Стратифікація атмосфери і вертикальне рівновагу для сухого повітря
1. Отже, для розвитку конвекції необхідно такий розподіл температури в атмосфері, при якому різниця температур Ti-Та зберігалася б або, ще краще, збільшувалася б при зміщенні частки.
Уявімо спочатку, що ми маємо справу з сухим повітрям (ті ж висновки дійсні і для вологого ненасиченого повітря). Суха повітряна частка, як відомо з глави другий, адиабатически охолоджується на 1 ° С на кожні 100 м підйому і нагрівається на 1 ° С на кожні 100 м спуску. Якщо між часткою і навколишнім повітрям є якась початкова різниця температур Ti - Та, то для збереження цієї різниці при русі частинки і, отже, для збереження конвекції необхідно, щоб в навколишній атмосфері температура змінювалася по вертикалі на ту ж величину, т. Е . на
1 ° С на кожні 100 м. Іншими словами, повинен існувати вертикальний градієнт температури у = -dTа / dz. рівний сухоадіабатіческому градієнту уа, т. е. 1 ° С / 100 м. Існуюча конвекція при ньому зберігається, але не посилюється з висотою.
Якщо вертикальний градієнт температури в атмосфері менше 1 ° С / 100 м (у<уа), т°. какова бы ни была первоначальная разность температур 77-Та, при движении частицы вверх или вниз она будет уменьшаться. Следовательно, ускорение конвекции будет убывать и в конце концов на уровне, где Г,- станет равной Та, дойдет до нуля, а вертикальное движение частицы прекратится.
Якщо вертикальний градієнт температури в атмосфері сверхадіабатіческій, т. Е. Більше 1 ° С / 100 м (y> Ya), то при вертикальному русі частинки вгору або вниз різниця температур цієї частки і навколишнього повітря буде зростати і прискорення конвекції збільшуватиметься.
Отже, для розвитку конвекції в сухому або ненасиченому повітрі потрібно, щоб вертикальні градієнти температури в повітряному стовпі були більше сухоадіабатіческого. У цьому випадку говорять, що атмосфера має нестійкій стратифікацією. При вертикальних градієнтах температури, менших сухоадіабатіческого, умови для розвитку конвекції несприятливі. Кажуть, що атмосфера має стійкою стратифікацією. Нарешті, в проміжному випадку, при вертикальному градієнті, рівному сухоадіабатіческому, існуюча конвекція зберігається, але не посилюється. Кажуть, що атмосфера має байдужою стратифікацією.
Мал. 32. Схематичні приклади нестійкою (а), стійкої (б) і байдужою (в) стратифікації в сухому повітрі.
Первісна різниця температур висхідного і навколишнього повітря в першому випадку зростає, у другому - зменшується, в третьому - не змінюється.
Описані умови представлені на схематичних прикладах на рис. 32.
2. Замість термінів стійка, нестійка і байдужа стратифікація вживають ще терміни стійкий, нестійкий і байдуже рівновагу. Сенс терміна рівновагу полягає тут в наступному. Припустимо, що ніяких різниць температур по горизонтальному напрямку не існує і, отже, ніякої конвекції немає. Візьмемо тепер частку повітря на деякому рівні. Припустимо, що, доклавши якусь зовнішню силу, ми підняли або опустили цю частку на якийсь новий рівень, хоча б і дуже близький до початкового. Як вона буде вести себе далі, якщо буде надана сама собі. При байдужою стратифікації, т. Е. При вертикальному градієнті в атмосферному стовпі 1 ° С / 100 м (y = Ya)> ця частка на будь-якому новому рівні матиме ту ж температуру, що і навколишнє повітря на цьому рівні. Вона охолоне або нагріється на 1 ° С на кожні 100 м зміщення по вертикалі; але і в навколишньому повітрі температура буде на ту ж величину нижче або вище, ніж на початковому рівні. Отже, в новому положенні різниця температур Ti-Та залишиться рівною нулю і частка залишиться в рівновазі на новому рівні. Цей випадок і називається байдужим рівновагою по вертикалі.
Мал. 33. Криві стратифікації на аерологічної діаграмі. 1 - сухонеустойчівая стратифікація, 2 влажноустойчівая, 3 - влажнонеустойчівая.
При стійкої стратифікації, т. Е. При вертикальному градієнті менше 1 ° С / 100 м (y<уа), частица, смещенная из первоначального положения, ер0 адиабатически охладившись или нагревшись при смещении, станет холоднее окружающего воздуха, если она поднята вверх, и теплее, если опущена вниз. Поэтому предоставленная самой себе, частица вернется в начальное положение, где разность Г,-Та снова превратится в нуль. В этом случае говорят об устойчивом равновесии по вертикали.
Нарешті, при нестійкій стратифікації, т. Е. При вертикальному градієнті температури більше 1 ° С / 100 м (у> уа), зміщена вгору частка виявиться тепліше, ніж навколишнє повітря, а зміщена вниз - холодніше. Надана самій собі, вона буде продовжувати віддалятися від початкового положення. У цьому випадку говорять про нестійкій рівновазі.
У п. 26 розділу другого ми вже з'ясовували, як змінюється з висотою потенційна температура в залежності від вертикального градієнта температури. Тепер можна сформулювати, що в разі байдужою стратифікації потенційна температура в повітряному стовпі не змінюється з висотою, в разі нестійкій стратифікації падає з висотою, в разі стійкої стратифікації зростає з висотою.
3. Описані вище співвідношення зручно представити графічно на аерологічної діаграмі (див. П. 24 розділу другого). Зміна температури в вертикально рухається частці сухого повітря представлено на діаграмі (рис. 33) сухий адіабати. Розподіл температури в навколишньому повітрі, отримане зі спостережень, наноситься на діаграму кривої стратифікації. Якщо крива стратифікації на діаграмі більше нахилена до осі температур, ніж сухі адіабати, то стратифікація нестійка. В іншому Случчю стратифікація стійка. Якщо крива стратифікації збігається з сухою адіабати, то стратифікація байдужа.
Чим більше площа, яка знаходиться між кривою стратифікації і адіабати, що проходить через початкову точку кривої стратифікації, тим більше енергія нестійкості в даному випадку і тим сильніше розвинена конвекція.
