В метеорологических подразделениях по данным радиозондирования составляют специальные графики — аэрологические диаграммы. С их помощью анализируют состояние атмосферы на различных высотах. Особенно они нужны для прогноза развития конвекции и конвективной облачности. Такой график представляет поэтому большой интерес для оценки метеорологических условий полетов.

В настоящее время применяется аэрологическая диаграмма формы АДК (аэрологическая диаграмма в косоугольной системе координат). На бланке АДК изобары отпечатаны в виде горизонтальных линий коричневого цвета, а изотермы — коричневыми прямолинейными и параллельными между собой линиями, наклоненными к изобарам вправо. На бланке нанесены также сухие адиабаты (наклоненные влево коричневые линии), иллюстрирующие изменение температуры, равное 1° С на 100 м высоты, при подъеме сухого или ненасыщенного воздуха и влажные адиабаты, показывающие изменения температуры в поднимающемся насыщенном воздухе (зеленые штриховые линии). Приведены также изограммы, т. е. линии равной удельной влажности при состоянии насыщения (зеленые сплошные линии). Слева от графика на вертикальной шкале — значения давления в мб и высот стандартной атмосферы в км.

На бланках аэрологической диаграммы по данным зондирования атмосферы строятся кривые стратификации, точки росы и состояния. Кривая распределения фактической температуры воздуха по высотам называется кривой стратификации (на диаграммах она красная). При ее построении на горизонтальной оси находят значение температуры, соответствующее начальному уровню подъема, а на вертикальной — давление для того же уровня. На пересечении изотермы и изобары ставят точку и проставляют значение высоты в км. Остальные точки подъема наносятся 'по температуре и давлению аналогично. Кривая точки росы (прерывистая черная линия) строится подобно кривой стратификации и характеризует изменение удельной влажности с высотой.

Кривая изменения состояния характеризует изменения температуры частицы воздуха, если она подымается до уровня конденсации по сухоадиабатическому закону, а выше — по влажно-адиабатическому. Конденсация начинается при достижении водяным паром состояния насыщения. Происходит это увеличением общего влагосодержания воздуха или понижением температуры. Температура воздушной частицы при ее подъеме понижается (внутренняя энергия затрачивается на работу расширения против сил давления), и наоборот, при опускании частица сжимается (ее внутренняя энергия увеличивается) . Из этого следует, что при подъеме объема воздуха температура его понижается, а при опускании (нисходящем (движении) растет. Эти процессы играют важную роль в образовании и развитии облаков кучевых форм.

Расчеты показывают, что если сухой или ненасыщенный воздух поднимается без теплообмена с окружающей атмосферой, т.е. адиабатически, то температура его понижается на 1°С на каждые 100 м подъема. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. Начиная с уровня, на котором температура достигает значения точки росы, воздух становится насыщенным водяным паром Высота, на которой воздух при подъеме достигает насыщения, называется уровнем конденсации Дальнейший подъем воздуха сопровождается конденсацией водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота 'конденсации, за счет чего температура будет падать медленнее, чем до начала конденсации. Понижение температуры в насыщенном воздухе на каждые 100 м подъема называется влажно-адиабатическим градиентом температуры.
Если сухоадиабатический градиент — величина постоянная, то величина влажно-адиабатического зависит от температуры и давления. На высотах до 5—6 км влажно-адиабатический градиент в среднем равен 0,5— 0,6° С на 100 м. При опускании (нисходящем движении) как сухого, так и влажного воздуха температура повышается на 1°С на каждые 100 м. Воздух из-за этого удаляется от состояния насыщения, и если это происходит в облаках, то капельки воды, из которых они состоят, испаряются Значит, облако распадается.
Кривая состояния характеризует адиабатическое изменение температуры в поднимающемся объеме воздуха. При построении этой кривой исходят из предположения, что до уровня конденсации поднимается ненасыщенный воздух, температура в нем понижается на PC на каждые 100 м Следовательно, до уровня конденсации кривая состояния совпадает с сухой адиабатой. За уровень конденсации на диаграмме принимается точка, где пересекаются сухая адиабата (начальный отрезок кривой состояния) с изограммой (соответствует точке росы на уровне начала подъема). Выше уровня конденсации изменение температуры в поднимающемся воздухе будет происходить влажноадиабатически. Следовательно, второй отрезок кривой состояния пойдет параллельно влажной адиабате в виде плавной кривой (проводится простым карандашом) линии МН.

По данным зондирования атмосферы можно рассчитывать фактический градиент температуры, характеризующий изменение температуры с высотой. В отличие от адиабатических градиентов он может иметь различные значения. Вертикальный градиент положительный, если температура с высотой падает, и отрицательный, если она растет. Слои атмосферы, где температура с высотой не меняется (изотермия) или растет (слои инверсии), являются задерживающими. Они препятствуют вертикальным движениям, вызывая их затухание. Для определения вертикального градиента в каком-либо слое разность температур на верхней и нижней границе слоя делят на его толщину. Так, например, если на высоте 1480 м (давление 850 мб) температура воздуха 13,6° С, а на высоте 3080 м (давление соответственно 700 мб) температура 0,8° С, то вертикальный градиент в этом слое равен 0,8° С на 100 м.

Степень устойчивости атмосферы зависит от величины вертикального градиента температуры. Допустим, температура воздуха у земли 15° С, а фактический вертикальный градиент температуры составляет 0,5° С на 100 м, т. е. на высоте 1 км температура равна 10° С. Предположим, некоторый объем ненасыщенного воздуха вследствие тех или иных причин начинает подниматься. Поскольку воздух ненасыщенный, то при его подъеме температура должна понижаться на 1°С на 100 м. При начальной температуре у (поверхности земли, равной 15° С, температура поднимающейся массы воздуха на высоте 1 км станет равной 5° С. Иначе говоря, как только воздух начнет подниматься, он будет становиться холоднее окружающего, причем с высотой разница температур увеличивается. Но холодный воздух, как более тяжелый, стремится опуститься, т. е. занять первоначальное положение.

Состояние атмосферы, при котором частицы воздуха после некоторого смещения вверх возвращаются на исходный уровень, называется устойчивым состоянием или, как говорят в этом случае, стратификация атмосферы устойчива. Если вертикальный градиент температуры в воздухе, окружающем частицу, меньше 1°С на 100 м, то атмосфера по отношению к насыщенному воздуху стратифицирована устойчиво, а кривая состояния располагается на графике влево от кривой стратификации. Конвективные движения в устойчивой атмосфере затруднены.

Пусть теперь фактический вертикальный градиент температуры больше сухоадиабатического, например, равен 1,2° С на 100 м. Если у поверхности земли температура воздуха равна 15° С, то на высоте 1 км она станет равной 3° С. Когда в этих условиях начнется поднятие ненасыщенного воздуха, то на высоте 1 км, как в первом примере, его температура будет равна 5° С. Сопоставляя температуру 'поднимающейся массы воздуха с температурой окружающего воздуха на высоте 1 км, видим, что поднимающийся воздух в данном случае теплее окружающего. Поэтому начавшееся восходящее движение уже не затухает, а будет продолжаться, т. е. частицы воздуха не возвращаются в первоначальное положение. Такое состояние атмосферы называется неустойчивым. Следовательно, если вертикальный градиент температуры в атмосфере больше 1°С на 100 м, то по отношению к ненасыщенному воздуху атмосфера стратифицирована неустойчиво. Кривая состояния в таком случае отклоняется вправо от кривой стратификации. Такая стратификация атмосферы весьма благоприятна для развития конвективных движений.

Если фактический градиент температуры равен ГС на 100 м, то стратификация атмосферы будет безразличной. В этом случае поднявшийся воздух встретит на любом уровне такую же температуру, как его собственная, и останется на этом уровне.

Увеличение влагосодержания воздуха увеличивает его неустойчивость. Для ,определения метеорологических условий дня нужно оценить сначала синоптическую обстановку. Если прохождение фронтов не ожидается, а погоду обусловливает антициклон или его гребень, то следует перейти К оценке устойчивости атмосферы. Для предвидения условий для парения надо определить состояние погоды на период максимального прогрева. В первую очередь нужно спрогнозировать максимальную температуру дня. Для этого есть несколько методов. Один из простейших, например для Центральных районов Европейской территории СССР, найти максимальную температуру воздуха по температуре на поверхности в 850 мб. Можно считать, что Тmах= Т850 + 14° С. 

Точку росы следует брать фактическую за 7—8 ч утра, если по карте погоды осуществляется приток воздуха, имеющего ту же точку росы, что и в пункте прогноза. По данным радиозондирования в утренние часы строится кривая состояния для периода максимального прогрева. Для этого от максимальной температуры на уровне, где давление равно приземному, следует провести линию, параллельную сухой адиабате (эта кривая означает, что в сухом поднимающемся воздухе температура уменьшается на 1° С на каждые 100 м высоты), а от точки росы у земли подняться параллельно изограмме (см. рис. 13). Уровень, где пересекутся эти линии, и будет уровнем конденсации. Если точка пересечения лежит левее кривой стратификации на 3—4° С и более, можно считать, что конвективные облака развиваться не будут. Объясняется это тем, что температура поднимающегося объема воздуха растет и становится равной температуре окружающего слоя на уровне, где пересекаются кривые состояния и стратификации, и дальше воздух не поднимается. Облачности в этом случае не должно быть, а термики разовьются до высоты, где пересекаются кривые состояния и стратификации. Кривая изменения состояния характеризует изменения температуры частицы воздуха, если она подымается до уровня конденсации по сухоадиабатическому закону, а выше — по влажно-адиабатическому. Конденсация начинается при достижении водяным паром состояния насыщения. Происходит это увеличением общего влагосодержания воздуха или понижением температуры. Температура воздушной частицы при ее подъеме понижается (внутренняя энергия затрачивается на работу расширения против сил давления), и наоборот, при опускании частица сжимается (ее внутренняя энергия увеличивается) . Из этого следует, что при подъеме объема воздуха температура его понижается, а при опускании (нисходящем (движении) растет. Эти процессы играют важную роль в образовании и развитии облаков кучевых форм.

Расчеты показывают, что если сухой или ненасыщенный воздух поднимается без теплообмена с окружающей атмосферой, т.е. адиабатически, то температура его понижается на 1°С на каждые 100 м подъема. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. Начиная с уровня, на котором температура достигает значения точки росы, воздух становится насыщенным водяным паром Высота, на которой воздух при подъеме достигает насыщения, называется уровнем конденсации Дальнейший подъем воздуха сопровождается конденсацией водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота 'конденсации, за счет чего температура будет падать медленнее, чем до начала конденсации. Понижение температуры в насыщенном воздухе на каждые 100 м подъема называется влажно-адиабатическим градиентом температуры.
Если сухоадиабатический градиент — величина постоянная, то величина влажно-адиабатического зависит от температуры и давления. На высотах до 5—6 км влажно-адиабатический градиент в среднем равен 0,5— 0,6° С на 100 м. При опускании (нисходящем движении) как сухого, так и влажного воздуха температура повышается на 1°С на каждые 100 м. Воздух из-за этого удаляется от состояния насыщения, и если это происходит в облаках, то капельки воды, из которых они состоят, испаряются Значит, облако распадается.
Кривая состояния характеризует адиабатическое изменение температуры в поднимающемся объеме воздуха. При построении этой кривой исходят из предположения, что до уровня конденсации поднимается ненасыщенный воздух, температура в нем понижается на PC на каждые 100 м Следовательно, до уровня конденсации кривая состояния совпадает с сухой адиабатой. За уровень конденсации на диаграмме принимается точка, где пересекаются сухая адиабата (начальный отрезок кривой состояния) с изограммой (соответствует точке росы на уровне начала подъема). Выше уровня конденсации изменение температуры в поднимающемся воздухе будет происходить влажноадиабатически. Следовательно, второй отрезок кривой состояния пойдет параллельно влажной адиабате в виде плавной кривой (проводится простым карандашом) линии МН (см. рис. 13).

По данным зондирования атмосферы можно рассчитывать фактический градиент температуры, характеризующий изменение температуры с высотой. В отличие от адиабатических градиентов он может иметь различные значения. Вертикальный градиент положительный, если температура с высотой падает, и отрицательный, если она растет. Слои атмосферы, где температура с высотой не меняется (изотермия) или растет (слои инверсии), являются задерживающими. Они препятствуют вертикальным движениям, вызывая их затухание. Для определения вертикального градиента в каком-либо слое разность температур на верхней и нижней границе слоя делят на его толщину. Так, например, если на высоте 1480 м (давление 850 мб) температура воздуха 13,6° С, а на высоте 3080 м (давление соответственно 700 мб) температура 0,8° С, то вертикальный градиент в этом слое равен 0,8° С на 100 м (см. рис. 13).

Степень устойчивости атмосферы зависит от величины вертикального градиента температуры. Допустим, температура воздуха у земли 15° С, а фактический вертикальный градиент температуры составляет 0,5° С на 100 м, т. е. на высоте 1 км температура равна 10° С. Предположим, некоторый объем ненасыщенного воздуха вследствие тех или иных причин начинает подниматься. Поскольку воздух ненасыщенный, то при его подъеме температура должна понижаться на 1°С на 100 м. При начальной температуре у (поверхности земли, равной 15° С, температура поднимающейся массы воздуха на высоте 1 км станет равной 5° С. Иначе говоря, как только воздух начнет подниматься, он будет становиться холоднее окружающего, причем с высотой разница температур увеличивается. Но холодный воздух, как более тяжелый, стремится опуститься, т. е. занять первоначальное положение.

Состояние атмосферы, при котором частицы воздуха после некоторого смещения вверх возвращаются на исходный уровень, называется устойчивым состоянием или, как говорят в этом случае, стратификация атмосферы устойчива. Если вертикальный градиент температуры в воздухе, окружающем частицу, меньше 1°С на 100 м, то атмосфера по отношению к насыщенному воздуху стратифицирована устойчиво, а кривая состояния располагается на графике влево от кривой стратификации. Конвективные движения в устойчивой атмосфере затруднены.

Пусть теперь фактический вертикальный градиент температуры больше сухоадиабатического, например, равен 1,2° С на 100 м. Если у поверхности земли температура воздуха равна 15° С, то на высоте 1 км она станет равной 3° С. Когда в этих условиях начнется поднятие ненасыщенного воздуха, то на высоте 1 км, как в первом примере, его температура будет равна 5° С. Сопоставляя температуру 'поднимающейся массы воздуха с температурой окружающего воздуха на высоте 1 км, видим, что поднимающийся воздух в данном случае теплее окружающего. Поэтому начавшееся восходящее движение уже не затухает, а будет продолжаться, т. е. частицы воздуха не возвращаются в первоначальное положение. Такое состояние атмосферы называется неустойчивым. Следовательно, если вертикальный градиент температуры в атмосфере больше 1°С на 100 м, то по отношению к ненасыщенному воздуху атмосфера стратифицирована неустойчиво. Кривая состояния в таком случае отклоняется вправо от кривой стратификации. Такая стратификация атмосферы весьма благоприятна для развития конвективных движений.

Если фактический градиент температуры равен ГС на 100 м, то стратификация атмосферы будет безразличной. В этом случае поднявшийся воздух встретит на любом уровне такую же температуру, как его собственная, и останется на этом уровне.

Увеличение влагосодержания воздуха увеличивает его неустойчивость. Для ,определения метеорологических условий дня нужно оценить сначала синоптическую обстановку. Если прохождение фронтов не ожидается, а погоду обусловливает антициклон или его гребень, то следует перейти К оценке устойчивости атмосферы. Для предвидения условий для парения надо определить состояние погоды на период максимального прогрева. В первую очередь нужно спрогнозировать максимальную температуру дня. Для этого есть несколько методов. Один из простейших, например для Центральных районов Европейской территории СССР, найти максимальную температуру воздуха по температуре на поверхности в 850 мб. Можно считать, что Тmах= Т850 + 14° С. На рис. 13 Tmax=13,6C+14°C=27,6°C.

Точку росы следует брать фактическую за 7—8 ч утра, если по карте погоды осуществляется приток воздуха, имеющего ту же точку росы, что и в пункте прогноза. По данным радиозондирования в утренние часы строится кривая состояния для периода максимального прогрева. Для этого от максимальной температуры на уровне, где давление равно приземному, следует провести линию, параллельную сухой адиабате (эта кривая означает, что в сухом поднимающемся воздухе температура уменьшается на 1° С на каждые 100 м высоты), а от точки росы у земли подняться параллельно изограмме (см. рис. 13). Уровень, где пересекутся эти линии, и будет уровнем конденсации. Если точка пересечения лежит левее кривой стратификации на 3—4° С и более, можно считать, что конвективные облака развиваться не будут. Объясняется это тем, что температура поднимающегося объема воздуха растет и становится равной температуре окружающего слоя на уровне, где пересекаются кривые состояния и стратификации, и дальше воздух не поднимается. Облачности в этом случае не должно быть, а термики разовьются до высоты, где пересекаются кривые состояния и стратификации. При состоянии нижнего слоя атмосферы, изображенном на рис. 14,

распространение термиков можно ожидать до высоты 1500 м. Точка М лежит левее кривой стратификации—в течение дня было ясно. Такая погода не редкость в практике проведения парящих полетов. Хороший прогрев подстилающей поверхности позволяет иногда термикам достигать высоты 2000 м и более при скороподъемности восходящих потоков более 5 м/с (по вариометру). Трудность заключается лишь в нахождении этих восходящих потоков (термиков).

Уровень конденсации приблизительно совпадает с Нижней границей облачности. Выше него воздух становится насыщенным, и кривая состояния будет совпадать с влажной адиабатой, проходящей через начальную точку. Практически обычно приходится проводить влажную адиабату, интерполируя между двумя соседними влажными адиабатами, проведенными на бланке АДК. Пересечение этой кривой с кривой стратификации даст верхнюю границу конвекции (см. рис. 13, точка Н). В слое от нижней до верхней границы конвекции и будет развиваться облачность, тем интенсивнее, чем больше площадь между кривыми стратификации и состояния. Скорости восходящего потока внутри облаков в среднем растут от основания до верхней трети облака, выше — убывают до мере приближения к его верхней кромке.Следует учитывать, что верхняя граница конвективной облачности, рассчитанная по диаграмме, обычно несколько завышена. Степень завышения тем больше, чем суше окружающий облако воздух. Для Центральных районов Европейской территории страны приближенно можно считать, что если энергия неустойчивости достаточно велика, а температура на верхней границе облачности ниже —22° С, то можно ожидать развития кучево-дождевой облачности с грозами. Если же температура на верхней границе облаков ниже —10° С, но выше —22° С, то очень вероятны ливневые осадки. А если на верхней границе облаков температура выше —10° С, то обычно развивается лишь кучевая и мощно-кучевая облачность без ливней и гроз.

Для формирования кучево-дождевых облаков с ливнями и грозами 'в атмосфере необходим очень большой запас влаги. Если над вершинами кучевых облаков воздух очень сух, то даже при больших вертикальных скоростях восходящих потоков облако вверх 'почти не растет. Суммарный дефицит точки росы (разность температуры и точки росы) на главных изобарических поверхностях в слое, где формируется кучевая облачность — 850, 700 и 500 мб (1,5; 3; 5,5 км соответственно) — одна из величин, по «которой можно судить о влажности атмосферы. Если суммарный дефицит превышает 25° С, т. е. воздух очень сухой, то конвекция обычно не приводит к формированию мощной конвективной облачности и выпадению осадков (см. рис.13). Сумма дефицитов точки росы равна 10°С +8°С +8°С=26°С; в течение дня наблюдалась лишь кучевая и «мощно-кучевая облачность без ливней и гроз.

Такой анализ позволяет планеристам соответственно строить тактический план предстоящего полета, оценить наиболее подходящее время для старта. Если, например, ожидаются грозы, надо поскорее уходить на маршрут, не дожидаясь, пока кучевая облачность разовьется в мощно-кучевую, а там в кучево-дождевую и грозовую. И наоборот, спешить не следует, если ливневых осадков и гроз не ожидается. 

распространение термиков можно ожидать до высоты 1500 м. Точка М лежит левее кривой стратификации—в течение дня было ясно. Такая погода не редкость в практике проведения парящих полетов. Хороший прогрев подстилающей поверхности позволяет иногда термикам достигать высоты 2000 м и более при скороподъемности восходящих потоков более 5 м/с (по вариометру). Трудность заключается лишь в нахождении этих восходящих потоков (термиков).

Уровень конденсации приблизительно совпадает с Нижней границей облачности. Выше него воздух становится насыщенным, и кривая состояния будет совпадать с влажной адиабатой, проходящей через начальную точку. Практически обычно приходится проводить влажную адиабату, интерполируя между двумя соседними влажными адиабатами, проведенными на бланке АДК. Пересечение этой кривой с кривой стратификации даст верхнюю границу конвекции. В слое от нижней до верхней границы конвекции и будет развиваться облачность, тем интенсивнее, чем больше площадь между кривыми стратификации и состояния. Скорости восходящего потока внутри облаков в среднем растут от основания до верхней трети облака, выше — убывают до мере приближения к его верхней кромке.Следует учитывать, что верхняя граница конвективной облачности, рассчитанная по диаграмме, обычно несколько завышена. Степень завышения тем больше, чем суше окружающий облако воздух. Для Центральных районов Европейской территории страны приближенно можно считать, что если энергия неустойчивости достаточно велика, а температура на верхней границе облачности ниже —22° С, то можно ожидать развития кучево-дождевой облачности с грозами. Если же температура на верхней границе облаков ниже —10° С, но выше —22° С, то очень вероятны ливневые осадки. А если на верхней границе облаков температура выше —10° С, то обычно развивается лишь кучевая и мощно-кучевая облачность без ливней и гроз.

Для формирования кучево-дождевых облаков с ливнями и грозами 'в атмосфере необходим очень большой запас влаги. Если над вершинами кучевых облаков воздух очень сух, то даже при больших вертикальных скоростях восходящих потоков облако вверх 'почти не растет. Суммарный дефицит точки росы (разность температуры и точки росы) на главных изобарических поверхностях в слое, где формируется кучевая облачность — 850, 700 и 500 мб (1,5; 3; 5,5 км соответственно) — одна из величин, по «которой можно судить о влажности атмосферы. Если суммарный дефицит превышает 25° С, т. е. воздух очень сухой, то конвекция обычно не приводит к формированию мощной конвективной облачности и выпадению осадков. Сумма дефицитов точки росы равна 10°С +8°С +8°С=26°С; в течение дня наблюдалась лишь кучевая и «мощно-кучевая облачность без ливней и гроз.

Такой анализ позволяет планеристам соответственно строить тактический план предстоящего полета, оценить наиболее подходящее время для старта. Если, например, ожидаются грозы, надо поскорее уходить на маршрут, не дожидаясь, пока кучевая облачность разовьется в мощно-кучевую, а там в кучево-дождевую и грозовую. И наоборот, спешить не следует, если ливневых осадков и гроз не ожидается.