Конвекция. Ускорение конвекции. Стратификация атмосферы м вертикальное равновесие для сухого и насыщенного воздуха.

В результате подъема одних элементов турбулентности и опускания других в процессе перемешивания устанавливается такое распределение температуры, при котором вертикальные градиенты в атмосферном столбе заключаются между величинами сухо- и влажноадиабатического градиентов температуры. В нижних слоях атмосферы градиенты будут меньше, а в верхних больше, чем при лучистом равновесии. Такое тепловое состояние атмосферы называется конвективным равновесием. В стратосфере уменьшается содержание водяного пара, но и вертикальное перемешивание гораздо менее интенсивно. Распределение температуры определяется содержанием озона (растет с высотой), поглощающего большое количество радиации. В результате в стратосфере устанавливается по вертикали температура лучистого равновесия.

При вертикальных градиентах температуры, близких к адиабатическим, конвекция (турбулентный перенос тепла) становится упорядоченной, превращается в мощные вертикальные токи воздуха. В вертикальные токи конвекции все время вовлекается окружающий воздух. Если пренебречь этим, можно вывести уравнение для ускорения 1 кг адиабатически поднимающегося или опускающегося воздуха.

На движущийся вертикально 1 кг воздуха действуют сила тяжести и сила вертикального барического градиента. Ускорение движения воздуха d²z/dt² или ускорение конвекции есть сумма этих двух сил:

.

В то же время в окружающей атмосфере выполняется уравнение статики:

,

где _а – плотность окружающего воздуха, отличная от плотности данного 1 кг. Отсюда:

,

или, заменив плотности на температуры по уравнению состояния газов,

.

Таким образом, ускорение конвекции зависит от разности абсолютных температур движущегося воздуха и окружающей среды. При температурах близких к 273 К и разности 1 ускорение конвекции равно 3 см/с². Если движущаяся частица холоднее окружающего воздуха, ускорение отрицательно, и она опускается; если теплее – поднимается.

Таким образом, для развития конвекции необходимо такое распределение температуры в атмосфере, при котором разность температур сохранялась бы или (еще лучше) увеличивалась при смещении частицы. Для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе необходимо, чтобы вертикальные градиенты температуры в воздушном столбе были больше сухоадиабатического, тогда разность температур будет возрастать с высотой. В этом случае говорят, что атмосфера обладает неустойчивой стратификацией. Аналогично определяются устойчивая и безразличная стратификация а также стратификация для влажного насыщенного воздуха (сравнением с влажноадиабатическим градиентом).

В случае неустойчивой стратификации потенциальная температура падает с высотой, в случае устойчивой растет.

Инверсии температур. Их типы и происхождение.

Инверсии температуры представляют собой отклонения от нормального распределения температуры. Инверсию температуры обычно характеризуют высотой нижней границы, толщиной слоя и скачком температуры. В качестве переходного слоя между нормальным (для тропосферы) падением температуры и инверсией можно выделить явление вертикальной изотермии.

По высоте все тропосферные инверсии делят на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере или приподнятые. Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности. Над водой такие инверсии наблюдаются редко и не так значительны. У подстилающей поверхности температура самая низкая, с высотой она растет до некоторой высоты (иногда несколько сот метров). Приземные инверсии обычно возникают вследствие ночного радиационного охлаждения земной поверхности и называются радиационными. Такие условия погоды характерны для антициклонов и могут привести к ночным заморозкам. С приземными инверсиями также связаны поземные туманы. Рельеф местности может усиливать инверсию. Весной часть тепла приземного слоя расходуется на таяние снега, наблюдается снежная или весенняя инверсия.

Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью. В тропосфере инверсии наиболее часты на высоте ниже 2 км. Толщина инверсионного слоя может быть самой различной – от немногих десятков до сотен метров. Скачок температуры может колебаться от 1 до 15С и больше. Иногда приземные и приподнятые инверсии сливаются.

Приподнятые инверсии обычно возникают в устойчивых антициклонах как над сушей, так и над морем. Наиболее часты они зимой во время максимальной устойчивости и интенсивности антициклонов. Круглый год они наблюдаются в субтропических антициклонах и называются пассатными.

Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями оседания. Они возникают вследствие нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания. Атмосферный слой при опускании сжимается. Частички в верхней части слоя, таким образом, проделывают больший путь и нагреваются сильнее. Инверсия оседания связана с падением относительной влажности. Относительная влажность наибольшая у основания инверсии, где накапливается водяной пар, переносимый турбулентностью снизу. Воздух здесь близок к насыщению, поэтому возникают облака. Из-за очень устойчивой стратификации, сводящей турбулентность к минимуму, водяной пар не проникает вверх.

Кроме инверсий оседания в тропосфере наблюдаются фронтальные инверсии. Они возникают на фронтах, где клин холодного воздуха лежит под теплой воздушной массой.