Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 84
Текст из файла (страница 84)
В основе другого принципа классификации облаков лежит высота их расположения (морфологическая классификация)'. Кучевообразные, или конвективные, облака имеют внд изолированных облачных масс. Эти облака сильно развиты по вертикали и имеют, как правило, небольшую (по сравнению со слоистообразными) горизонтальную протяженность. Основными процессами, приводящими к образованию кучевообразных облаков, являются термическая конвенция и турбулвнгно!й обмен. Конвекция возникает в результате перегрева отдельных масс воздуха при неустойчивой в нижних слоях стратификации.
Наиболее благоприятные условия для возникновения конвективных движений создаются над сушей в теплую половину года в областях пониженного давления. Под влиянием притока прямой солнечной радиации вблизи земной поверхности возникает неустойчивая стратификация. Отдельные перегретые массы воздуха при таких условиях начинают ускоренно перемещаться по вертикали вверх. Сначала подъем такой массы ненасыщенного воздуха происходит практически по сухой адиабатеАА' (рис. 17.1). На уровне конденсации г„ воздух достигает состояния насыщения (Г' = = 100 % ).
При наличии активных и достаточно крупных ядер конденсации состояние насыщения достигается несколько ниже уровня хи. Выше уровня конденсации воздух поднимается по влажной адиабате. Благодаря понижению температуры происходит конденсация водяного пара и образование облачности. Представляют интерес следующие уровни, связанные с развитием конвективного облака: а) уровень конденсации х„, практически совпадающий с нижней границей облака; том -40 -20 0 7„20 то б) уровень нулевой изотермы го, отделяющей переохлажденную (верхнюю) часть облака от непереохлажденной (нижней); в) уровень свободной конвекции г„исо практически совпадающей с верхней границей облака.
1.1. Уровень конденсации. Рассмотрим несколько подробнее вопрос об определении уровня конденсации. Для этого воспользуемся формулой для массовой доли водяного пара з = 0,622е7р, из которой следует (1.1.1) При аднабатическом подъеме влажного ненасыщенного воздуха и при отсутствии смешения с окружающей средой в постоянна, т.
е. — — — — — — О. (1.1.2) Облака, туманм н осадка Облака (1.!.3) Вертикальный градиент т введен в (1.1.3) на основании соотношения Ле еЕ (к) ДЕ (у) гй н'г о4г ай о!г Как показывает (1.1.3), градиент — о/т/о/г = у, в общем случае является переменной величиной, зависящей от т и Т поднимающегося воздуха. Однако для приближенных расчетов градиент у, можно считать постоянным, поскольку изменение т и Т сильно не сказывается на у,. Полагая в (1.1.3) Т = т = 270 К, /7, = = 461 кДж/(кг К) и Е = 2500 кДж/кг, получим у, = — о!т/о/г = 0,0017' С/м = 0,1 7'С/100 м.
(1.1.4) Считая у, постоянной величиной, можем написать т (г) = то уог, (1.1.5) где т,=т(0) — температура точки росы на исходном уровне (на земной поверхности). С другой стороны, температура адиабатически поднимающейся массы воздуха на уровне г равна т (г) = т — у г. (1.1.6) На уровне конденсации т =Т. На основании (1.1.5) и (1.1.6) получаем гк (1.1.7) у ук Так как у„= 0,0098'С/м и у, = 0,0017'С/м, формула (!.1.7) принимает внд (1.1.8) гк = 122 (Т, —, то) где гк — в метрах.
Формула (1.1.8) носит название формулы Ферреля. Найдем также, как изменяется относительная влажность / = = !00е/Е при подъеме частицы воздуха. Имеем ! е/ 1 о Ге 1 о4Е (1.1.9) оГг е ее Е ег или ! ЛГ 1 Е (т) гй 1 ЕЕ (Т) отТ ег Е (о) гй дг Е (Т) ЕТ дг Давление водяного пара связано с температурой точки росы соотношением е = Е (т). Если воспользоваться уравнением Клаузиуса †Клапейро и основным уравнением статики, то соотношение (1.1.2) приведем к виду ь ео е Аоо' Дг ЙоТ Считая т и Т близкими между собой, а вместе с этим и Е(т) ж тЕ(Т), о/Е(т)/г/туг/Е(Т)/г/Т, из (1.1.9) получаем — — =- — — (у — у ) или —. — = —. (у, — у,). (1.1.10) ! о1/ 1 еЕ ! Ег — Е ЛТ а о 7 Ег — Я,то (1.1.!2) г, = 3780 (2 — ! и /,), где г,— в метрах. Если относительная влажность высокая, то, воспользовавшись разложением в ряд 1П вЂ” =1и (1 + — — 1/ — — 1+ 100 у !00 х !00 формулу (1.!.12) можно переписать в виде гк = (100 — /о), !640 /о (1.1.13) которая по виду совпадает с эмпирической формулой гк = 22 (100 — /о).
(1. 1. 14) Формулы (1.1.12) и (1.1.13) по своему физическому содержанию, как это ясно из их вывода, не отличаются от основной формулы (1.1.8). При выводе формул (1.1.8) и (1.!.12) не учитывалось смешение поднимающейся частицы с окружающим воздухом, фактическое распределение температуры по высоте и др. По этой причине рассчитанные по формулам (1.1.8) и (1.1.12) высоты облаков могут существенно отличаться от фактических (теоретические значения оказываются, как правило, заниженными по сравнению с фактическими). Некоторые нз факторов, оказывающих влияние на высоту нижней границы облаков, будут учтены (см. п. 4) в связи с выяснением роли турбулентного обмена в процессе облакообразования. 1.2.
Уровень свободной конвекции. Это уровень, до которого распространяются восходящие вертикальные движения (струи), порождаемые энергией неустойчивое~и. Он располагается несколько выше уровня, где температура поднимающейся частицы (струи) выравннвается с температурой окружающего воздуха (точка Е на рис. 17.1). Объясняется это тем, что до уровня вы- Подстановка в правую часть (!.1.10) принятых выше значений Т и Е дает (1//)(Е//о/г)= 6,1 10-' м-', после чего, выполнив интегрирование, находим 1п / = 6, 1 ° 10 'г + 1п /„, (1.1.11) где /о — относительная влажность иа исходном уровне (г=О).
На уровне конденсации /= 100%. На основании (1.1.11) для г„ получаем формулу 17 Облака Облака, туманы к осадка равнивания поднимающаяся частица на любой высоте имеет более высокую температуру, чем окружающий воздух, и движется вверх ускоренно (с нарастающей скоростью), Вблизи уровня выравнивания скорость частицы (струи) близка к максимальной. Выше этого уровня температура частицы становится ниже температуры среды, вертикальная скорость начинает уменьшаться, но частица по инерции продолжает подниматься вверх до уровня свободной конвекции, где скорость ее обращается в нуль.
Наблюдения показывают, что вершины кучевых облаков при их росте испытывают колебательные (пульсационные) движения с периодом 1О— 11 мин, На эту основную волну накладываются колебания с периодом около 1 мин. 1.3. Скорость конвективных движений. Существует несколько точек зрения на механизм возникновения и характер конвективных движений в атмосфере. Еще в 1905 г.
И. И. Касаткин высказал мнение, что конвекция возникает или над перегретыми (по сравнению с окружением) участками земной поверхности («контактная» конвекция), или внутри воздушной массы под влиянием силы плавучести (спонтанная, или свободная, конвекция). Наиболее правильным в настоящее время следует считать представление, учитывающее ярусный характер развития конвекции, на что впервые обратили внимание П.
А. Молчанов и Е. С. Селезнева. А. А. Скворцов исследовал это явление н пустынях Средней Азии. Первоначально в ранние утренние часы (летом) происходит перенос водяного пара и тепла в пределах примерно приземного слоя атмосферы (до высоты 50 — 100 м). Этот перенос осуществляется через мелкомасштабный турбулентный обмен. Турбулентные частицы (вихри) на каждой высоте имеют размеры примерно равные 0,4г, т. е, с увеличением высоты они возрастают. На верхней границе приземного слоя образуются вихри (струи) более крупного масштаба, которые переносят тепло и влагу примерно до уровня конденсации. И лишь вблизи последнего формируются частицы (струи), сравнимые по размерам с облаками. Некоторые исследователи (А.
Коханский, Дж. Малкус и др.) придерживаются мнения, которое было высказано еще И. И. Касаткиным: над неоднородной земной поверхностью образуются непрерывные восходящие токи в виде «труб». Под влиянием ветра трубы наклоняются или изгибаются, и там, где они достигают уровня конденсации, образуется облако. Вертикальные движения внутри облака имеют характер отдельных струй — восходящие течения чередуются в горизонтальном направлении с нисходящими. Скорость вертикальных потоков в конвективных облаках изменяется в широких пределах: от долей до 30 — 40 м/с (в кучево-дождевых облаках).
В табл. 17.1 приведены сведения о повторяемости вертикальных скоростей в кучево-дождевых (грозовых) облаках по данным измерений на самолете во Флориде и Огайо (США). Эта таблица таблица 17.1. повторяемость (тб) скоростей восходящих и нисходящих потоков в грозовых облаках (США) Высота, км и м1с Огайо Флорида Восходящие потоки 2,! 36,6 28,8 13,4 8,7 2,9 0,9 5,8 40,2 36,8 6,9 2,3 5,8 1,! 1,! !0,7 36,0 25,3 21,4 3,9 0,9 0,9 0,9 21,0 44,8 29,0 5,2 12,9 41,6 22,2 20,4 2,9 8,7 38,0 28,8 21,0 4,7 2,9 0,9 16,6 75,0 8,4 14,7 34,5 28,0 11,4 4,8 б,б 7,9 29,0 35,5 18,4 5,3 2,6 1,3 3,7 24,6 30,2 22,6 7,5 5,7 3,8 1,9 105 61 53 108 !2 104 87 103 38 Нисходящие потоки 0,00- 3,05 3,05- 6,10 6,!О- 9,15 9,15-12,20 !2,20-!5,25 15,25-!8,30 »18,30 Число слу- чаев 18,2 50,0 22,7 4,5 4,6 21,2 10,5 ' 50,0 14,3 47,6 23,8 !1,9 20,9 19,2 46,6 42,4 16,2 34,6 9,4 3,8 26,6 30,6 32,6 8,2 2,0 7,5 52,9 22,7 !1,3 3,8 1,8 9,1 36,4 22,8 !3,6 9,1 4,5 4,5 51,5 44,8 2 41,6 8,4 6,3 7,9 7,9 2,6 1, 3,0 3,1 4,6 2,3 2,4 22 41 53 ЗЗ 26 38 12 22 построена по результатам 1363 горизонтальных пересечений 76 грозовых облаков на высотах от 1,5 до 8,0 км.
Согласно табл. !7.1, наибольшая повторяемость как восходящих, так и нисходящих движений (струй) на всех высотах приходится на интервал 3,05 — 6,10 м/с. Однако чем выше расположен уровень, тем больше количество струй (особенно восходящих), вертикальная скорость которых заключена в интервалах с более высокими значениями ш (вплоть до того, что на высоте 7,62 км в Огайо максимум повторяемости положительных значений в приходится на интервал 6,10 — 9,15 мыс).
Из табл. 17.1 следует также, что количество нисходящих струй в облаке в 2 — 3 раза меньше, чем восходящих; при этом намечается тенденция к уменьшению количества нисходящих струй по сравнению с восходящими при увеличении высоты. Интервал изменения скорости нисходящих струй более узок, чем восходящих. Средняя ширина восходящих потоков 1,5 км, а нисходящих 1,2 км. 0,00-3,05 3,05-6,!О 6,10-9,15 9,!5-!2,20 12,20-15,25 !5,25-18,30 18,30-21,35 21,35-24,40 24,40-27,45 27,45-30,50 Число слу- чаев 1,02 ! бсщ ( 4,27 ! б,40 ~ 7,02 ! 1,52 ~ 2,05 ~ 4,57 ~ б,10 ! 7,б2 1 Облака 408 Облака, тумакм и осадки ьч Флорила Огайо С км и м,'с и мгс С км 1570 1,52 2520 ! 3,05 2720 ~ 4,57 2250 ( 6,10 1610 ~ 7,62 1280 2180 2540 1900 1250 2,72 2,90 2,90 2,93 3,02 1,83 3,35 6,40 7,92 2,72 2,72 2,78 2,68 2,62 На основе этого можно сделать вывод, что в кучево-дождевых облаках восходящее движение преобладает над нисходящим— результирующая скорость больше нуля.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
