водять такі процеси як термічна конвекція і турбулентний обмін [1].
Конвекція виникає в результаті перегріву окремих мас повітря при нестійкій в нижніх шарах стратифікації [7]. До найбільш сприятливим умовам для виникнення конвективних рухів відносять теплу половину року - день. Під впливом припливу прямої сонячної радіації поблизу земної поверхні виникає нестійка стратифікація [1]. У цьому випадку перегрітий об'єм повітря починає підніматися від початкового рівня, його температура падає з висотою повільніше, ніж навколишнього повітря, і він опиняється тепліше і легше щодо навколишнього середовища на рівнях вище вихідного [9].
Спочатку підйом такої маси ненасиченого повітря відбувається практично по сухій адіабаті. Даний процес проілюстрований на рис. 2.2. На рівні конденсації повітря досягає стану насичення (f=100%). При наявності активних і досить великих ядер конденсації стан насичення досягається трохи нижче рівня конденсації [1].
Вище рівня конденсації повітря піднімається по вологій адіабаті. Завдяки зниженню температури відбувається конденсація водяної пари і утворення хмарності. При адіабатичному підйомі повітряної частинки її температура в деякому шарі повітря (товщиною в кілька десятків метрів), располагающемся кілька вище основи розвивається конвективного хмари, може з висотою не тільки не знижуватися, але і зростати [3]. Якісно е пояснення явища таке: вище рівня конденсації відносна вологість частинки продовжує зростати і на деякій висоті досягає максимальної величини (порядку 101-102% 0; в шарі між і конденсація водяної пари на краплях відбувається дуже повільно (внаслідок зростання пружності насичення на поверхні краплі) , а швидкість зниження температури частинки в шарі від до приблизно така ж, як і до рівня конденсації. Але як тільки відносна вологість досягла максимуму, починається дуже швидка конденсація водяної пари на краплях, що супроводжується виділенням прихованої теплоти і нагріванням частинки; завдяки цьому в деякому шарі від до температура частки не змінюється з висотою і навіть може зростати, вище температура частинки знову починає падати - крива зміни температури наближається до вологого адіабаті [1].
Рис. 2.2 - Схема конвективного хмари.
- рівень конденсації, - рівень нульової ізотерми, - рівень конвекції; 1 - крива стратифікації, 2 - крива стану.
Виходячи з отриманих даних розраховано зміну температури в піднімається частинці (швидкість підйому прийнята рівною 1 м/сек). При цьому виявилося, що -=27 м;-=13 м, а товщина всього шару, в якому спостерігається явище, становить близько 60 м [1].
У підсумку видаються цікавими такі рівні, пов'язані з розвитком конвективного хмари:
. рівень конденсації, практично співпадає з нижньою межею хмари;
. рівень нульової ізотерми відокремлює верхню (переохолоджену) частина хмари від непереохлажденной;
. рівень вільної конвекції, практично співпадає з верхньою межею хмари [1].
Рівень вільної конвекції - це рівень, до якого поширюються висхідні вертикальні рухи (струменя), породжувані енергією нестійкості [5]. Він розташовується трохи вище рівня, де температура піднімається частинки (струменя) вирівнюється з температурою навколишнього повітря. Пояснюється це тим, що до рівня вирівнювання піднімається частинка на будь-якій висоті має більш високу температуру, ніж навколишнє повітря, і рухається вгору прискорено (з наростаючою швидкістю). Поблизу рівня вирівнювання швидкість частинки (струменя) близька до максимальної. Вище цього рівня температура частинки стає нижче температури середовища, вертикальна швидкість починає зменшуватися, але частинка за інерцією продовжує підніматися вгору до рівня вільної конвекції, де швидкість її звертається в нуль [1].
Про механізм виникнення і характер конвективних рухів в атмосфері за останній час висловлено кілька точок зору. Найбільш поширена з них враховує ярусний характер розвитку конвекції [8]. На це вперше звернув увагу А.А.Скворцов. Спочатку в ранні ранкові години (влітку) відбувається перенесення водяної пари і тепла в межах приблизно приземного шару атмосфери (до висоти 50-100 м). Це перенесення здійснюється через дрібномасштабний турбулентний обмін. Розміри турбулентних частинок (вихорів) зі збільшенням висоти зростають. На верхній межі приземного шару утворюються вихори (струменя) більшого масштабу, які переносять тепло і вологу приблизно да рівня конденсації. І лише поблизу останнього формуються частинки (струменя), порівнянні за величиною з розмірами хмари [4]. Вертикальні рухи всередині хмари мають характер окремих струменів - висхідні течії чергуються в горизонтальному напрямку зі спадними. Величина вертикальних струмів в конвективних хмарах змінюється в широких межах: від часток метрів в секунду до 30-40 [1].
У конвективних хмарах висхідний рух переважає над низхідним [1].
2.2.2 Конвективні вертикальні...
