більш реальні ситуації в нічний і денний час. Вночі видно, що повітря більш холодний у землі через контакт з охолодженої поверхнею. Це положення справ називається приземної інверсії і типово для ночі. Приземна інверсія може розповсюджуватися вгору до 300 м і навіть більше при наявності вітру та інтенсивного перемішування шарів. Слово інверсія позначає той факт, що температура повітря збільшується або, по крайней мере, не зменшується зі збільшенням висоти, як при СГ. Повітря в инверсионном шарі стабільний. (Про це понятті трохи нижче).
Денна ситуація виглядає по-іншому. Тут повітря у землі тепліший, ніж на СГ. Це пов'язано з сонячним прогріванням повітря. Градієнт, показаний в нижній частині на графіку С, відомий як нестабільний і представляє для нас великий інтерес.
Стабільний повітря - це повітря, який не рухається у вертикальній площині. Давайте розглянемо цей процес. Уявіть собі міхур повітря, що піднімається в атмосфері, як показано на малюнку.
З підйомом він розширюється, і тиск в ньому зменшується. Це тиск змінюється приблизно лінійно до висоти 3000 м. І призводить до охолодження повітряного міхура приблизно на 1 градус Цельсія кожні 100 метрів підйому.
Норма охолодження піднімається повітря 1 ° С / 100 м називається сухоадіабатіческім градієнтом (САГ). Сухий не тому, що в повітрі відсутні водяні пари, а тому, що вони не конденсуються. Адіабатичний, тому, що тепло не додається з навколишнього повітря і не віддається йому. В реальності деякий теплообмін має місце, але він зазвичай обмежений і незначний.
Як ми знаємо, тепле повітря має меншу щільність, ніж холодний при одному і тому ж тиску. Більш тепле повітря прагне піднятися вгору, як більш легкий, а більш холодний опуститися вниз. З цієї ж причини дерево в воді спливає, а камінь - тоне.
Отже, якщо наш бульбашка піднімається в атмосфері, яка остигає повільніше, ніж 1 ° C / 100 м, тоді бульбашка буде остигати швидше, ніж навколишнє повітря і, отже, підніматися повільніше до тих пір, поки ситуація не буде відповідати малюнку вище. Фактично бульбашка досягає висоти, яка відповідає рівню рівноваги, після чого підйом припиняється і навпаки. Ця умова стабільності.
Нестабільний повітря поводиться навпаки. При градієнті температури в атмосфері більше 1 ° C / 100 м, пухирець повітря піднімається швидше, чи не остигаючи так сильно, як навколишнє повітря і підйом прискорюється.
Нестабільність повітря визначається його незбалансованістю. У нижчих шарах він занадто теплий і спокійний у вертикальній площині (відзначимо, що горизонтальний вітер присутній і в стабільній і в нестабільній атмосфері).
Тепер ми можемо сформулювати коротке визначення:
Умови стабільності спостерігаються, коли атмосферне градієнт температури менше, ніж 1 ° C / 100 м. В іншому випадку повітря нестабільний.
Важливо відзначити, що в стабільних умовах будь-який рух повітря вниз також натикається на перешкоду, в той час, як в нестабільному повітрі, що опускається бульбашка буде продовжувати знижуватися. Стабільність і нестабільність умов істотно впливають на турбулентність. Нестабільні умови призводять до виникнення термічної активності, яку ми розглянемо нижче.
Атмосферне градієнт температури більший 1 ° C / 100м називається суперадіабатіческім градієнтом (Супер АГ). Умови Супер АГ зустрічаються в основному тільки над розпеченими пустелями, або, в менш жарких районах, в сонячні дні над обмеженими, закритими ділянками землі.
Піднімається повітря, вміщає в себе пари води, розширюється і охолоджується, а його відносна вологість збільшується. Якщо цей процес триває, то відносна вологість досягає 100%, в такому випадку говорять про насичення повітря. При певній температурі виникають умови точки роси. Якщо це повітря продовжує підніматися, починається конденсація, яка завжди проходить з виділенням «прихованого тепла». Його виділення призводить до нагрівання повітря, він повільніше остигає, ніж по САГ, і продовжує підйом.
Такий стан речей називається волого адиабатическим градієнтом (ВАГ). Це градієнт між 1.1 ° C і 2.8 ° C на 300 м висоти, залежить від температури піднімається повітря і в середньому становить близько 0.5 ° C / 100 м.
Коли температурний профіль атмосфери знаходиться між САГ і ВАГ, кажуть, що атмосфера «умовно нестабільна», маючи на увазі, що при подальшому насиченні вона буде нестабільною, так як це призведе до конденсації і утворення хмар.
Зона правіше ВАГ - абсолютно стабільна атмосфера. Повітряна маса в атмосфері з градієнтом в цій зоні буде завжди прагнути повернутися у вихідну позицію, навіть якщо відбувається конденсація. Зона лівіше САГ - область абсолютно нестабільних умов зі спонтанним утворенням термічно (Супер АГ).
Для ширяють польотів потрібні умови нестабільні, в той час, як для польотів, наприклад, з мотором, бажано щоб повітря було стабільний.
В основному, ясна безхмарна ніч, що переходить в ясний ранок, несе нестабільні умови. Для таких умов характерні товстий шар холодного повітря, що нестабільно, з огляду на нагрівання повітря від земної поверхні вранці. Однак дуже холодні ночі затримують початок широкої конвекції через приземної інверсії.
День обіцяє бути дуже стабільним, якщо небо закрито суцільними хмарами або хмарність змінна і земля прогрівається поступово. Про стабільність атмосфери можна судити по типу хмар. Утворювались купчасті хмари вказують на висхідні потоки і завжди припускають нестабільність. Шаруваті хмари зазвичай говорять про стабільність. Дим, що піднімається вгору до певного рівня і розтікається там - явна ознака стабільності, в той час, як високо підняла великий дим вказує на нестабільні умови.
Пилові смерчі, поривчастий вітер і хороша видимість вказують на нестабільність, в той час, як стійкий вітер, шари туману і слабка видимість говорять про стабільне повітрі.
Хмари складаються з незліченної безлічі мікроскопічних частинок води різних розмірів: від 0.0001 см в насиченому повітрі і збільшуються до максимуму близько 0.025 см при триваючої конденсації. Як було сказано, насичений повітря-це повітря, що має відносну вологість 100%. Навіть не змінюючи кількості водяної пари, повітря може стати насиченим при охолодженні. Головний шлях утворення хмар - охолодження вологого повітря. Це відбувається при охолодженні повітря, коли він піднімається вгору в термальних потоках, а також при перетікання великих «теплих» повітряних мас зверху на більш холодні.
Точка роси може використовуватися для визначення нижньої межі (бази) хмар (cloudbase). Припустимо, що піднімаючись, повітря охолоджується по САГ, т. Е. 1 ° C / 100 м. Однак температура точки роси знижується тільки на 0.2 ° C / 100 м. Таким чином, температури піднімається повітря і точки роси зближуються на 0.8 ° С / 100 м. Коли вони зрівняються, починається утворення хмар. Таким чином, знаючи температуру повітря біля поверхні землі, і точку роси при даній температурі, можна визначити висоту бази хмар по формулі
h = ((Ts-Tr) / 0.8) * 100.
Для знаходження точки роси використовують волого-електричний термометр. Висоту бази хмар важливо (хоча і не потрібно) знати, тому що фактично це - максимальна висота, яка може бути набрана за рахунок використання термальних потоків.
У якийсь момент часу піднімається повітря досягає точки роси, маючи 100% відносну вологість. Тоді начебто дозріли всі умови для утворення хмар. Але, що цікаво, йому потрібно щось для реалізації цих умов. Без «помічника» повітря може стати супернасищенним, з відносною вологістю більше 100%. Цим помічником є найдрібніші частинки, що знаходяться в повітрі.
Вони називаються центрами (ядрами) конденсації, тому, що вони підштовхують Пари до конденсації навколо себе або центрами сублімації, якщо пар кристалізується в лід. Це можна спостерігати на холодному склі взимку.
Центрами конденсації, навколо яких утворюються крапельки, можуть бути продукти згоряння, крапельки сірчаної кислоти і частинки солі. Перші два види - продукти забруднення, останні - результат роботи морських і океанських хвиль, що б'ються об берег. У ролі центрів сублімації, на яких утворюється лід, виступають також пил і вулканічний пил. Центри сублімації порівняно великі, тому їх рідко заносить на висоти, де температура забезпечує утворення льоду.
Слід, що залишається літаком, що летить на великій висоті - теж складається з частинок льоду. Але кристалізація там відбувається не тільки навколо продуктів згоряння, а ще й за рахунок струсу повітря, що викликається самим літаком. Таким же чином можна охолодити розплавлене залізо до температури на 300 ° C нижче температури плавлення, і при цьому воно буде залишатися рідким. Але досить невеликого поштовху, і розплав миттєво застигає.
Розміри крапельок близько 0.001 см в насиченому повітрі - це вже видима маса. Коли йде процес конденсації, вони збільшуються до 0.0025 см. Навіть маючи такі порівняно великі розміри, крапельки такі легкі, що можуть залишатися в хмарах, не падаючи вниз.
Існує кілька факторів, що визначають життя хмар. Для початку, хмари формуються ізольованими висхідними потоками (терміки), що мають тенденцію до перемішування з навколишнім повітрям. Спочатку повітря в терміки перемішується тільки уздовж його межі, але після початку конденсації пари, відбувається виділення прихованого тепла і більш інтенсивне перемішування з навколишнім повітрям.
Одне ізольоване купчасті хмари живе близько 0.5 години з моменту появи перших ознак конденсації до розпаду його в атмосферну масу. В повітрі може знаходитися велика кількість хмар, які зароджуються, живуть і вмирають в безперервному процесі.
Не завжди хмари розпадаються так швидко. Це відбувається, коли навколишнє повітря на рівні облікової має таку ж вологість і йде перемішування.
Триваюча термічно підживлює хмари і може продовжити їм життя понад відпущених їм 30 хвилин. Грози - довгоживучі хмари. Освічені термічними висхідними потоками, вони можуть жити багато годин.
Хмари по висотах
Темні, сильно розвинені вгору. Вершина часто плоска як ковадло
Пролив-ні з грозами
Старі хмари не вмирають, вони завмирають. Більш старі хмари приймають жовтуватий, більш тьмяний відтінок, ніж нові. Крім цього старі хмари мають більш розмиті кромки.
Існує три основних типи хмар. Це stratus - шаруваті (St), cumulus - купчасті (Сі) і cirrus - перисті (Ci). O формі шаруватих хмар говорить їх назва - тонкі, плоскі або нашаровуються, що виникають унаслідок повільного переміщення великих мас повітря. Ці хмари покривають великі площі і роблять день сірим. Вони часто утворюються в стабільних умовах, або при спокійному русі фронтів, або при повільних висхідних потоках навколо систем низького тиску.
Купчасті хмари виглядають як гори бавовни або величезна кольорова капуста, що летить в висоті. Ці хмари часто утворюються в гарну погоду і, якщо покривають чверть неба або менше, вони називаються хмарами гарної погоди, а утворюються вони від теплової конвекції або окремих висхідних потоків, що несуть вологу вгору.
Далі хмари діляться по висот. Їх типи та характеристики викладені в таблицях.
Фронтом називається межа між холодною і теплою повітряними масами. Якщо вперед рухається більш холодне повітря, то фронт називається холодним, якщо ж навпаки - то це теплий фронт. Іноді повітряні маси рухаються вперед до тих пір, поки їх не зупинить зросле перед ними тиск. В цьому випадку кордон між масами називають стаціонарним фронтом. В даному випадку важливо, що фронт розділяє повітряні маси з різною температурою, а значить і різної щільності. Повітряні маси різної щільності не прагнуть до перемішування, подібно маслу з водою. Тому стаціонарний фронт може стояти декілька днів.
Холодний фронт рухається в основному з півночі на південь в північній півкулі і навпаки - в південному. Цей фронт у своїй передній частині складається з холодного, часто сухого повітря. Якщо холодний фронт заміщає нестабільний повітря, то той піднімається, і формує конвективні хмари. Цей тип фронтальної активно-сті часто супроводжують грози і шквали.
Шквали породжуються грозами, що поширюється на 80-500 км в глибину фронту і вздовж нього.
Холодні фронти мають тенденцію до більшої енергоємності, ніж теплі і можуть переміщатися зі швидкістю більше 60 км / год, особливо взимку, коли повітря більш щільний. Швидке рух фронту визначає буйний характер погоди, але, в той же час, більш швидке його проходження. Нахил холодних фронтів змінюється від 1/30 до 1/100, що, при його русі вперед, створює сильний підйом теплого повітря. Нахил залежить від температурного контрасту між повітряними масами і швидкості вітру через фронт.
Якщо умови стабільні перед і після холодного фронту, то формуються в основному шаруваті хмари. У цьому випадку спостерігається повільне очищення неба після фронту, але сам він протікає мляво.
Початок холодних фронтів, особливо в спекотні місяці несе чисте небо, хорошу видимість і термічну активність, і щільний повітря.
Теплий фронт може нести з собою закрите хмарами небо, високу вологість, серпанок і тумани, спеку і дощі на кілька днів. При проходженні теплого фронту тепле повітря набігає на холодний зверху і витісняє його. Теплі фронти мають тенденцію рухатися повільніше, ніж холодні - 25 км / год і менше, і відрізняються меншою щільністю повітря. Нахил його поверхні коливається від 1/50 до 1/400, що положе, ніж у холодного.
Такий нахил теплого фронту є причиною того, що небо повністю закрите хмарами, на відстані більш ніж 2400 км. Наближення теплого фронту можна передбачити з того, що за день або два до його проходження з'являються перисті хмари, далі розвиваються в перисто-шаруваті і шарувато-купчасті.
У разі теплого фронту, що несе стабільний повітря, нас очікує тривалий період до дощу і, в основному, спокійні умови, можливо, до самого фронту. У разі нестабільного повітря нас очікують зливи, що чергуються з дрібними, мжичать. Можлива сильна турбулентність з грозами. У будь-якому випадку проходження теплого фронту краще перечекати під дахом.