Атмосферное давление и центры действия атмосферы.

Исследование основных закономерностей циркуляции атмосферы базируется на изучении термического и барического полей.

В 1917г. Горчинский Г. построил карты барического поля земного шара за 12 месяцев, базируясь на материале наблюдений (1851-1900) на довольно редкой сети станций. В 1953г. в Морском атласе в масштабе (1:150млн) аналогичные карты (в основном для океанов) были построены с использованием всей доступной информации. В 1959г.Сохриной Р.Ф., Челпановой О.М., Шаровой В.Я. на основе архива ГГО (1881-1935) подготовлены ежемесячные карты.

В 1962г. Стехновский Д.И[]. опубликовал карты давления на уровне моря за 12 мес. по материалам (1881-1940) ГГО и 248 материковых и островных станций.

Центры действия атмосферы.

Характерной чертой барического поля, представленного на этих картах, является зональное распределение атмосферного давления с чередованием зон повышенного и пониженного давления. Максимумы в северном и южном полушариях приходятся на 30-35 параллели и районы полюсов, минимумы - на 60-65 параллели и экваториальную зону. Пояса повышенного давления совпадают с зонами наибольшего количества тепла, в экваториальной зоне количество поступающего тепла значительно меньше.
К субтропическим антициклонам отнесены:

-Азорский (североатлантический),

-Гонолулский (северотихоокеанский),

- южноатлантический,

- южноиндийский,

- южнотихоокеанский.

В умеренных широтах (50-60 с.ш.) минимумы

-исландский,

-алеутский,

вокруг Антарктиды область пониженного давления.

Атмосферные вихри –циклоны и антициклоны - являются одним из важнейших динамических факторов, определяющих пространственно-временное распределение атмосферного давления. Хромов С.П. назвал области таких экстремумов центрами действия атмосферы (ЦДА) и определил их как

«области низкого и высокого давления, являющиеся статистическим результатом преобладания в данном районе барических преобразований одного знака над областями другого знака (циклон, антициклон). Теперь уже появилась возможность делить ЦДА на перманентные и сезонные, первые из которых расположны над океанами, а вторые –над материками. Тогда 4 экстремума перманентны

-азорский и гонолульский (гавайский) максимумы,

-исландский и алеутский минимумы,

а экстремумы

-сибирский и канадский максимумы,

-азиатский и калифорнийский минимумы

сезонные.

Годовая ритмика.

В северном полушарии максимум атмосферного давления приходится на зимнее время, минимум- на летнее; в южном полушарии- в противофазе.

Значительные разности между сушей и водной поверхностью в северном полушарии свидетельствуют о том, что континенты влияют на перераспределение масс воздуха - накопление их над континентами зимой и убыль – летом. Это приводит к увеличению амплитуды давления над океанами северного полушария. Максимум амплитуды (35 мб) в центре азиатского антициклона. Полугодовая гармоника появляется из-за несимметричности годового хода.

В работе [10] выполнен анализ приземного давления в узлах регулярной сетки с шагом 5° по широте и 10° по долготе северного полушария по ежедневным данным за 1950-1969 гг., а в работе Т.П. Тимофеевой [1] -

с 1880 по 1979 г. В этих работах используется разложение реализаций P(t) на годовых отрезках в ряд Фурье, трактовка коэффициентов разложения как случайных величин, оценка их средних значений и дисперсий, а также вычисляются и анализируются широтный и долготный компоненты градиента ÑR полей давления. Один из выводов этих работ состоит в том, что знание климатического годового хода позволяет получить лишь треть общей дисперсии ежедневных данных.

В настоящей работе для анализа полей давления использован массив реанализа [13] за последнее пятидесятилетие, полученный на основе усвоения всех имеющихся натурных данных в модели циркуляции атмосферы с дискретностью 1 сутки в узлах регулярной сетки с шагом 2,5° по широте и долготе севернее 45°с.ш На рис. 1.4.2.приведены результаты квантильного анализа многолетних реализаций давления с суточной дискретностью в некоторых фиксированных точках. Из рис. видно, что по сравнению с температурой воздуха в атмосферном давлении P(t) годовая ритмика в средних значениях выражена не столь ярко как в Т(t); но изменчивость P(t) проявляется в ско. В табл. 1.4.1. приведены значения моментов и квантилей распределения среднемесячного давления, подтверждающие специфику его годового хода.

Суточная ритмика.

На рис.1.4.3.приведены графики годового и суточного хода атмосферного давления в Ленинграде . Из рис.видно,что суточная ритмика атмосферного давления не столь существенна как для температуры воздуха; среднее давление мало меняется как внутри года, так и суток; ско ритмично меняется на годовом и суточном периодах[5].

В табл 1.4.2. приведены моменты и квантили распределения среднесуточного давления в тех же географических точках, что и в табл.1.4.1 и проведено сопоставление ско среднемесячных и среднесуточных значений. Из табл. следует, что изменчивость среднесуточных значений в 2-4 раза превышает изменчивость среднемесячных в различные сезоны.

В табл.1.4.3. приводятся характеристики изменчивости атмосферного давления для Ленинграда в БПКСП приближении. Согласно табл. значения P(t), хотя и допускают это приближение, но суточная ритмика более заметно проявляется в дисперсии в холодный сезон.

Синоптическая изменчивость. Флуктуации атмосферного давления в диапазоне синоптической изменчивости определяются как термо -, так и динамическими факторами, т.е. движением барических образований.

В работе [7] Тудрий В.Д.и Колобов Н.В. привели результаты статистического анализа индексов циклоничности (количество циклонов в сутки, месяц, год) по 20 районам северного полушария. Они показали,что в континентальных районах коррелограммы близки к экспонентам с убыванием до нуля при сдвигах более 5 суток; в океанических – к экспоненциально-косинусным с первым переходом через ноль при сдвигах около 5 суток.

В работе [13] Лагун В.Е. и Язев А.И предложили расширенную параметризацию циклонов через их линейные размеры, площадь, глубину, скорость перемещения и др. На рис.1.4.4. приведено глобальное распределение повторяемости внетропических циклонов зимой по результатам анализа более 90 тыс.вихрей.

Наиболее полный анализ циклонической активности за последние 40 лет выполнил С.К.Гулев (2001). Им показано, что в северном полушарии зимой в среднем наблюдается 234 циклона, из них около 100 приходится на Тихоокеанский сектор, а остальные на Атлантический; более 20 % циклонов глубже 970 гПа, время жизни циклонов имеет моду повторяемости от 2 до 3 дней, 17% циклонов живет более недели.

Физические основы синоптической изменчивости обсуждается в последующих разделах (гл.2,4).

Специфика анализа синоптической изменчивости системы временных рядов температуры Т воздуха и атмосферного давления Р состоит в том, что синоптические возмущения имеют вид импульсного случайного процесса

Форма импульса f (·) выбирается в зависимости от принятой их аппроксимации. На рис.1.4.5. представлены временные ряды Т и Р для осени 2000 г. в

С. Петербурге. В первом приближении импульс состоит из последовательности «выброса вверх высотой длительности и выброса вниз глубиной длительности « . При такой параметризации, обозначенной в (2) через X, каждый из выбросов может быть аппроксимирован треугольником. В табл.1.4.4. дано количество (N) синоптических возмущений (импульсов) и их статистические характеристики (среднее значение m,ско ,наибольшее значение, коэффициент корреляции ) по работе [15]. Приведенные значения позволяют сопоставить роль синоптических флюктуаций в изменениях Т и Р, оценить степень сезонной модуляции синоптических изменчивости.

Воспользуемся этим же приемом для сравнения различных диапазонов изменчивости атмосферного давления в одном из районов Баренцева моря.

В табл. 1.4. 5 приведены моменты и квантили изменений давления по срочным и среднемесячным значениям Р. Из табл. видно, что синоптическая изменчивость является преобладающей особенно зимой.

Пространственно – временная изменчивость.

Для анализа этой изменчивости используем модель скалярного неоднородного нестационарного поля Р(·), характеризуемого средним m*(r,t),cko (·) и ЕОФ j(·) совместно с полемÑР (·) градиентов давления

На рис.1.4.6. приведены среднее многолетнее значение и оценки ско среднемесячного атм. давления на уровне моря в январе и июле. Из рис. можно сделать вывод, что массив [13] воспроизводит основные черты пространственного распределения давления (рис.1.4.1). Более того, из-за большей полноты информации этого массива, он позволяет выявить дополнительные особенности изменчивости поля Р.

Для характеристики пространственной зависимости Р на рис1.4.7. представлены первые три ЕОФ для зимы и лета. Они, с одной стороны могут служить иллюстрацией оптимальных базисных функций разложения Р, три члена которого выбирают около 70 % дисперсии (например по сравнению с разложением по сферическим функциям, требующих для достижения аналогичного результата учета более 10 членов), а с другой стороны описывают специфику пространственного распределения дисперсии Р и форму статистической связи. Даже не прибегая к количественным критериям из рис. видно различие пространственной зависимости полей Р по сезонам года.

В табл.1.4.6.приведены средние значения вектора (имеющего модуль и направление j) градиентов полей Р, а также характеристики тензора дисперсии (имеющего линейный инвариант I₁ и направление больщой оси эллипса дисперсии a) и СКО (с осями эллипса ) градиентов ÑР полей в характерных точках для зимы и лета, вычисленные с шагом 100 км.

Значения над Атлантикой, Норвежским и Гренландским морями составляет1.0-1.3 гПа на 100 км и соизмеримы с характерными размерами эллипсов ско, вычисленным по среднемесячным значениям. При переходе к среднесуточным значениям дисперсия увеличивается в 5-8 раз .

В табл. 1.4.7.приведены оценки наклона c и свободного члена d временного компонента тренда по среднемесячным значениям Р для зимы и лета в ряде характерных точек. Согласно табл. зимой обнаруживается определенная согласованность – отрицательному тренду Р соответствует положительный тренд Т(над морями Р понижалось, а Т – возрастало).

На рис.1.4.8. представлены оценки пространственных и временных корреляционных функций поля атмосферного давления над Баренцевым морем (по работе [16]). Из рис. видно, что затухание коррелограмм довольно медленное, т.е. поле давления в однородных районах в ближайшие несколько суток довольно сильно коррелировано, а среднемесячные значения связаны в течение сезона.

В работе [12] каждое из барических образований идентифицируется системой параметров X :

- глубины dР (разность давления в центре вихря и на его границе),

- площади циклонов Sz,

- скорости перемещения V барического центра,

- продолжительности существования вихрей и др.

Эта параметризация расширяет систему параметров (2) и позволяет построить вероятностную модель синоптической пространственно – временной изменчивости полей атмосферного давления.

Рис.

1.4.1. Пространственное распределение атмосферного давления в январе и июле (по работе[3]) .

1.4.2. Годовая ритмика атмосферного давления в различных географических районах.

1.4.3. Годовой и суточный ход атмосферного давления в Ленинграде (по работе[5]) .

1.4.4. Глобальное распределение повторяемости внетропических циклонов зимой (по работе [12]).

1.4.5.Временные ряды Т и Р для осени 2000 г. в С. Петербурге(по работе [15])..

1.4.6. Среднее многолетнее значение и оценки ско среднемесячного атм. давления на уровне моря в январе и июле (по работе[14]) .

1.4.7. Первые три ЕОФ полей температуры воздуха (по работе [14]).

1.4.8. Оценки пространственных и временных корреляционных функций поля атмосферного давления над Баренцевым морем (по работе [16]).

Табл.

1.4.1. Моменты и квантили распределения среднемесячного давления.

1.4.2. Моменты и квантили распределения среднесуточного давления

1.4.3. Значения коэффициентов разложения суточного хода атмосферного давления ( )математического ожидания m(t) и ( ) дисперсии D(t) в ряд Фурье (по работе [5]).

1.4.4. Количество (N) синоптических возмущений (импульсов) и их статистические характеристики (среднее значение m,ско ,наибольшее значение, коэффициент корреляции ) по работе [15].

1.4. 5 Моменты и квантили изменений давления по срочным и среднемесячным значениям Р в точке 75° N, 30° E.

1.4.6. Средние значения вектора (имеющего модуль и направление j) градиентов полей Р, а также характеристики тензора дисперсии

(имеющего линейный инвариант I₁ и направление больщой оси эллипса дисперсии a) и СКО (с осями эллипса ) градиентов ÑР полей в характерных точках для зимы и лета, вычисленные с шагом 100 км.

1.4.7.Оценки наклона c и свободного члена d временного компонента тренда по среднемесячным значениям Р для зимы и лета в ряде характерных точек.

Лит.

1.Тимофеева Т.П. Данные о структуре и изменчивости климата.

Давление воздуха на уровне моря. Северное полушарие. Обнинск.1980.206 с.

2.Перведенцев Ю.П. и др. ЦДА и их взаимосвязь с макроциркуляционными процессами сев. полушария. МиГ 1994.№3.43-51с.

3.Дроздов О.А. и др. Климатология. Л.Гидрометеоиздат.1989. 568 с.

4.Гирская Э.И. Сазонов Б.И. Годовые колебания А давления.

Тр. ГГО.1975. вып.354.30-39с.

5 Рожков В.А., Трапезников Ю. А. Вероятностные модели океанологических процессов.Л. Гидрометеоиздат.1990.272 с.

6. Луценко Э.И. Годовые колебания термобарических полей в сев. и Ю. Полушарии. Тр.ААНИИ 1993.т.371.с.34-47.

7.Тудрий В.Д., Колобов Н.В. Флуктуации циклонических процессов в сев. полушарии. Казань.1984.164 с.

8 .Бардин М.Ю. Основные моды изменчивости повторяемости циклонов зимой в Атлантическом секторе. МиГ 2000.№1.с.42-52.

9 .Gulev S.K. Extratropical cyclone variability in the Northern Hemisphere winter. Climate Dynamics/2001/

10. Груза Г.В., Рейтенбах Р.Г. Статистика и анализ гидрометеорологических данных. Гидрометеоиздат. Л. 1982. 216 с.

11. Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь Л.Гидрометеоиздатю1974. 568 с.

12. Лагун В.Е., Язев А.И. Глобальное распределение и временная изменчивость параметров циклонических возмущений в атмосфере. Доклады РАН.1994.т.334.№5 с.642-645.

13. .Kalnay E.,et al. The NCEP/NCAR 40-Year Reanalysis Project. Bulletin of the American Meteorological Society # 3 March 1996.

14. Иванов Н.Е., Клеванцов Ю.П., Макарова А.В., Рожков В.А. Пространственно – временная изменчивость гидрометеорологических полей и их экстремумы. Изв. РГО. 2003.т.135 вып.4 с.13-35.

15. Иванов Н.Е., Клеванцов Ю.П., Рожков В.А.

Специфика дисперсионного анализа гидрометеорологических процессов и полей. Изв.РГО. 2006.т.138, вып.5, с.20-39

16.Бухановский А.В., Рожков В.А. Многомерный статистический анализ связных гидрометеорологических полей. Труды ГОИН, 2002 г., вып. 208, с.338-364.

17. Стехновский Д.И. Барическое поле земного шара.Гидрометеоиздат.М.1962. 150 с.

Табл. 1.4.3. Значения коэффициентов разложения суточного хода атмосферного давления ( )математического ожидания m(t) и ( ) дисперсии D(t) в ряд Фурье (по работе [5]).

Облака и осадки.

В атмосфере происходит постоянный круговорот водяного пара.

С поверхности материков и океанов испаряется вода, пар распространяется в атмосфере воздушными потоками и конденсируется. При конденсации образуются облака и из них выпадают осадки - дождь и снег (рис.1.5.1). В атмосфере в виде пара имеется в среднем 13 тыс. км³ воды, осадков на Земле выпадает в 45 раз больше, следовательно, пар атмосферы должен возобновляться 45 раз в год, т.е. через 8 суток.

Испарение.

Испарение- процесс, в результате которого вода с поверхности Земли ( реки, озера, океаны) поступает в атмосферу. Общее испарение составляет 577 тыс.км³ в год ( слой воды 1.13 м), на него расходуется в среднем 88 вт/м² тепла – более одной трети среднего прихода солнечной энергии на поверхность Земли. Испарение распределено неравномерно ( рис.1.5.2), например, в заливе Акаба Красного моря оно достигает 5м в год.

Молекулы воды находятся в хаотическом движении, кинетическая энергия которого зависит от температуры воды. Некоторые из них, находящиеся на поверхности жидкости, могут развить достаточную скорость, разорвать силы связи с другими молекулами воды и перейти в газообразную форму – водяной пар. Пары воды увеличивают количество газов в атмосфере и увеличивают атмосферное давление. Та часть давления, которая обусловлена водяным паром, называется упругостью пара. Молекулы водяного пара, двигаясь в воздухе над поверхностью жидкости, и ударяясь о нее, могут частично захватываться ею и переходить в жидкое состояние. Этот процесс называется конденсацией. Когда испарение и конденсация уравновешены, то воздух насыщен паром, а его давление называют упругостью насыщенного пара и она зависит от температуры. Точкой росы называется температура, при которой объем, охлаждающийся при постоянном давлении, достигает состояния насыщения по отношению к воде.

Облака образуются в результате конденсации водяного пара в свободной атмосфере. Основной процесс – адиабатическое охлаждение воздуха до точки росы. Очень часто этот процесс происходит под влиянием конвекции, когда нагревание воздуха у поверхности Земли приводит к уменьшению плотности воздуха и подъему его вверх. Обычно принято делить изучение облаков на две части: микрофизику и макрофизику. Первая из них изучает облачные частицы и физические процессы, сопровождающие образование, слияние и испарение этих частиц; вторая – структуру облачных систем и движений воздуха.

Микрофизика облаков.

Молекулярно-кинетическая теория испарения с поверхности жидкости.

В.В. Шулейкин еще в 1926г. использовал для описания беспорядочного движения молекул воды и газа выражение:

(1)

где dN - число молекул, абсолютная скорость которых лежит в интервале от V до V+dV, N - общее число молекул в 1м³,

- наивероятнейшая скорость молекулы с массой m при температуре Т

(2)

Число молекул, с составляющей скорости u (нормальной) к испаряющей поверхности:

(3)

где - коэффициент.

Из воды могут вылететь лишь те молекулы, кинетическая энергия которых достаточна для преодоления сил сцепления поверхностной пленки воды. Обозначим через А работу, необходимую молекуле для того, чтобы пробить пленку, тогда число молекул, вылетающих в секунду с 1м² будет:

(4)

Исходя из (4) теплота испарения, отнесенная к одной молекуле, есть А.

Пусть в атмосфере есть пар с упругостью е, связанный с числом молекул пара в 1м³ соотношением:

(5)

Часть молекул отражается обратно, а некоторая доля (1/L) поглощается водой, эта величина называется коэффициентом испарения (или адаптации). Для насыщенного пара упругость равна

(6)

где - число молекул насыщенного пара в 1 м³.

Тогда

(7)

Концентрация молекул вблизи поверхности воды в слое толщиной L ( длина пробега молекул) меньше насыщенной и упругость пара над поверхностью воды е₀ меньше e_S_.

Число возвращающихся в воду молекул:

меньше n₀, следовательно, происходит испарение воды.

Затраты тепла на испарение влаги показаны на рис. 1.5.3.

Фазовая структура облаков.

Облаком называют видимую совокупность капель воды или кристаллов льда, находящихся в непрерывном процессе эволюции над земной поверхностью.

Облака и туманы возникают в результате конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере. Они образуются как вследствие увеличения общего влагосодержания, так и под влиянием понижения температуры воздуха.

В свободной атмосфере (вне приземного слоя) важнейшим процессом, приводящим к понижению температуры и облакообразованию, является адиабатический подъем (восходящее движение) воздуха.

Первичным продуктом конденсации водяного пара являются капли воды. Капли возникают, растут, испаряются, поглощают; их размеры и количество меняются, они сталкиваются, сливаются, замерзают, кристаллизуются. Свойства этой совокупности зависят также от движения воздуха, изменяющего его температуру и влажность. Изменение температуры в облаке зависит от выделения или поглощения скрытого тепла и от излучения тепла его частицами. Облако-видимое проявление сложного термодинамического процесса.

Элементарными микрофизическими процессами, протекающими в облаке являются: первичная конденсация, рост капель за счет конденсации, коагуляция капель, их замерзание, образование кристаллов, их развитие и выпадение всех этих элементов из облака.

Образование облачных капель.

Фазовые переходы воды играют весьма важную роль в микрофизике облаков. Возможны переходы:

пар - жидкость (конденсация, испарение)

жидкость – твердое состояние (замерзание, таяние)

пар - твердое состояние (сублимация, выгонка)

В метеорологии особенно важны переходы слева направо, они и ведут к облакообразованию; такие фазовые переходы происходят не в условиях термодинамического равновесия. Насыщение определяется как равновесное состояние, при котором скорости испарения и конденсации равны.

Для перехода в более упорядоченное состояние молекулам приходится преодолеть высший потенциальный барьер (связанный с поверхностными силами). Поэтому не следует ожидать образование водяных капель, если влажный воздух адиабатически охлаждается до точки насыщения. В атмосфере образуются облачные капли благодаря наличию микрочастиц - ядер конденсации. Этот процесс получил название гетерогенный нуклеации (без частиц - гомогенный). Проц ессы фазовых переходов, при которых преодолевается энергетический потенциальный барьер (пар-жидкость, жидкость-лед), называется процессами нуклеации. Для перехода воды в лед нужны ледяные ядра, их очень мало, поэтому водяные капли встречаются в облаках в переохлажденном состоянии.

Облако-совокупность капелек r 10мкм в количестве 10² в 1 см³. Такая совокупность является чрезвычайно устойчивой и капли не проявляют стремления к увеличению своих размеров. Основная проблема нуклеации: "Насколько легко при случайных столкновениях и сцеплении молекул воды образуются зародышевые капельки, остающиеся устойчивыми и способными при заданных условиях продолжать существование?"

Капля устойчива, если ее размер r превышает критическое значение. Критический размер определяется балансом роста и испарения, т.к. в среднем капли меньше критического r исчезают, а больше - растут. Процесс исчезновения (испарения) зависит от Т капли и ее поверхностного натяжения. Равновесие давления пара над поверхностью капли зависит от ее кривизны, т.к.

(8)

где е_s(r) - насыщающее давление пара над поверхностью сферической капли радиусом r с поверхностным натяжением и плотностью при температуре Т, - газовая постоянная водяного пара, е_s - насыщающее давление пара над плоской поверхностью воды. Уравнение (8) вывел в 1870г. Вильям Томсон (лорд Кельвин).

В табл.1.5.1 приведены значения критического радиуса (r_с) и число молекул при

равновесии капель с паром при 0⁰С.

Табл.1.5.1.

Относит.влажность e/е_S	r_смкм	Число молекул N
1.01 1.5 2.0 5.0 10	1.2 10^-1 3.0 10^-3 1.7 10^-3 7.5 10^-4 5.2 10^-4	2.5 10⁸ 3.6 10³ 730 58 20

Из табл. можно сделать вывод, что капли мкм неустойчивы и могут испаряться

В атмосфере облачные капли формируются на ядрах конденсации (аэрозолях) и скорость образования капель определяется числом этих ядер, а не статистикой столкновений. Аэрозоли по тому как они усваивают воду делят на гигроскопические, нейтральные и гидрофобные. Для образования облаков и осадков интерес представляет лишь первая группа гигроскопичные, однако и они включают частицы с r~10^-3 мкм до r~10мкм.

Брок (1972) относит к 75% аэрозолей: 20% пыль, поднимаемая ветром, 40% морские брызги, 10% лесные пожары, 5% сгорание топлива; остальные 25% - результаты фотохимических и др. хим. реакций. Вид функций распределения аэрозолей по размерам дискуссионен, наиболее обосновано распределение Юнге (пропорциональное r³).

Рост капель за счет конденсации.

Основной процесс - диффузия. Капли радиуса r находятся в поле пара, концентрацию молекул которого на расстоянии R обозначим через n(R). В любой точке поля она удовлетворяет уравнению диффузии:

(9)

где D-молекулярный коэффициент диффузии.

Считая процесс установившемся ( ) получаем

Без предположения о стационарности

где n₀ - невозмущенное значение концентрации.

С конденсацией связано высвобождение скрытой теплоты, которая приводит к повышению температуры капли.

Диффузия тепла

где Т₂ - температура капли, Т₁ - температура среды,

К - коэффициент теплопроводности.

Рост капель со временем:

где

S - относительная влажность в окружающей атмосфере ,

F_k - теплопроводность, F_d - диффузия пара.

Для капель r<50 мкм скорость падения ~ r² и путь ~ r⁴

Увеличение пути падения позволяет разделить капли на облачные и дождевые.

Дождевые - это большие капли, которые достигают земли не испаряясь. Облачные капли - маленькие и они испаряются после выпадения из облака.

В облаках одновременно растет большое количество капель, конкурирующих за доступный водяной пар. При достаточно больших r и n сток пара может превысить скорость, с которой высвобождается избыточный пар, тормозя или поглощая процесс роста.

Избыток влаги поступает в результате охлаждения насыщенного воздуха при подъеме количество пара, доступного в заданный момент времени для растущих капель, определяются скоростью поступления пара (Р) и скоростью конденсации (С), т.е.

или

где - скорость подъема воздуха,

- скорость конденсации,

Q₁ и Q₂ - т/д переменные, задаваемые

возрастание пересыщения за счет адиабатического охлаждения при подъеме воздуха,

- убывание пересыщения за счет конденсации на каплях.

Коагуляция капель.

Рост водяных капель в облаках происходит не только вследствии конденсации на них водяного пара, но и за счет слияния их друг с другом - коагуляции капель. Различают самостоятельную и вынужденную коагуляцию. К первой относят тепловую (броуновскую) и электрическую (обусловленную электрическим притяжением заряженных и нейтральных или противоположно заряженных капель). Ко второй относят кинематическую коагуляцию, обусловленную относительным движением частиц в поле внешних сил.

Броуновская коагуляция. Следствием броуновского движения является процесс диффузии с коэффициентом

D=kTB

где B - подвижность частиц, - коэффициент динамической вязкости

Суммарный приток воды к капле за счет броуновского движения не зависит от радиуса капли и равен:

где W - водность облака.

Смолуховский ввел понятие времени коагуляции , за которое число первичных частиц уменьшается вдвое (т.е. приток воды равен массе одной капли)

Следовательно роль броуновской коагуляции в развитии естественных облаков мала.

Гравитационная (кинематическая) коагуляция. Термин введен Я.И. Френкелем для

слияния капель неодинаковых размеров, сталкивающихся благодаря разности их скоростей падения.

Модель Телфорда.

Даже в хорошо перемешиваемом облаке, имеющем повсюду одну и ту же среднюю концентрацию капель ( ) будут существовать местные отклонения концентрации от средней. В частности возможное число m капель в объеме V описывается распределением Пуассона:

Дождь образуется тогда, когда лишь одна капля из 10⁵ или 10⁶ в самом начале обгоняет в размере соседние капли и затем возрастает до размера дождевой капли путем гравитационной коагуляции.

Телфорд (1955) построил дискретную модель, исходя из того, что захватываемые облачные капли имеют один и тот же размер, и показал, что 100 капель радиусом 12,6 мкм, содержащихся в 1м³, испытывают первые 10 слияний в течение всего лишь 5 минут.

В модели непрерывного роста время слияния составило бы 33 минуты.

Процесс образования дождя рассматривается как эволюция всего спектра капель. Пусть X(R, r) коэффициент коагуляции

где E(R, r) - коэффициент столкновения капли с радиусом R с каплей радиуса r, u(·) - скорость падения, т.е. X(R, r) - вероятность того, что капли с радиусом R и r сольются. Тогда кинетическое уравнение (стохастической) коагуляции имеет вид:

(10)

где H(V₁ v) - вероятность того, что капля объемом V (радиуса R) захватит каплю объема v (радиуса r),

n(v) - спектр капель,

Уравнение (10) получено в 1953 году из уравнения Смолуховского (1916).

В настоящее время признано, что стохастические эффекты оказываются решающими на ранних стадиях коагуляции.

Электрическая коагуляция.

Л.М. Левин рассмотрел 2 вида:

- капли несут заряды разных знаков и одна из них много меньше другой,

- падающая большая заряженная капля сталкивается с малыми нейтральными

Натурные исследования показали, что в облаках сложных форм этот процесс дает ощутимый рост капель от до .

В конвективных облаках роль этого вида коагуляции еще выше.

Турбулентная коагуляция. Турбулентность сказывается на столкновениях капель двояким образом:

- крупномасштабная турбулентность приводит к столкновениям вследствие движения капель относительно воздуха ( размеры капель с разной инерцией),

- мелкомасштабная турбулентность увеличивает число столкновений капель даже одинаковых размеров.

Фазовое состояние облаков.

При изучении микроструктуры облаков основным является вопрос об их фазовом состоянии, о наличии в них капель, кристаллов или смеси их.

В аэрологии различают капельные (водяные), кристаллические и смешанные облака.

Переохлаждение капель может наблюдаться до -40⁰, до -17⁰С жидкая вода встречается более, чем в 50 % случаев, в интервале (-10 ¸ 0) - 86%.

При положительных Т облака состоят из капелек воды, при отрицательных Т – фазовая структура облаков весьма разнообразна, например, одна часть облака может быть капельной, другая – смешанной, третья – кристаллическая. Эти части могут быть расположены в разных слоях по высоте и разнесены по горизонтали. В процессе эволюции облака его фазовое строение может претерпевать изменения. Наиболее активны смешанные облака, наиболее пассивны – кристаллические. Смешанные облака неустойчивы: кристаллы растут и при отсутствии восходящих потоков, а капли испаряются или замерзают. И облака переходят в кристаллические. Скорость оледенения того или иного участка облака зависит от концентрации кристаллов. Температуры и водности. Повторяемость (%) фазового состояния облаков (фсо) умеренных широт представлена в табл.1.5.2.

Обобщение большого эмпирического материала показало, что плотность распределения

n( r ) капель в 1 см³ по размерам r аппроксимируется выражением:

где a = 1,45 , W- водность облака (г/м³)

В большинстве случаев .

Существуют и другие аппроксимации n ( r ):

Шуман 1940

n( r ) =

Левин Л.М.

n( r ) =

Возможное объяснение изменчивости - облако - случайный процесс, он меняется в пространстве и во времени, поэтому распределение - это одно из возможных приближений.

Водность облаков.

W - масса воды в жидкой и твердой фазе (в г/м³).

Первые попытки сделаны Шлагинтвайтом в 1851г. в горах в густом тумане. Он получил оценки 3,8; 3,0; 1,5. Только после войны сделаны сотрудниками ГГО и ЦАО оценки с самолетов, но в Сb запрещено летать. Они позволили установить, что W зависит от T, , нижней границы, фазового состояния, формы облака и термодинамических условий развития.

Осадки. Типичные водяные облака состоят из мельчайших капель со средним радиусом »10мк. В спокойной атмосфере они имеют скорость падения »0,01 м/сек. Если воздушная масса медленно поднимается, то они остаются примерно на одной и той же высоте. В стабильной массе капли радиусом примерно в 2 раза выше среднего могут достичь поверхности земли (за 0,5 часа с высоты 100м), но этого времени бывает достаточно для их испарения.

Те капли, которые достигают земли, имеют радиус около 1 мм, т.е. в 10⁶ раз больше, чем средний радиус. Для их образования за счет конденсации требуется несколько часов, но количество пара может быть недостаточным для такого процесса.

Поскольку осадки образуются в облаках примерно в течении часа должны быть процессы, приводящие к коагуляции капель. В настоящее время существуют 2 наиболее признанные теории.

Первая объясняет рост капель их механическим столкновением при турбулентном движении. Если это капли одного размера, то вероятность их коагуляции примерно 0,5. Когда капли разных размеров (что обусловлено различием ядер конденсации) то более крупные капли двигаются вниз быстрее более мелких и абсорбируют более мелкие. Этот процесс называют "радиальным". Он хорошо выражен в тропических кучевых облаках значительной мощности при сильных восходящих потоках и высокой влажности.

Вторая теория (Бертерона-Финдайзена) основывается на различной упругости пара под водой и льдом. В облаках при преобладающих температурах от (-12)⁰С до(-30)⁰С существует смесь кристаллов льда и переохлажденной воды.

При одной и той же Т⁰С упругость e_W по отношению ко льду меньше, чем к переохлажденной воде и может происходить испарение воды. Кристаллы льда растут за счет капель воды и достигают размеров, достаточных для выпадения из облаков. Они сталкиваются с каплями воды, сливаются и могут либо выпасть в виде дождя, снега или крупы (дождь со снегом), либо подняться с восходящим током и снова замерзнуть, а потом выпасть в виде града. Этот процесс характерен для средних и высоких широт (но не для тропиков).

Дождь. Функция n( r ) меняется от точки к точке и во времени . Капельная концентрация в ~(200 см^-3) в Сu. Водность W ~ 0,5 г/м³ типична для Cu . для Cb ~ 5г/м³.

Ледяные кристаллы. Гомогенное льдообразование описывается 2 уравнениями: одно из которых характеризует размер устойчивого зародыша, другое - вероятность появления зародыша благодаря случайной перегруппировке молекул. Оба уравнения зависят от свободной энергии поверхности кристалл-жидкость (аналогичной поверхностному натяжению). Ледяные кристаллы начинают появляться в облаке при -15⁰С (гетерогенно). Стоит образоваться зародышам, когда путем сублимации пара или замерзания переохлажденных капель сразу начинается их диффузионный рост. Уравнения диффузии такие же как и выше, но ледяной кристалл обычно не имеет сферической формы, и задача будет аналогична задачам электростатики и теории потенциала.

Дождь и снег. Зарождение осадков может быть обусловлено либо коагуляцией, либо появлением и ростом ледяных кристаллов. Функция распределения дождевых капель диаметром D имеет вид:

где = 41 R^0,21 интенсивность дождя в (см^-1), R - мм в час N₀ = 0,08 см^-4

Обычно мм, N м^-3 мм^-1

Для снега N₀= 3,8·10^-2 R^{- 0,87}.

Макрофизика облаков.

Облака наиболее легко и естественно наблюдаемое атмосферное явление. Лемарк (1802) и Говард(1803) предложили схемы классификации облаков.

Современная классификация облаков.

Перистые облака (Cirrus, Ci). Отдельные белые волокнистые облака, обычно очень тонкие и прозрачные, иногда с более плотными частями (образованиями). Высота основания в умеренных широтах обычно составляет 7-10 км, в тропиках достигает 17-18 км. Толщина слоя варьирует, иногда достигая нескольких километров.

Осадки - мелкие ледяные кристаллы облаков Ci - образуют полосы падения, но не достигают Земли.

Перисто-кучевые облака. (Cirrocumulus, Сс). Белые тонкие облака, состоящие из мелких волн, хлопьев или ряби (частично волокнистой структуры) или непосредственно переходящие в покров Ci или Cs. Высота основания в умеренных широтах составляет от 6 до 8 км, толщина слоя - 0,2-0,4 км. Осадки из облаков Сс не выпадают.

Перисто-слоистые облака. (Cirrostratus, Cs). Белая или чуть голубоватая полупрозрачная пелена, однородная либо слегка волокнистая структура; могут покрывать все небо. Высота основания в умеренных широтах составляет в среднем около 6-8 км, в очень холодных районах - существенно меньше, толщина слоя - от 0,1 км до нескольких километров. Осадки из облаков Cs не достигают Земли.

Высококучевые облака (Altocumulus, Ac). Белые, изредка сероватые или синеватые облака в виде волн или гряд, состоящих из отдельных пластин или кубов (хлопьев). Последние обычно разделены просветами голубого неба, но иногда сливаются в почти сплошной покров. Высота основания составляет от 2 до 6 км, толщина слоя - от 0,2 до 0,7 км. Осадки могут изредка выпадать в виде отдельных капель дождя или снежинок.

Высокослоистые облака (Altostratus, As). Серая или синеватая однородная и обширная пелена, местами слегка волокнистой структуры, создаваемой полосами падения осадков. На нижней поверхности пелены иногда заметны слабые волны. Высота основания составляет от 3 до 5 км, толщина слоя - около 1 км, иногда до 2 км. Осадки из As выпадают довольно часто.

Слоисто-кучевые облака (Stratocumulus, Sc). Серые крупные гряды (волны), пластины или глыбы, разделенные просветами или сливающиеся в сплошной волнистый покров неодинаковой плотности. Высота основания составляет 0,5-1,5 км, толщина слоя - от 0,2 до 0,8 км. Из непросвечивающих облаков Sc могут выпадать слабые кратковременные осадки - дождь или небольшой снег.

Слоистые облака (Stratus, St). Однородный или почти однородный слой серого или желтовато-серого цвета, сходный с туманом, приподнятым над поверхностью Земли. Часто его нижняя поверхность бывает разорванной или клочковатой. Обычно слоистые облака закрывают серой пеленой все небо, но иногда наблюдаются и в виде разорванных облачных масс. Высота основания St обычно составляет 0,1-0,7 км, толщина слоя - от 0,2 до 0,8 км. Иногда из слоистых облаков выпадает морось или мелкий снег.

Слоисто-дождевые облака (Nimbostratus, Ns). Темно-серый облачный слой, иногда с желтоватым или синеватым оттенком. При выпадении осадков слой кажется однородным. В перерывах между осадками заметна его неоднородность - местами он как бы просвечивает. Основание облаков Ns всегда размыто полосами падения осадков. Облака Ns обычно закрывают все небо без разрывов. Часто под их слоем образуются разорванные облака Frnb., иногда полностью скрывая основной слой Ns. Высота основания составляет 0,1-1,0 км, толщина слоя - от 2 до 5 км, а иногда и более. Из Ns выпадает обложной снег или дождь, иногда с перерывами.

Кучевые облака (Cumulus, Cu). Плотные развитые по вертикали облака с белыми куполообразными вершинами и с плоским сероватым или синеватым основанием. Могут быть представлены отдельными редко расположенными облаками или же значительными скоплениями, закрывающими почти все небо. Высота основания в умеренных широтах составляет обычно от 0,8 до 1,5 км. Вертикальная протяженность составляет от сотни метров до нескольких километров. Осадки обычно не выпадают.

Возникают при конвекционных движениях в атмосфере, когда отдельные массы воздуха достигают уровня конденсации и поднимаются выше него. В этой конвекции сочетаются упорядоченное вертикальные движения отдельных потоков с турбулентными. Образование и развитие кучевых облаков всегда является нестационарным (нарастающим или затухающим) процессом.

Кучево-дождевые облака (Cumulonimbus, Cb). Белые облака с темными, иногда синеватыми основаниями, поднимающиеся в виде огромных, подобных горам, облачных масс с белыми вершинами, имеющими, как правило, волокнистую структуру. В холодный сезон волокнистую структуру имеет обычно все облако. Близ холодного фронта возникает иногда облачный вал из Cb. Высота основания составляет от 0,4 до 1 км; вертикальная протяженность - более 3 км, но иногда вершина Cb достигает тропопаузы. Осадки из Cb имеют ливневый характер и летом представляют собой крупнокапельный дождь и град, а зимой - ливневый снег и крупу. Обычно из Cb выпадают кратковременные осадки большой интенсивности. В Cb часто наблюдаются грозы.

Обобщение данных наблюдений облачного покрова обычно проводится в терминах плотности распределения вероятности различных форм облачности. В табл.1.5.3 даны сведения о годовом ходе повторяемости десяти основных родов облаков для нескольких характерных районов .

Дата добавления: 2019-02-12; просмотров: 499; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

⇐ Предыдущая 4 5 6 7 8910 11 12 13 Следующая ⇒

Мы поможем в написании ваших работ!