Насамперед слід сказати, що звичайна гроза складається з безлічі «комірок», тісно прилеглих одна до одної, але майже незалежних. Тому досить проаналізувати одну з них. Під «коміркою» ми розуміємо область (що має в горизонтальному напрямку обмежену протяжність), у якій відбуваються всі основні процеси. Зазвичай є кілька комірок, розташованих одна біля одної, а в кожній із них діється приблизно те саме, хіба що з деяким зсувом у часі. На фіг. 9.7 в ідеалізованому вигляді представлена комірка в початковий період грози. Виявляється, що в повітрі в деякому місці й за деяких умов (ми їх незабаром опишемо) існує висхідний потік, який усе більше пришвидшується в міру підйому. Тепле й вологе повітря знизу підіймається, охолоджується і конденсує вологу. На малюнку хрестики означають сніг, а крапки — дощ, але оскільки висхідний потік доволі великий, а крапельки дуже малі, то на цій стадії ні сніг, ні дощ не випадають. Це початкова стадія, і поки що це ще не справжня гроза, у тому сенсі, що внизу взагалі не видно, щоб щось відбувалося. У міру того як тепле повітря підіймається вгору, у комірку прибуває повітря з усіх боків (дуже важлива обставина, якою довго нехтували). Тож підіймається не тільки те повітря, яке було внизу, а й якась кількість іншого повітря — з різних боків.
Чому повітря отак піднімається? Як ви знаєте, вгорі повітря прохолодніше. Сонце нагріває ґрунт, а водяна пара у верхніх шарах атмосфери випромінює тепло вгору; тому на великих висотах повітря холодне, а внизу тепле. Ви можете сказати: «Тоді все дуже просто. Тепле повітря легше за холодне; тому вся ця комбінація механічно нестійка, і тепле повітря піднімається». Звісно, якщо температура на різних висотах різна, то повітря справді термодинамічно нестійке. Залишене самому собі надовго, все повітря набуде однакової температури. Але воно не залишене самому собі; весь день світить сонце. Тож проблема стосується не тільки термодинамічної, а й механічної рівноваги. Припустімо, ми накреслили, як на фіг. 9.8, криву залежності температури повітря від висоти. За звичайних умов виходить спадання по кривій типу а; в міру підйому температура падає. Як же атмосфера може бути стійкою? Чому б теплому повітрю просто не піднятися до холодного? Відповідь полягає в тому, що якби повітря почало підніматися, то тиск у ньому впав би, і, розглядаючи певну порцію повітря, що піднімається, ми б побачили, що вона адіабатично розширюється. (Тепло не йшло б із неї і не приходило б, тому що через величезні розміри не вистачило б часу для великих передач тепла.) Отже, порція повітря при підйомі охолоне. Такий адіабатичний процес призвів би до такої залежності температура — висота, як показано кривою b на фіг. 9.8. Будь-яке повітря, що піднімається знизу, виявилося б холоднішим, ніж те місце, куди воно прямує. Тож теплому повітрю знизу немає резону йти вгору; якби воно спливло, то охололо б і стало холоднішим за те повітря, яке вже там є; воно опинилося б важчим за це повітря, і йому одразу захотілося б піти назад униз. У гарний, ясний день, коли вологість невелика, встановлюється якась швидкість падіння температури з висотою, і ця швидкість, узагалі кажучи, нижча за «максимальний стійкий перепад», представлений кривою b. Повітря перебуває в стійкій механічній рівновазі.Але, з іншого боку, якщо ми візьмемо повітряну комірку, що містить багато водяної пари, то крива її адіабатичного охолодження буде зовсім іншою. При розширенні й охолодженні цієї комірки водяна пара почне конденсуватися, а при конденсації виділяється тепло. Тому вологе повітря остигає не так сильно, як сухе. Отже, коли повітря, вологість якого вища за середню, почне підніматися, його температура слідуватиме кривій с на фіг. 9.8. Злегка охолоджуючись при підйомі, воно все ж виявиться теплішим за навколишнє на цій висоті повітря. Якщо є область теплого вологого повітря і воно чомусь починає підніматися, то воно весь час залишатиметься легшим і теплішим за навколишнє повітря і, як і раніше, спливатиме, доки не досягне величезних висот. Ось той механізм, що змушує повітря в грозовій комірці підніматися.
Протягом багатьох років саме так пояснювали грозову комірку. А потім вимірювання показали, що температура хмари на різних рівнях над Землею не така висока, як це випливає з кривої с. Причина в тому, що коли «бульбашка» вологого повітря спливає, вона забирає з собою повітря з навколишнього середовища і охолоджується ним. Крива «температура — висота» більше схожа на криву b, яка набагато ближча до первісної кривої а, ніж до с.
Після того як описана конвекція почалася, поперечний переріз грозової комірки виглядає вже так, як показано на фіг. 9.9. Це так звана «зріла» гроза. У ній діє дуже сильна тяга вгору, що досягає на цій стадії висот у 10—15 км, а іноді й вище. Грозовий купол із конденсацією, що в ньому відбувається, громадиться над усією хмарною грядою зі швидкістю, що досягає зазвичай 60 км/год. У міру того як водяна пара піднімається і конденсується, виникають крихітні крапельки, які швидко охолоджуються до температури нижче нуля. Вони повинні замерзнути, але роблять це не одразу — вони «переохолоджуються». Вода, та й інші рідини, зазвичай легко охолоджуються нижче своєї точки замерзання, не кристалізуючись, якщо тільки навколо немає «ядер», які необхідні, щоб почалася кристалізація. Тільки якщо є дрібні крихти речовини, на кшталт кристаликів NaCl, крапельки води перетворяться на крижинки. Тоді рівновага приводитиме до випаровування крапель і росту кристалів льоду. Отже, в якийсь момент починається раптове зникнення води і швидке утворення льоду. Крім того, можуть відбуватися прямі зіткнення водяних крапельок і крижинок — зіткнення, в яких переохолоджена вода, торкнувшись кристалика льоду, миттєво сама кристалізується. Отже, в якийсь момент розвитку хмари в ній відбувається швидке накопичення великих частинок льоду.І коли вони стануть достатньо важкими, вони почнуть падати крізь висхідне повітря, бо вони стали занадто важкими, щоб тяга могла їх нести. Падаючи, вони захоплять із собою трохи повітря. Починається протипотік повітря — вниз. І легко зрозуміти, що, як це не дивно, раз уже протипотік почався, то зупинитися він не зможе. Повітря тепер повним ходом помчить униз!
Погляньте: крива d на фіг. 9.8 (справжній розподіл температур по висоті хмари) не така крута, як крива с (що стосується вологого повітря). Отже, коли почне падати вологе повітря, його температура підвищуватиметься по кривій, що відповідає кривизні лінії с, тобто за досить сильного падіння виявиться нижчою за температуру навколишнього повітря (як це видно з кривої е). І в момент, коли це станеться, воно виявиться густішим за навколишнє повітря, падіння стане невідворотним.
Але ви скажете: «Чи не вічний це рух? Спершу говорилося, що повітря повинне підніматися, а коли ви його підняли, то так само переконливо беретеся доводити, що йому належить падати». Ні, це не вічний рух. Коли становище нестійке і тепле повітря змушене підніматися, тоді, природно, щось повинне його замістити. Не менш правильно й те, що холодне повітря, яке опускається, було б спроможне енергетично замістити тепле повітря. Але зрозумійте, що те, що спустилося вниз,— це вже не те повітря, яке було спочатку. Давні міркування, в яких ішлося про ізольовану хмару, що спершу підіймалася, а потім опускалася, містили в собі якусь загадку. Потрібен був дощ, щоб забезпечити спуск, а цей спосіб був мало правдоподібний. Але щойно ви зрозуміли, що до висхідного потоку повітря домішане повітря, яке спочатку було на тій висоті, звідки почалася тяга, термодинамічні міркування покажуть вам, що падіння холодного повітря, яке спочатку плавало на великих висотах, теж можливе. Це і пояснює картину активної грози, представлену схематично на фіг. 9.9.
Коли повітря доходить донизу, з нижньої частини хмари починає йти дощ. Крім того, досягнувши земної поверхні, відносно холодне повітря розтікається на всі боки. Отже, перед самою грозою починається холодний вітер, що попереджає нас про майбутню бурю. Під час самої бурі спостерігаються різкі й раптові пориви вітру, хмари клубочаться і т. д. Але в основному спершу існує потік, що тече вгору, потім протипотік униз — картина, взагалі кажучи, дуже складна.
У ту саму мить, коли починаються опади, виникає і протипотік. І в той самий момент виявляються електричні явища. Але перш ніж описати блискавку, ми закінчимо розповіддю про те, що діється в грозовій комірці через півгодини або, скажімо, через годину. Вона виглядає так, як показано на фіг. 9.10. Тяга вгору припинилася — більше немає теплого повітря, і підтримувати її нічим. Якийсь час ще тривають опади, останні крапельки води падають на землю, все стає спокійнішим, хоча частина крижинок ще залишилася в повітрі. На великих висотах вітри дують у різні боки, тому верх грозової хмари зазвичай починає набувати вигляду ковадла. Комірці настав кінець.