Горизонтальные и вертикальные перемещения воздуха

Основная причина изменений атмосферного давления лежит в неравномерном нагревании земной поверхности и в обусловленном этим неравномерным нагреванием движении воздуха.

Таким образом, связь между перемещением воздуха и атмосферным давлением двусторонняя: без разности давлений не было бы движения воздуха, но без движения воздуха не было бы и разности давлений. Поясним это следующим образом.

Представим себе два одинаковых по высоте и по площади сечения столба жидкости и допустим, что плотность жидкости равна единице, площадь поперечного сечения столба — одной квадратной единице площади, а высота столба — четырём линейным единицам. Тогда объём каждого столба будет четыре объёмные единицы, а вес — четыре весовые единицы. При условии, что жидкость в обоих столбах имеет одинаковую температуру, давление её на плоскость АВ в обоих столбах будет одинаковым, а именно четыре весовые единицы, равно как и на уровнях А1 В1. А2 В2. А3 В3 и А4 В4. отстоящих от плоскости АВ на одну, две, три и четыре линейные единицы: на высоте А1 В1 давление будет равно трём весовым единицам, на высоте А2 В2 двум, на уровне А3 В3 одной единице и на уровне А4 В4 нулю. Поверхность, на которой все точки испытывают одинаковое давление, называется изобарической. В нашем случае изобарические поверхности, проведённые на любой высоте в обоих столбах жидкости, будут параллельны друг другу и плоскости АВ.

Допустим далее, что температура левого столба стала большей и высота его (при неизменном поперечном сечении) в результате расширения увеличилась ещё на одну линейную единицу (до уровня A5 B5 ); температура правого столба сохранила своё прежнее значение. Очевидно, что объём левого столба стал равным пяти объёмным единицам, вес остался неизменным (четыре весовые единицы), а плотность жидкости стала равной 4:5 = 0,8.

Легко видеть, что после нагревания левого столба давление его на поверхность АВ нисколько не изменилось: 0,8 X 5 = 4 весовые единицы. Однако оно изменилось на более высоких уровнях. На уровне А1 В1 раньше давление было равно 3, теперь же 0,8 X 4 = 3,2. На высоте А2 В2 вместо 2 оно стало равным 0,8 X 3 = 2,4; на высоте А3 В3. вместо 1 стало равным 0,8 X 2 = 1,6, а на высоте А4 В4 вместо 0 оказалось 0,8 X 1 = 0,8.

Сравнив теперь давления на одних и тех же уровнях в левом и правом столбах, убеждаемся, что они различны, и чем выше уровень, тем сильнее это различие. Если оба столба не изолированы друг от друга, то для выравнивания давлений на одних и тех же уровнях начнётся перемещение жидкости, и прежде всего от верхней части левого столба к верхней части правого столба. Нагретый столб при этом теряет вещество и становится легче, более холодный правый столб получает вещество и становится тяжелее, т. е. давление правого столба на плоскость АВ увеличивается, давление левого столба на ту же плоскость ослабевает. Это немедленно влечёт за собой перемещение жидкости от нижней части холодного столба к нижней части тёплого. Таким путём устанавливается циркуляция жидкости: поверху — от левого столба к правому, понизу — от правого к левому, снизу вверх — в левом столбе, сверху вниз — в правом столбе.

Примерно то же происходит и в атмосфере. Нагревание столба воздуха приводит к его вертикальному растяжению, к наклону на высоких уровнях изобарических поверхностей в сторону более холодного столба воздуха и, следовательно, к перемещению воздуха вдоль этого уклона; в результате на низких уровнях создаётся уклон изобарических поверхностей от холодного столба к тёплому и движение воздуха по поверхности земли от холодных мест к тёплым.

Таким образом, в атмосферной циркуляции, возникающей между холодными и тёплыми районами, можно различать две противоположно направленные горизонтальные ветви (верхнюю и нижнюю) и две противоположно направленные вертикальные ветви (подъём воздуха, опускание воздуха). Горизонтальные ветви могут простираться на тысячи километров, длина вертикальных ветвей, очевидно, не превосходит максимальной высоты тропосферы, т. е. 16 км. Вместе с тем роль вертикальных движений атмосферы исключительно велика и в некоторых отношениях даже выше, чем роль горизонтальных перемещений, так как образование атмосферных осадков связано преимущественно с восходящими движениями воздуха.

Движение воздуха осложняется рядом факторов. Прежде всего оно задерживается трением, как внутренним, так и внешним (о земную поверхность). На больших высотах трение резко падает, вследствие чего скорость ветра сильно увеличивается.

Если горизонтальное перемещение воздуха (т. е. ветер) захватывает большое расстояние, на его направлении сказывается отклоняющая сила вращения Земли, эффект которой пропорционален скорости ветра и географической широте. В северном полушарии ветер отклоняется вправо от направления градиента давления, всегда перпендикулярного к изобарам (т. е. линиям, соединяющим точки одинакового атмосферного давления). Отклонение может достигать такой величины, что воздух будет перемещаться уже параллельно изобарам. Если воздух движется при этом по замкнутым изобарам, на него будет действовать ещё и центробежная сила, всегда направленная от центра системы замкнутых изобар. Как увидим впоследствии, в результате влияния отклоняющей силы вращения Земли создаются динамические условия для неравномерного распределения давления по Земле, и роль этих динамических причин не меньшая, чем роль тепловых факторов.

Вертикальные движения атмосферы (поднятия и опускания) бывают иногда вызваны существованием механических препятствий, но обычно они связаны с изменением веса единицы объёма воздуха, которое обусловлено изменением температуры и влажности воздуха.

Воздух, поднимающийся кверху, попадает в области всё более и более ослабевающего давления. Это позволяет ему расширяться. На расширение затрачивается известная работа, а в связи с ней известное количество тепла. В результате воздух охлаждается. Если при этом он ниоткуда не получает тепла и никуда тепла не отдаёт, то весь описанный выше процесс, протекающий без обмена тепла с окружающей средой, называется адиабатическим, или динамическим охлаждением. Сухой (т. е. не насыщенный водяным паром) воздух при подъёме на каждые 100 м испытывает адиабатическое охлаждение на 1° (точнее, на 0°, 977).

Опускающийся воздух, попадая в область возрастающего давления, сжимается окружающим его воздухом; работа, затрачиваемая на сжатие, вызывает увеличение внутренней энергии опускающегося воздуха, что и обнаруживается повышением температуры последнего. В результате воздух испытывает адиабатическое нагревание, которое составляет 1° при опускании на каждые 100 м.

Абсолютно сухого воздуха на Земле нет; в каждой восходящей воздушной массе содержится то или иное количество водяного пара. С увеличением высоты восхождения и, следовательно, с прогрессирующим адиабатическим охлаждением, имеющийся в воздухе водяной пар всё более и более приближается к состоянию насыщения. Пока насыщение не достигнуто, охлаждение равно 1° на каждые 100 м подъёма. Но с того момента, когда воздух окажется насыщенным и начнется конденсация водяного пара, процесс перестает быть адиабатическим, так как воздух получает теплоту, освобождающуюся при конденсации водяного пара. В дальнейшем при подъёме на каждые 100 м воздух охлаждается уже медленнее, а именно — от 0,3 до 0°,9 (в зависимости от ряда условий), но в среднем на 0°,5.

Когда влажный (насыщенный) воздух опускается, величина его адиабатического нагревания такая же, как и у сухого (ненасыщенного) воздуха, т. е. 1° на 100 м, если только в нём нет взвешенных капелек воды или кристалликов льда, на испарение которых тратится некоторое количество тепла, что несколько уменьшает величину нагревания.

Если воздушная масса поднялась на известную высоту, стала насыщенной, поднялась на некоторую дополнительную высоту после насыщения, а затем опустилась обратно к поверхности Земли, то очевидно, что температура её будет больше той, какую она имела в начале подъёма.

Условия подъёма и опускания воздушных масс зависят от существующих соотношений между вертикальным градиентом температуры и только что рассмотренным адиабатическим градиентом. Первый, как известно, составляет 0°,6 на 100 м, но это величина средняя: она может колебаться в довольно значительных пределах.

Допустим, что в атмосфере температура убывает с высотой на 1° на каждые 100 м. Тогда ясно, что воздушная масса, поднимающаяся в этой атмосфере кверху и испытывающая адиабатическое охлаждение (т. е. тоже 1° на каждые 100 м), в любой точке будет иметь ту же температуру и плотность, что и окружающий её воздух. В этом случае говорят о безразличном равновесии воздушной массы.

Допустим, что вертикальный температурный градиент представлен своим средним значением (т. е. 0°,6 на каждые 100 м). Тогда соотношения между восходящим воздухом и окружающей атмосферой уже другие. На высоте 1 км падение температуры в атмосфере составит 6°, а восходящая и адиабатически остывающая масса воздуха на той же высоте охладится на 10°; значит, на этом уровне она окажется холоднее окружающего воздуха, плотнее и получит стремление вернуться к исходному положению, т. е. опускаться. В этом случае говорят об устойчивом равновесии. Если иметь дело не с восходящей, а с нисходящей массой в аналогичных условиях, равновесие тоже окажется устойчивым, потому что нисходящий поток воздуха окажется теплее окружающей среды и получит стремление к подъёму, т. е. опять-таки к возврату в исходное положение.

Наконец, в третьем случае, когда градиент температуры воздуха больше адиабатического, всякая восходящая масса делается теплее и легче (получает импульс подниматься ещё выше), а всякая опускающаяся — холоднее и тяжелее окружающей атмосферы (получает импульс опускаться ещё ниже). Это — неустойчивое равновесие.

Восходящий воздух охлаждается, что при достаточной степени охлаждения приводит к конденсации содержащегося в нём водяного пара. Стало быть, восходящие ветви атмосферных циркуляций являются активными деятелями образования атмосферных осадков.

Поделитесь ссылкой с друзьями