30. Конвекция, ускорение конвекции. Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для сухого и насыщенного воздуха.

В тропосфере в среднем температура падает с высотой, градиент колеблется от 0,4-0,5С/100 м у поверхности до 0,7-0,8С/100 м у тропопаузы. В тропопаузе вертикальный градиент становится близок к нулю, в стратосфере он отрицателен, однако абсолютные значения не велики.

Поскольку высота тропопаузы различна в разных широтах и сезонах, температура тропопаузы и нижней стратосферы также различается. В тропиках стратосфера холодна круглый год, в полярных областях – только зимой.

Температура и высота тропопаузы меняются ежесуточно. Эти изменения связаны с прохождением циклонов и антициклонов. В циклонах тропопауза снижается, ее температура повышается; в антициклонах – наоборот. Иногда наблюдается отсутствие тропопаузы (постепенный переход значений градиента через 0) или наличие нескольких тропопауз.

Распределение температуры воздуха с высотой в тропосфере связано отчасти с изменением с высотой концентрации водяного пара и, следовательно, температуры лучистого равновесия (водяной пар больше всего поглощает и излучает радиацию). Градиент изменения температуры лучистого равновесия составляет 2С/100 м у поверхности и десятые доли у тропопаузы.

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.