Атмосфера и климат

Сайт об атмосфере, климате и метеорологии

Энергия солнца

Подписаться на эту рубрику по RSS

Энергия Солнца в атмосфере

Земная атмосфера представляет собой динамичную газовую оболочку. В результате взаимодействия Солнца, атмосферы, поверхности суши и водоемов, т. е. в результате обмена энергией между ними создаются различия температуры воздуха на нашей планете. Движения воздуха есть следствие температурных различий между взаимодействующими воздушными массами, поскольку эти массы имеют и разную плотность. Воздух движется из районов, где плотность его больше, в районы, где она меньше.

Температурные различия воздушных масс обусловлены тем, что приход лучистой энергии различен в разных географических районах. В водоемах энергию поглощает более глубокий поверхностный слой, чем на суше, но зато и теряет тепло суша быстрее, чем вода. Поэтому характер земной поверхности определяет то количество тепла, которое она может отдать атмосфере.

Тепловое движение молекул воздуха и их столкновения между собою проявляются в виде давления, которое, таким образом, есть прямое следствие термического состояния воздушной массы.

Когда происходит поглощение тепла, молекулы начинают двигаться быстрее и объем воздуха увеличивается. Плотность его при этом уменьшается, т. е. число молекул в единице объема становится меньше. Поскольку плотность нагревшейся порции воздуха меньше плотности окружающей его ненагретой среды, то возникает сила плавучести. Это значит, что появляется импульс, заставляющий • нагревшуюся порцию воздуха подниматься. Поднимающийся воздух оставляет за собой область низкого атмосферного давления. В эту область устремляется холодный и плотный воздух, и давление здесь вновь повышается. Нагретый воздух продолжает восходящее движение до тех пор, пока его температура не окажется равной температуре окружающей среды.

Процесс замещения поднимающегося теплого воздуха холодным и более плотным воздухом называется конвекцией. Итак, вертикальные движения воздуха вызваны его неравномерным нагреванием.

Если посмотреть, как распределяется атмосферное давление по земной поверхности, можно заметить, что, несмотря на зависимость его от силы тяжести, действующей на воздух, в разных точках планеты оно не одинаково. В поле приземного давления есть области, в которых оно ниже или выше, чем в соседних областях, что объясняется различием температуры, радиационных условий и характера земной поверхности.

Используемые далее термины „повышенное давление" и „пониженное давление" характеризуют ту или иную область только относительно окружающих районов. Например, область пониженного давления В умеренных широтах существенно отличается от области низкого давления в так называемом глазу тропического циклона.

Можно заметить, что над горизонтальной поверхностью воздух стремится двигаться из области повышенного давления, где он „накопился", в сторону области пониженного давления. Скорость этого движения определяется разностью давления, так называемым градиентом давления. (Вертикальные же движения типа конвекции поддерживаются разностями температуры я плотности поднимающегося и окружающего воздуха.) При этом область пониженного давления характеризуется сходящимися движениями холодного воздуха, который нагревается и начинает подниматься. В области же повышенного давления опускающийся воздух достигает земной поверхности и начинает растекаться (дивергировать). Горизонтальное движение воздуха от области повышенного к области пониженного давления и создает ветер.

Распределение атмосферного давления по земной поверхности изображают на карте погоды с помощью линий одинакового давления — изобар. Чем теснее лежат изобары на карте погоды, тем больше градиент давления и тем сильнее ветер. В области пониженного давления градиент обычно больше и ветер сильнее, чем в области повышенного давления.

Атмосферное давление уменьшается с увеличением высоты из-за соответствующего уменьшения плотности воздуха. Например, давление на уровне моря примерно вдвое больше, чем на высоте 6 км. Это объясняется тем, что ниже этого уровня сила тяжести удерживает около половины всей массы воздуха. На еще больших высотах плотность воздуха продолжает уменьшаться. Соответственно и давление продолжает падать с высотой, но уже медленнее, чем в нижних слоях атмосферы.

Таким образом, само давление и его. влияние на ветер в свою очередь зависят от высоты и температуры: высота определяет ту массу воздуха, которая создает давление на данном уровне, температура же определяет плотность и в конечном счете давление.

Перемещения воздуха перераспределяют энергию, получаемую атмосферой извне. Такие области, как Арктика, в течение длительных периодов времени испытывают значительный дефицит лучистой энергии, т. е. теряют большее количество энергии, чем получают от Солнца. В области же экватора приходит больше лучистой энергии, чем уходит. Постоянная циркуляция атмосферы и океана— самых подвижных оболочек Земли — перераспределяет эту энергию таким образом, что в масштабе всей Земли в среднем за ряд лет приход и расход энергии находятся в равновесии.

До сих пор имеется еще много неясного в представлениях о переходе одних форм энергии в атмосфере в другие и об обмене энергией между атмосферой и поверхностью Земли. Еще ждут объяснения процессы поглощения и отражения газами разных потоков лучистой энергии. К тому же наши знания о процессах, происходящих на границе между океаном и атмосферой, а также об энергетических свойствах поверхности суши, пока еще тоже весьма неполны.

Лучистая энергия и времена года

Количество солнечной радиации, которую получают те или иные районы, зависит от положения Земли относительно Солнца. От изменения этого положения— отклонения земной оси от перпендикуляра зависит и смена времен года. Зимой (северного полушария) Земля находится ближе к Солнцу, чем летом, и получает на 7% больше солнечной радиации, но это уравновешивается влиянием наклона земной оси, а также распределением суши и океанов и другими факторами.

Поверхность суши нагревается и охлаждается быстрее, чем поверхность водоемов. Даже при беглом взгляде на карту мира видно, что большая часть суши сосредоточена в северном полушарии, а большая часть водной поверхности находится в южном полушарии.

Таким образом, изменение расстояния между Землей и Солнцем в годовом цикле оказывается лишь второстепенной причиной смены времен года.

В результате того что изменяется положение Земли относительно Солнца, изменяется постепенно в течение года и наибольшая — полуденная — его высота над горизонтом. Это изменение является прямым следствием вращения Земли вокруг Солнца и наклона ее оси.

Так называемые тропики представляют собой те наиболее удаленные от экватора широты, на которых Солнце в полдень может находиться в зените, т. е. прямо над головой наблюдателя. 21 июня Солнце в полдень находится в зените прямо над Северным тропиком. В этот день — день летнего солнцестояния — начинается лето в северном полушарии. В полдень 21 декабря Солнце находится в зените над Южным тропиком. В этот день — день зимнего солнцестояния — начинается зима в северном полушарии. Таким образом, зима в северном полушарии начинается 21 декабря, когда северный конец оси Земли направлен в сторону, противоположную Солнцу. Лето же начинается примерно 21 июня, когда северный конец земной оси направлен в,сторону Солнца.

На траектории орбитального движения Земли вокруг Солнца есть еще две важные точки, лежащие примерно посредине между точками солнцестояний. Около 23 сентября и около 21 марта Солнце в полдень находится в зените точно над экватором. Эти две даты означают начало соответственно осени и весны в северном полушарии. В эти дни ось Земли еще занимает свое прежнее положение относительно небосвода, но уже не наклонена ни к Солнцу, ни в противоположную сторону.

Северный тропик расположен на 23°30' с. ш., а Южный тропик на 23°30' ю. ш. Наблюдая ежедневно за точкой наивысшего положения Солнца на небосводе, можно заметить, что точка эта за год перемещается на 47°. Указанные даты начала сезонов приблизительны и могут колебаться в пределах одного-двух дней, так как наши измерения времени неточны.

Из-за наклонного положения земной оси угол, под которым солнечные лучи падают на Землю, в течение года меняется. Угол, под которым лучи Солнца падают на земную поверхность, и продолжительность светлого времени суток непосредственно определяют собой сезонные изменения состояния атмосферы.

В летний полдень, когда угол падения солнечных лучей ближе всего к прямому, на единицу площади земной поверхности поступает наибольшее количество солнечной энергии. Зимой же, когда угол между пучком солнечных лучей и земной поверхностью уменьшается, уменьшается и приход солнечной радиации на единицу площади. Стало быть, земная поверхность меньше нагревается зимой, чем летом.

Угол падения солнечных лучей в полдень на горизонтальную земную поверхность можно вычислить, найдя дополнение до 90° к разности между широтой данного места и той широтой, на которой Солнце в полдень этого дня находится в зените. Чем меньше этот угол, тем меньше и инсоляция, т. е. количество солнечной энергии, получаемое земной поверхностью. Инсоляция прямо пропорциональна углу падения солнечных лучей на земную поверхность.

Рассматривая влияние наклона земной оси на приход солнечной радиации, отметим и тот факт, что Земля окружена атмосферой. Чтобы достичь земной поверхности, поток солнечной радиации должен в разные сезоны пройти через неодинаковую толщу воздуха. Зимой, когда угол падения солнечных лучей мал, они проходят через большую толщу атмосферы, чем летом. Это значительно ослабляет поток солнечной радиации и уменьшает ее количество, приходящее к земной поверхности. Летом же, когда Солнце в полдень стоит высоко, лучи его проходят в атмосфере более короткий путь и потому не ослабляются столь сильно, как зимой.

Продолжительность дня также влияет на инсоляцию в разное время года. Летом день длиннее, чем зимой, а потому и поступление солнечной радиации на земную поверхность летом тоже больше. Например, в Нью-Йорке в день летнего солнцестояния продолжительность дня достигает 15 часов, в день же зимнего солнцестояния она почти вдвое меньше. Это самый короткий день в го> ду*. В зависимости от времени года каждый следующий день бывает короче или, наоборот, длиннее, чем предыдущий.

Таким образом, наклон земной оси обуславливает действие трех важных факторов, которые уже в свою очередь влияют на смену сезонов. Из-за меньшего угла падения лучей интенсивность солнечной радиации зимой меньше, чем летом. Продолжительность дня летом больше, чем продолжительность ночи, и потому приход радиации в дневные часы больше, чем ее потеря ночью. И наконец, ослабление солнечных лучей зимой сильнее, чем летом, так как в первом случае лучи проходят более длинный путь в атмосфере.

Прецессия и ось Земли.

Наклон оси вращения Земли по отношению к плоскости ее орбиты составляет приблизительно 23,5°. Поэтому в разные времена года ось планеты направлена северным концом либо к Солнцу, либо в противоположную сторону. Надо сказать, что указанный угол медленно, с периодом 25 ООО лет, изменяется. Изменение наклона земной оси относительно плоскости орбиты, называемое прецессией, не может быть замечено нами непосредственно.

В настоящее время северный конец земной оси обращен к Полярной звезде. Однако приблизительно 13000 лет назад земная ось была ориентирована в противоположном направлении, а роль Полярной играла звезда, находящаяся вблизи созвездия Вега. Еще через 13 000 лет эта звезда снова станет для нас „Полярной".

Температура в разные сезоны.

Можно ожидать, что самыми жаркими должны быть месяцы, предшествующие дню летнего солнцестояния и следующие за ним. Наоборот, самыми холодными должны быть месяцы, ближайшие к дню зимнего солнцестояния. Следовательно, самые жаркие — май, июнь и июль, а самые холодные — ноябрь, декабрь И январь. В действительности же самыми теплыми обычно бывают июнь, июль и август, а самыми холодными— декабрь, январь и февраль. Такой сдвиг на один месяц объясняется различиями в скорости нагревания воздуха, суши и водоемов. Суша и вода поглощают тепло не с одинаковой скоростью, потому максимумы температуры воздуха, находящегося над ними, наступают в разное время.

Солнечная радиация и атмосфера

Солнечная радиация на пути к Земле прежде всего встречает ее воздушную оболочку. Некоторая часть радиации, взаимодействуя с атмосферой, вызывает в ней целую серию различных процессов, приводящих в конечном счете к расслоению атмосферы. Основная же часть радиации (примерно 80%) беспрепятственно проходит через атмосферу и достигает земной поверхности, которая частично ее поглощает, а частично отражает. Лучистый теплообмен в атмосфере прежде всего оказывает влияние на нижние слои, поскольку они соприкасаются с земной поверхностью. Явления погоды формируются именно в нижнем слое атмосферы.

Энергия, излучаемая Солнцем, переносится через межпланетное пространство к Земле в виде электромагнитных волн, или лучистой энергии. Набор электромагнитных волн различной длины называется спектром излучения.

Солнечная радиация включает в себя длинные электромагнитные волны, например, радиоволны, волны средней длины — инфракрасные (тепловые) и видимые, короткие волны — ультрафиолетовые, рентгеновские и гамма-лучи. Кроме того, Солнце посылает к Земле космические лучи. При переносе лучистой энергии от Солнца к Земле, занимающем около 9 минут, интенсивность всех волн несколько ослабевает.

Солнце излучает энергию главным образом коротковолновой части спектра. Те цвета, которые мы различаем в видимой части солнечного спектра, являются отдельными волнами света. Красный конец видимой части, спектра содержит самые длинные видимые волны, а ближе к фиолетовому концу спектра цвета солнечного света создаются все более и более короткими Волнами. Еще более короткие волны уже невидимы и представляют собой ультрафиолетовое излучение.

Земная поверхность поглощает в основном коротковолновую радиацию. При этом поверхность нагревается и затем сама начинает излучать радиацию подобно черному телу (см. ниже). Энергия, излучаемая земной поверхностью, лежит в области длинных волн. Коротковолновая радиация обладает значительно большей проникающей способностью, чем длинноволновая. Кроме того, с атмосферой земное излучение и солнечная радиация взаимодействуют совершенно по-разному. Этот факт важен для дальнейшего изложения.

Солнечная постоянная

Общее количество лучистой энергии всех длин волн, поступающее в единицу времени на единичную площадку, находящуюся на верхней границе атмосферы и перпендикулярную к солнечным лучам, остается более или менее одинаковым и носит название солнечной постоянной. Это количество энергии составляет около 1,94 кал/(кв см в мин). Калорией называется количество тепла, необходимое для повышения температуры 1 г воды от 14,5 до 15,5°С. Солнечная постоянная измеряется с помощью широко распространенных приборов, называемых пиргелиометрами. Такие измерения производят на вершинах гор в чистом воздухе, исключающем влияние загрязнений атмосферы, создаваемых промышленными дымами, пылью и пеплом, а также водяным паром и различными видами пыли. Точность подобных измерений значительно повысилась с появлением орбитальных искусственных спутников Земли. Доля от всего излучения Солнца, перехватываемая Землею, очень невелика. Она составляет всего около одной двухмиллиардной.

Перенос лучистой энергии

Атмосфера прозрачна для одних видов лучистой энергии, полупрозрачна для других и полностью непрозрачна для третьих. Это происходит из-за избирательного (селективного) пропускания или поглощения волн различной длины разными газами атмосферы. Кроме того, количество лучистой энергии, достигающей Земной поверхности, зависит от облачности, запыленности воздуха и его влажности, т. е. от количества содержащегося в нем водяного пара.

Лучистая энергия легко проходит, почти не задерживаясь, сквозь такие газы, как азот и кислород. Эти газы прозрачны для радиации. Однако другие газы атмосферы различным образом взаимодействуют с радиацией. Они уменьшают количество этой радиации, доходящее до земной поверхности. Характер влияния некоторых атмосферных примесей, например, водяного пара, а также их распределение в слоях, лежащих выше тропосферы, еще подлежит дальнейшему уточнению.

Действительное количество лучистой энергии, поступающей на земную поверхность, называется инсоляцией. Инсоляция зависит от интенсивности поглощения и отражения радиации в атмосфере и на земной поверхности.

Атмосфера поглощает приблизительно 20% поступающей на ее верхнюю границу солнечной радиации. Еще 34% радиации отражается от поверхности Земли, атмосферы, облаков и взвешенных в атмосфере примесей. Остальные 46% приходящей солнечной радиации поглощаются земной поверхностью.

Отражение падающей лучистой энергии от того или иного предмета называется альбедо. Альбедо всей Земли вместе с ее атмосферой составляет в среднем 34%.

Инсоляция зависит от нескольких факторов: солнечной постоянной, расстояния между Землей и Солнцем, наклона земной оси, а также от поглощения и отражения радиации в атмосфере.

Взаимодействие солнечной радиации с молекулами газов приводит к потере энергии, которая уже не сможет поступить на земную поверхность. Ультрафиолетовую часть спектра поглощают озон, углекислый газ, водяной пар и пыль.

Значительная часть лучистой энергии, поступающей в атмосферу, поглощается водяным паром.

Содержание водяного пара в воздухе связано с его температурой. При перемещении от экватора к полюсам влажность воздуха в общем уменьшается. В низких широтах влажность воздуха сравнительно велика – количество водяного пара достигает 4% (по объему). Для сравнения можно указать, что на полюсах оно составляет лишь 0,5%. Естественно, что высокая температура воздуха в пустынях тропических и умеренных широт очень редко позволяет водяному пару стать насыщенным. Поэтому и получается, что меньшее количество пара в воздухе полярных районов чаще приводит к образованию и выпадению осадков, чем более значительное количество пара в пустынях.

Поглощение и последующее собственное изучение радиации водяным паром и каплями воды, находящимися в воздухе, довольно интенсивны. Например, облака могут отражать до 75-80% радиации. Часть отраженной радиации распространяется в сторону земной поверхности и потому не является для нее потерянной. Кроме того, облака отражают к земной поверхности и сами излучают в том же направлении еще некоторое количество и длинноволновой радиации. В высоких широтах, где воздух сравнительно чистый и сухой, до поверхности Земли доходит более значительная доля солнечной радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, чем в низких широтах, где воздух загрязненный и влажный.

Процессы образования облаков и закономерности их влияния на другие атмосферные процессы в настоящее время являются предметом все возрастающего числа исследований. Эти исследования особенно важны для получения более точного представления о том, каким образом различные облака поглощают, пропускают и сами излучают радиацию.

Пыль, взвешенная в атмосфере, кроме того, что отражает солнечную радиацию, вместе с водяным паром образует важное «хранилище» лучистой энергии. Энергия, улавливаемая взвешенными примесями, и особенно энергия, поглощенная водяным паром и пылью, приводит к повышению температуры окружающего воздуха.

Полная энергия, полученная Землей из внешнего пространства, т.е. главным образом от Солнца, точно равна энергии, отданной всем земным шаром в космос. Несмотря на то, что за сравнительно короткие отрезки времени в отдельных районах количество полученной и отданной лучистой энергии может быть разным, все же за более длительные периоды общий баланс энергии остается удивительно постоянным. Энергия, излучаемая земной поверхностью, поступает в атмосферу, а солнечная радиация, не дошедшая до поверхности Земли, тоже расходуется на развитие конвективных и адвективных движений воздуха.

Суммарное воздействие процессов переноса лучистой энергии в атмосфере создает в ней наблюдаемое распределение температуры с высотой: в нижних слоях атмосферы при подъеме на каждые 100 м она уменьшается на 0,6°С. Такое уменьшение ее носит название нормального вертикального градиента температуры и имеет место в устойчивых воздушных массах.

Температура воздуха в среднем уменьшается и с увеличением широты мета наблюдений: обычно вблизи земной поверхности примерно на 1/1000 нормального вертикального градиента температуры, т.е. на сравнительно очень малую величину. Наконец, температура очень заметно изменяется в зависимости от характера поверхности, над которой ее измеряют.

Вертикальные градиенты температуры и неустойчивость воздушных масс

Мы знаем теперь, что в нижних слоях атмосферы температура изменяется на 6,5°С/км. Это происходит не в результате восходящих движений воздуха в атмосфере, а связано только с тем, что земная поверхность поглощает солнечную радиацию и сама служит источником излучения.

Когда воздух совершает восходящие движения, возникает динамическое уменьшение его температуры, связанное с различием атмосферного давления на разных высотах. При этом поднимающийся воздух не отдает свое тепло в окружающее пространство: уменьшение его температуры – следствие только расширения, т.е. увеличения расстояний между молекулами и соответственно менее частых их столкновений.

Поднимающийся объем воздуха расширяется, так как уменьшается давление окружающих его масс воздуха. При расширении воздух охлаждается – тепло переходит в кинетическую энергию, т. е. энергию движения. Опускающийся воздух, наоборот, испытывает увеличивающееся давление и в результате этого сжимается — происходит его нагревание, так как теперь кинетическая энергия переходит в тепло.

Изменяется температура в поднимающемся или опускающемся воздухе не беспредельно, а лишь до тех пор, пока не станет одинаковой с температурой окружающей его воздушной среды. После этого его движение затухает и воздух становится устойчивым.

Адиабатические изменения.

Выше были описаны адиабатические изменения температуры воздуха. Адиабатическим называется изменение температуры, происходящее без изменения количества тепла, содержащегося в данной массе воздуха. Адиабатическое изменение температуры зависит от содержания водяного пара в поднимающемся воздухе. Если поднимается воздух, содержащий ненасыщенный водяной пар, он охлаждается примерно на 1°С/100 м. Если этот самый объем воздуха опускается в направлении к земной поверхности, он на столько же нагревается. При подъеме воздуха с ненасыщенным водяным паром изменение его температуры на единицу высоты (обычно на 100 м) называется сухоадиабатический вертикальным градиентом температуры. Такой градиент имеет место только в воздухе, не содержащем сконденсированной влаги в виде капель воды.

В поднимающемся воздухе, содержащем водяной пар, охлаждение приводит к тому, что на некотором уровне пар становится насыщенным. Этот уровень называется уровнем конденсации. При температуре, которую приобрел поднимающийся воздух на этом уровне, содержащийся в воздухе водяной пар начинает конденсироваться. Этот процесс существенно влияет на дальнейшее понижение температуры поднимающегося воздуха.

В водяном паре содержится скрытая теплота испарения. Это та теплота, которая удерживает воду в парообразном состоянии. Если объем воздуха, содержащего насыщенный водяной пар, начинает охлаждаться, то в процессе конденсации пара, происходящей при этом, в окружающий воздух выделяется теплота испарения. Эта теплота немного нагревает поднимающийся объем воздуха, и его охлаждение, вызванное подъемом, несколько уменьшается. Поэтому поднимающийся влажный воздух, в котором происходит конденсация, при подъеме на одинаковую высоту охлаждается меньше, чем сухой. Влажноадиабатический вертикальный градиент температуры в нижних слоях атмосферы составляет около 0,5°С/100 м. Если воздух опускается, он нагревается, и тогда количество водяного пара, которое он может в себе содержать, увеличивается. Если при этом в опускающемся воздухе происходит испарение капель воды, на процесс испарения затрачивается теплота, и нагревание опускающегося воздуха, связанное с его сжатием, уменьшается.

Устойчивость воздуха

Изменение температуры воздуха с высотой в той или иной воздушной массе при определенных условиях может стать причиной неустойчивости этой массы. Мы уже знаем, что перемещение воздуха является результатом различия температуры соседних его порций. Если плотность некоторого объема воздуха меньше плотности окружающей среды, объем „всплывает" подобно куску пробки в воде. Такое состояние воздуха называется неустойчивым.

Если же плотность данного объема воздуха больше, чем плотность окружающей среды, объем опускается до тех пор, пока не будет достигнуто равновесие. При этом ранее устойчивый воздух становится „безразличным", т. е. перестает подниматься, но и не опускается.

Особое положение возникает, когда образуется инверсия. Инверсией называют возрастание температуры воздуха с высотой. Инверсия образуется, например, при быстром охлаждении почвы путем излучения радиации. Прилегающие к ней слои атмосферы выхолаживаются путем теплопроводности, причем самые нижние слои сильнее, чем вышележащие. В конечном счете непосредственно над земной поверхностью лежит слой холодного воздуха, а над ним более теплый. То есть температура воздуха вместо того, чтобы падать с высотой на 0,6°С/100 м, оказывается наверху выше, чем непосредственно вблизи поверхности. Это делает воздух очень устойчивым, в нем с большим трудом могут возникнуть вертикальные перемещения.

Инверсионное состояние атмосферы очень устойчиво. Вообще же устойчивое состояние атмосферы имеет место во всех случаях, когда вертикальный градиент температуры менее 1°С/100 м, т. е. когда он меньше сухоадиабатического градиента. Если при этом воздух поднимается, то он быстро охлаждается, становится тяжелым и вскоре снова опускается к земной поверхности. Если же воздух, расположенный выше, получает импульс, направленный вниз, то при адиабатическом опускании он быстро нагревается, становится легче окружающего воздуха и сразу же снова поднимается на свой исходный уровень. Таким образом, конвективные движения в устойчивом воздухе стремятся установить равновесное состояние.

Воздух с ненасыщенным водяным паром устойчив в том случае, когда вертикальный градиент его температуры меньше сухоадиабатического. Воздух же с насыщенным паром устойчив тогда, когда вертикальный градиент его температуры меньше влажноадиабатического градиента. В устойчивых воздушных массах конвекция не развивается.

Вертикальные градиенты температуры, создающие неустойчивое состояние воздуха, способствуют развитию в нем турбулентного перемешивания. Турбулентность в свою очередь сопровождается вертикальным перемешиванием объемов воздуха, иногда достигающим значительной интенсивности.

Роль восходящих движений воздуха может заметить каждый, кто проследит за парящим полетом птиц, когда птицы перемещаются, не двигая крыльями. Время от времени их внезапно подбрасывает вверх какая-то таинственная сила. Это делают восходящие струи теплого воздуха, которые называются термиками. Планеристы тоже, умело используя термики, могут перемещаться на сотни метров по вертикали без видимого участия каких-либо внешних сил.

Движения воздуха, которые приводят атмосферу в устойчивое состояние, оказывают значительное влияние на местные условия погоды. Поскольку устойчивые массы воздуха, вообще говоря, малоподвижны, их физические свойства, а следовательно и погода, подолгу остаются неизменными.

Устойчивые воздушные массы обычно создают довольно хорошую погоду в занятых ими районах, хотя при этом возможны туманы, а также значительное загрязнение атмосферы. Наоборот, неустойчивые воздушные массы, находясь в движении, постоянно меняют свои свойства. При этом нередко усиливается ветер, возникает турбулентность, водяной пар интенсивно конденсируется и развиваются дождевые облака.