Отже, для розвитку конвекції необхідний такий розподіл температури в атмосфері, при якому різниця температур| Ti| — Ta| зберігалася б або, ще краще, збільшувалася б при зміщенні частинки.
Представимо спочатку, що ми маємо справу|річ| з|із| сухим повітрям (ті ж висновки дійсні і для вологого|вогкого| ненасиченого повітря). Суха повітряна частинка, як відомо з|із| розділу другої, адіабатично охолоджується на 1°| на кожних 100 м підйому і нагрівається на 1°| на кожних 100 м спуску. Якщо між частинкою і навколишнім повітрям є якась початкова різниця температур Ti| — Та, то для збереження|зберігання| цієї різниці при русі частинки і, отже, для збереження|зберігання| конвекції необхідно, аби|щоб| в навколишній атмосфері температура змінювалася по вертикалі на ту ж величину, тобто на 1°| на кожних 100 м. Іншими словами, повинен існувати вертикальний градієнт температури? = dta/dz, рівний сухоадиабатическому| градієнту Гd, тобто 1°/100 м. Існуюча конвекція при нім зберігається, але|та| не посилюється|підсилюється| з|із| висотою.
Якщо вертикальний градієнт температури в атмосфері менше 1°/100 м (? < Гd), то, яка б не була початкова різниця температур Ti| — Та, при русі частки|частинки| вгору|угору| або вниз вона зменшуватиметься. Отже, прискорення конвекції убуватиме і врешті-решт|зрештою| на рівні, де Ti| стане рівною Та, дійде до нуля|нуль-елемента|, а вертикальний рух частки|частинки| припиниться.
Якщо вертикальний градієнт температури в атмосфері нададіабатичний, тобто більше 1°/100 м (? >Г Гd), то при вертикальному русі частки|частинки| вгору|угору| або вниз різниця температур цієї частки|частинки| і навколишнього повітря зростатиме і прискорення конвекції збільшуватиметься.
Початкова різниця температур висхідного і оточуючого повітря в першому випадку зростає, в другому — убуває, в третьому — не міняється|змінюється|.
Отже для розвитку конвекції в сухому або ненасиченому повітрі потрібно, аби|щоб| вертикальні градієнти температури, в повітряному стовпі були більше сухоадіабатичного|. В цьому випадку говорять, що атмосфера володіє нестійкою стратифікацією. При вертикальних градієнтах температури менше за сухоадиабатического| умову для розвитку конвекції несприятливі. Говорять, що атмосфера володіє стійкою стратифікацією. Нарешті|урешті|, в проміжному випадку, при вертикальному градієнті, рівному сухоадиабатическому|, існуюча конвекція зберігається, але|та| не посилюється|підсилюється|. Говорять, що атмосфера володіє байдужою стратифікацією.
Замість термінів стійка, нестійка і байдужа стратифікація використовують ще терміни стійка, нестійка і байдужа рівновага. Сенс|зміст| терміну рівновага полягає тут в наступному|слідуючому|. Допустимо, що жодних|ніяких| різниць темпера-тур по горизонтальному напряму|направленню| не існує і, отже, жодної|ніякої| конвекції немає. Візьмемо тепер частку|частинку| повітря на деякому рівні. Передбачимо|припускатимемо|, що, приклавши якусь зовнішню силу, ми підняли або опустили цю частку|частинку| на якийсь новий рівень, хоч би і дуже близький до початковому. Як вона поводитиметься далі, коли вона буде надана самій собі? При байдужій стратифікації, тобто при вертикальному градієнті в атмосферному стовпі 1°/100 м (? = Гd), ця частка|частинка| на будь-якому новому рівні матиме ту ж температуру, що і довколишнє|навколишнє| повітря на цьому рівні. Вона охолодиться або нагріється на 1°| на кожних 100 м зсуву|зміщення| по вертикалі; але і в довколишньому|навколишньому| повітрі температура буде на ту ж величину нижче або вище, ніж на початковому рівні. Отже, в новому положенні|становищі| різниця температур Ti| — Та залишиться рівною нулю|нуль-елементу| і частка|частинка| залишиться в рівновазі на новому рівні. Цей випадок і називається байдужою рівновагою по вертикалі.
При стійкій стратифікації, тобто при вертикальному градієнті менше 1°/100 м (? <Гd), частка|частинка|, зміщена з|із| первинного|початкового| положення|становища|, по адіабатично охолодившись або нагрівшись при зсуві|зміщенні|, стане холодніше довколишнього|навколишнього| повітря, якщо вона піднята вгору|угору|, і тепліше, якщо вона опущена вниз. Тому, надана самій собі, частка|частинка| повернеться в початкове положення|становище|, де різниця Ti| — Та знову перетвориться на нуль|нуль-елемент|. В цьому випадку говорять про стійку рівновагу по вертикалі.
Нарешті|урешті|, при нестійкій стратифікації, тобто при вертикальному градієнті температури більше 1°/100 м (? > Гd), зміщена вгору|угору| частка|частинка| виявиться теплішою, ніж довколишнє|навколишнє| повітря, а зміщена вниз — холодніше. Надана самій собі, вона продовжуватиме віддалятися від початкового положення|становища|. В цьому випадку говорять про нестійку рівновагу по вертикалі.
Раніше ми вже з'ясовували, як міняється|змінюється| з|із| висотою потенційна температура залежно від вертикального градієнта молекулярної температури. Тепер можна сформулювати, що в разі|у разі| байдужої стратифікації потенційна температура в повітряному стовпі не міняється|змінюється| з|із| висотою, в разі|у разі| нестійкої стратифікації падає з|із| висотою, в разі|у разі| стійкої стратифікації зростає|росте| з|із| висотою.
Описані вище за співвідношення зручно представити|уявляти| графічно на адіабатній.диаграмме. Зміна температури у вертикально рухомій частці|частинці| сухого повітря представлена|уявляти| на діаграмі (мал. 33) сухою адіабатою. Розподіл температури в довколишньому|навколишньому| повітрі, отриманий|одержувати| із|із| спостережень, наноситься|завдає| на діаграму кривою стратифікації. Якщо крива стратифікації на діаграмі більше нахилена до осі температур, чим сухі адіабати, то стратифікація нестійка. Інакше стратифікація стійка. Якщо крива стратифікації збігається з|із| сухою адіабатою, то стратифікація байдужа.
Чим більше площа|майдан|, ув'язнений між кривої стратифікації і адіабатою, що проходить через початкову точку кривої стратифікації, тим більше енергія нестійкості стратифікації в даному випадку і тим сильніше розвиток конвекції.
28. Тепловий режим атмосфери. Процеси теплообміну між діяльним шаром земної поверхні та атмосферою.
Розподіл температури повітря в атмосфері і його безперервні зміни називають тепловим режимом атмосфери. Цей тепловий режим атмосфери, що є найважливішою стороною клімату, визначається, перш за все|передусім|, теплообміном між атмосферним повітрям і довкіллям. Під довкіллям при цьому розуміють космічний простір|простір-час|, сусідні маси або шари повітря і особливо земну поверхню.
Ми вже знаємо, що теплообмін здійснюється, по-перше, радіаційним дорогою|колією|, тобто при власному лікуванні з|із| повітря і при поглинанні повітрям радіації Сонця, земної поверхні і інших атмосферних шарів. По-друге, він здійснюється шляхом теплопровідності — молекулярною між повітрям і земною поверхнею і турбулентної усередині|всередині| атмосфери. По-третє, передача тепла між земною поверхнею і повітрям може відбуватися|походити| в результаті|внаслідок| випару|випаровування| і подальшої|наступної| конденсації або кристалізації водяної пари.
Крім того, зміни температури повітря можуть відбуватися|походити| незалежно від теплообміну, адіабатично. Такі зміни температури, як відомо, пов'язані із змінами атмосферного тиску|тиснення|, особливо при вертикальних рухах повітря.
Безпосереднє поглинання сонячної радіації в тропосфері мало; воно може викликати|спричиняти| підвищення температури повітря всього на величину порядку|ладу| 0,5°| в день. Декілька більше значення має втрата тепла з|із| повітря шляхом довгохвильового випромінювання. Але|та| вирішальне|ухвальне| значення для теплового режиму атмосфери має теплообмін із|із| земною поверхнею шляхом теплопровідності.
Повітря безпосередньо дотичний із|із| земною поверхнею, обмінюється з|із| нею теплом унаслідок|внаслідок| молекулярної теплопровідності. Але|та| усередині|всередині| атмосфери діє інша, ефективніша передача тепла — шляхом турбулентної теплопровідності. Перемішування повітря в процесі турбулентності сприяє дуже швидкій передачі тепла з|із| одних шарів атмосфери в інших. Турбулентна теплопровідність збільшує і передачу тепла від земної поверхні в повітря або назад. Якщо, наприклад, відбувається|походить| охолоджування|охолодження| повітря від земної поверхні, то шляхом турбулентності безперервно доставляється на місце повітря, що охолодилося, тепліше повітря з|із| вищерозміщених шарів. Це підтримує різницю температур між повітрям і поверхнею і, отже, підтримує процес передачі тепла від повітря до поверхні. Охолоджування|охолодження| повітря безпосередньо над земною поверхнею буде не так велике, та зате воно поширюється|розповсюджується| на потужніший|могутній| шар атмосфери. В результаті втрата тепла земною поверхнею виявиться|опиниться| більше, ніж вона була б у відсутності турбулентності.
Для високих шарів атмосфери теплообмін із|із| земною поверхнею має менше значення. Вирішальна|ухвальна| роль в тепловому режимі переходить там до випромінювання з|із| повітря і до поглинання радіації Сонця і атмосферних шарів, лежачих вище і нижче даного шару. У високих шарах атмосфери зростає і значення адіабатичних змін температури при висхідних і низхідних рухах повітря.
Зміни температури, що відбуваються|походять| в певній кількості повітря унаслідок|внаслідок| вказаних вище процесів, можна назвати|накликати| індивідуальними. Вони характеризують зміни теплового стану|статку| даної певної кількості повітря.
Але|та| можна говорити не про індивідуальну кількість повітря, а про деяку крапку|точку| усередині|всередині| атмосфери із|із| зафіксованими географічними координатами і з|із| незмінною висотою над рівнем морить. Будь-яку метеорологічну станцію, що не міняє|замінює| свого положення|становища| на земній поверхні, можна розглядати|розглядувати| як таку крапку|точку|. Температура в цій крапці|точці| мінятиметься|змінюватиметься| не лише|не те що| через вказані індивідуальні зміни теплового стану|статку| повітря. Вона мінятиметься|змінюватиметься| також і унаслідок|внаслідок| безперервної зміни повітря в даному місці, тобто унаслідок|внаслідок| приходу|прибутку| повітря з|із| інших місць атмосфери, де він має іншу температуру.
ці зміни температури, пов'язані з адвекцией|, — з|із| припливом|притокою| в дане місце нових повітряних мас з|із| інших частин|часток| Земної кулі, називають адвективними. Якщо в дане місце притікає повітря з|із| вищою температурою, говорять про адвекции| тепла; якщо з|із| нижчою, — про адвекции| холоду.
загаьна зміна температури в зафіксованій географічній крапці|точці|, залежна і від індивідуальних змін стану|статку| повітря, і від адвекции|, називають локальною (місцевим) зміною. Метеорологічні прилади — термометри і термографи, непорушно|нерухомо| поміщені в тому або іншому місці, реєструють саме локальні зміни температури повітря. Термометр на повітряній кулі, що летить за вітром і, отже, що залишається в одній і тій же масі повітря, показує індивідуальна зміна температури в цій масі.
