Ефремов В.Н. Основы теории облако- и осадкообразования. Лекции

11

1. Облака верхнего яруса, т.е. выше 6 км.

2. Облака среднего яруса, т.е. от 2 до 6 км.

3. Облака нижнего яруса, т.е. ниже 2 км.

4. Облака вертикального развития.

Современная морфологическая классификация включает 10 основных форм

облаков.

№ Форма H

км

DН

км

Микро-

структура

Осадки Отличительные

признаки

Верхний

ярус

1 Перистые

Cirrus, Ci

7-10 0,1 Кристал-

лическая,

столбики

нет Волокнистая структу-

ра, хорошо просвечи-

ваются, гало

2 Перисто-

кучевые

Cirro-

cumulus

Cc

6-8 0,2-0,4

Кристал-

лическая,

столбики,

призмы

нет Хорошо просвечива-

ются, мелкие волны,

хлопья, рябь , волокни-

стые, конденсаци-

онные следы

3 Перисто-

слоистые

Cirro-

Stratus

Cs

6-8 0,1 Кристал-

лическая,

кубики,

пластины

нет Просвечиваются,

гало, в виде белой

или голубой пелены,

волокнистые

Средний

ярус

4 Высоко-

слоистые

Alto-

stratus

As

3-5 1-2 Кристал-

лическая,

капли

есть зи-

мой,

нет ле-

том

Слабо просвечивают-

ся, однородная серая

пелена

5 Высоко-

кучевые,

Alto-

cumylus

Ac

2-6 0,2-0,7

Капли,

средний

r=5-7 мкм

3-24 мкм,

редко

кристал-

лы

нет Слабо просвечивают-

ся, белые, в виде волн

или гряд с прсветами

Нижний

ярус

6 Слоисто-

кучевые

Strato-

cumulus

Sc

0,6-1,5

0,2-0,8

Капли,

средний

r=5-7 мкм

1-60 мкм,

редко

кристал-

лы, пла-

стины

нет Слабо просвечивают-

ся, серые, крупные

гряды, волны с прсве-

тами

12

7 Слоистые

Stratus

St

0,1-0,7

0,2-0,8

Капли,

средний

r=2-5 мкм

1-29 мкм,

редко

кристал-

лы, пла-

ст

ины и

снежинки

нет Не просвечивают, од-

нородные, серые

8 Слоисто-

дождевые

Nimbo-

stratus

Ns

0,1-1,0

нес-

коль-

ко км

Смешан-

ные, стол-

бики,

пластины

средний

r=7-8 мкм

2-72 мкм

облож-

ные

Не просвечивают,

темно-серый слой

Облака

верти-

кального

развития

9 Кучевые

Cumulus

Cu

Cu humilis

Cu medio-

kris

Cu conges-

tus

0,8-1,5

0,1-

нес

коль-

ко км

Капли

r=11мкм,

у основа-

ния 6 мкм

нет

отдель-

ные

капли

дождь

Не просвечивают

10 Кучево-

дождевые

Cumolo-

nimbus

Cb

0,4-1 до

тропо-

паузы

капли

внизу, кпи-

сталлы

вверху,

пластины

столбики

крупа, снег

ливень,

крупа,

град

Не просвечивают

Cu calvus-лысые,

Cu capillatus-волосатые

3. Конвективные облака

Конвективные или кучевообразные облака имеют вид изолированных облач-

ных масс. Они сильно развиты по вертикали и имеют небольшую горизонтальную

протяженность Основными процессами, приводящими к их образованию являются

термическая конвекция и турбулентный обмен.

Конвекция возникает в результате перегрева отдельных масс воздуха и вблизи

поверхности земли возникает неустойчивость. Отдельные массы воздуха начинают

перемещаться по вертикали, подчиняясь законам термодинамики. Сначала подъем

13

происходит по сухой адиабате. Поднявшись до уровня, где насыщение воздуха во-

дяным паром становится равным 100%, начинается конденсация. Далее воздух бу-

дет подниматься по влажной адиабате. Достигнув нулевой изотермы в воздухе на-

чинаются процессы кристаллизации. Подъем будет происходить до тех пор пока не

исчезнут силы плавучести, что и определяет верхнюю границу облака. Таким обра-

зом можно выделить три основных уровня:

1. Уровень конденсации, который практически совпадает с нижней границей

облаков.

2. Уровень нулевой изотермы, отделяющий переохлажденную часть облака от

теплой.

3. Уровень свободной конвекции, совпадающий с верхней границей облаков.

Распределение основных уровней в конвективном облаке

1 - кривая стратификации

2 - кривая состояния

3.1 Уравнение первого начала термодинамики для метеорологии

Для рассмотрения термодинамических процессов, происходящих в облаке ис-

пользуются выводы, вытекающие из первого начала термодинамики, которые фор-

мулируются следующим образом: количество тепла, переданное телу dq, идет на

изменение его внутренней энергии du и на совершение работы dw. Изменение

внутренней энергии частицы - это есть ее нагрев. Работу частица совершает против

внешних сил давления, расширяясь. Количественно это положение выражается в

виде уравнения первого начала термодинамики или уравнения притока тепла.

dqdudw

=

+

(1)

14

Изменение внутренней энергии выражается формулой

ducdT

v

=

(2)

где c

v

- удельная теплоемкость при постоянном объеме

dT - нагрев частицы.

Работа расширения

dwpdv

=

(3)

где р - давление

dv - увеличение объема

Подставим уравнения (2) и (3) в уравнение (1)

dqcdTpdv

v

=+

(4)

Найдем из уравнения Майера с

v

ссR

pv

-=

(5)

ccR

vp

=-

(6)

где с

р

- удельная теплоемкость при постоянном давлении,

R - универсальная газовая постоянная сухого воздуха.

Здесь с

р

= 1006 Дж/кг

.

К, c

v

= 718 Дж/кг

.

К, (с

р

- c

v

) = 288 Дж/кг

.

К, R = 287,05

м

2

/с

2.

К.

Подставим его в (4)

dqcRdTpdv

p

=-+()

или (7)

dqcdTRdTpdv

p

=-+

(8)

Возьмем уравнение состояния

pvRT

=

(10)

где v - объем.

Продифференцируем его

vdppdvRdT

+

=

или (11)

-

+

=

-

RdTpdvvdp (12)

Левая часть (12) равна последним двум членам в(8). Тогда

15

dqcdTvdp

p

=-

(13)

Найдем v из уравнения состояния

v

RT

p

=

(14)

и подставим в (13)

dqcdTRT

dp

p

=-

(15)

Получаем уравнение первого начала термодинамики в виде, как его исполь-

зуют в метеорологии.

3.2. Адиабатический процесс

Термодинамический процесс называется адиабатическим, если он протекает

без притока тепла, т.е. dq=0. Тогда Уравнение (15) примет вид.

cdTRT

dp

p

=

(16)

Уравнение показывает, что при адиабатическом процессе работа против

внешних сил давления совершается за счет внутренней энергии.

Уравнение (16) можно записать в интегральной форме.

dT

T

R

c

dp

p

T

=

òò

00

;

lnln

T

R

c

p

p00

=

;

T

p

R

c

p

00

=

æ

è

ç

ö

ø

÷

(17)

Это есть уравнение Пуассона или уравнение сухой адиабаты.

R

c

p

= 0286,

3.3. Сухоадиабатический градиент.

Уравнение статики определяет изменение давления с высотой/

dp

=

-

r

gdz

(18)

где r - плотность воздуха,

dz - приращение высоты.

g - гравитационная постоянная

Подставим его в уравнение первого начала термодинамики для адиабатиче-

ского процесса (16).

16

cdT

RTgdz

p

=-

r

(19)

или

dT

dz

RT

p

g

c

p

=-

r

(20)

Заменим

RT

p

на v через уравнение состояния воздуха и получим

dT

dz

v

g

c

p

=-

r

(21)

Величина “vr“ есть масса. Примем ее за единицу (vr=1). Тогда

-===»

dT

dz

g

c

C м

p

a

g

0981100

0

,/

(22)

3.4. Критерий устойчивости атмосферы

Распределение температуры и других метеорологических величин с высотой

называется стратификацией атмосферы. Существует понятие “кривая состояния”,

которая является сухой и влажной адиабатой. В зависимости от того, как соотно-

сятся эти две величины, можно говорить об устойчивости атмосферы. Существует

два способа оценки устойчивости атмосферы. Это:

1. Метод частицы.

2. Метод слоя.

Рассмотрим метод частицы. Здесь возможны три случая.

1. Температура в атмосфере падает быстрее, чем на 1

0

С/100 м, т.е. g > g

а

.

17

Переместим частицу с уровня z

0

на z

2

по сухой адиабате. Частица окажется на

этом уровне теплее окружающего воздуха Т

а2

< Т

2

и, следовательно, она продол-

жит самостоятельно подниматься вверх.

Переместим частицу с исходного уровня на уровень z

1

. Она окажется холод-

нее окружающего воздуха и, следователь, самостоятельно продолжит движение

вниз.

В этом случае говорят о неустойчивости атмосферы.

2. Температура в атмосфере падает с высотой на 1

0

С/100 м, т.е. g = g

а

.

z

2

z

0

z

1

- Т

2

,Т

а2

Т

0

Т

1

,Т

а1

+ Т

Т

2

= Т

а2

Т

1

= Т

а1

Безразличная стратификация

На какой бы уровень не переместить частицу ее температура будет равна тем-

пературе окружающего воздуха.

В этом случае имеем безразличную стратификацию.

3. Температура в атмосфере падает медленнее, чем на 1

0

С/100 м, т.е. g < g

а

.

18

Если частицу переместить на уровень z

2

, то она окажется холоднее окружаю-

щего воздуха и спустится на исходный уровень. Если переместить ее на уровень z

1

,

то она окажется теплее и вернется назад.

В этом случае говорят об устойчивой стратификации.

Изменение устойчивости атмосферы в зависимости от прогрева

- сухая адиабата.

В утренние часы, когда выхоложен приземный слой и наблюдается инверсия,

любая частица, поднятая на какой-то уровень по адиабате, окажется холоднее ок-

ружающего воздуха. Энергия неустойчивости отрицательна. Поэтому наблюдается

устойчивость и отсутствие конвекции (точка 1). С прогревом атмосферы может

наступить такой момент, когда частица поднимаясь будет сохранять температуру

окружающего воздуха. Энергия неустойчивости близка к нулю. Отмечается без-

различная стратификация (точка 2). Это период начала конвекции. В дневные часы

после сильного прогрева будет наблюдаться неустойчивость и сильная конвекция

(точка 3). Энергия неустойчивости положительна.

Метод частицы предполагает, что частица перемещается адиабатически. В ре-

альных условиях это предположение не выполняется, т.к. происходит теплообмен

между частицей и окружающим воздухом. Поэтому метод частицы дает завышен-

ные результаты.

19

Рассмотрим метод слоя.

Выберем какой-либо слой воздуха (z

2

- z

1

). На уровне z

1

частицы воздуха бу-

дут иметь температуру Т

1

, а на z

2

- Т

2

. Начнем поднимать частицу с z

1

, а с z

2

опус-

кать до какого-то уровня z

0

по сухой адиабате. На этом уровне частицы будут

иметь температуры T

1

’ и Т

2

’. Тогда, если разность температур будет:

1. DТ = T

1

’ - Т

2

’ = +, то неустойчивость

2. DТ = T

1

’ - Т

2

’ = -, то устойчивость.

3.5. Влажноадиабатический процесс

Сообщим частице влажного насыщенного воздуха некоторое количество теп-

ла dq. Оно пойдет на изменение внутренней энергии

ducdT

v

=

(23)

на работу расширения dw

dwpdv

=

(24)

на испарение некоторого количества воды

dqLds

L

=

(25)

т.е.

dqdudwdqcdTpdvLds

Lv

=++=++

(26)

20

где c

v

- удельная теплоемкость при постоянном объеме

dT - нагрев частицы

р - давление

dv - увеличение объема

L - удельная теплота парообразования

ds - доля пара

Проведя преобразования, аналогичные, как при выводе уравнения первого на-

чала термодинамики для сухого воздуха, получаем, что влажноадиабатический

градиент выражается формулой

gg

а a

p

L

c

ds

dz

/

=+

(27)

где

с

р

- удельная теплоемкость при постоянном давлении.

Из формулы ясно, что g

а

’ < g, т.к. при адиабатическом подъеме доля пара

уменьшается ds/dz<0.

Выше уровня конденсации устойчивость атмосферы необходимо оценивать

по отношению к влажноадиабатическому градиенту. Здесь возможны три вида

стратификации атмосферы:

1. g > g

а

’- влажнонеустойчивая

2. g = g

а

’- влажнобезразличная

3. g < g

а

’- влажноустойчивая

По отношению к сухоадиабатическому и влажноадиабатическому градиентам

возможны 5 случаев стратификации атмосферы:

1. g > g

а

> g

а

’- сухо и влажнонеустойчивая или абсолютная неустойчивость

2. g

а

= g > g

а

’- сухобезразличная и влажнонеустойчивая

3. g

а

> g > g

а

’- сухоустойчивая и влажнонеустойчивая или условно устойчивая

4. g

а

> g = g

а

’- сухоустойчивая и влажнобезразличная

5. g

а

> g

а

’> g - сухо и влажноустойчивая или абсолютная устойчивость

Рассмотрим, как может измениться стратификация в слое воздуха при его

подъеме.

Ефремов В.Н. Основы теории облако- и осадкообразования. Лекции

Подождите немного. Документ загружается.