- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
В последние десятилетия уделяется большое внимание исследованию условий образования и укрупнения облачных элементов, с которыми тесно связан расчет интенсивности осадков. Решение этих проблем, в свою очередь, тесно связано с изучением движения атмосферы и поля ее температуры. Такая взаимосвязь и взаимообусловленность большого числа явлений и процессов, участвующих в образовании облачности и осадков, значительно осложняет решение проблемы их образования.
Остановимся на описании процесса роста облачных элементов и образования осадков с качественной стороны.
В начальной стадии развития облака, по современным представлениям, основную роль в укрупнении зародышевых облачных элементов играет процесс конденсации водяного пара. Конденсация происходит благодаря небольшому пересыщению водяного пара по отношению к поверхности облачных капель. Особенно быстро начинают расти облачные элементы после того, как в облаке наряду с переохлажденными каплями появляются кристаллы льда. При этих условиях начинается перегонка водяного пара с переохлажденных капель на кристаллы льда вследствие того, что давление насыщенного водяного пара над водой больше, чем над льдом.
Во второй стадии, после того как капли, и кристаллы льда вырастают до г = 20 ... 60 мкм, преобладающую роль начинает играть процесс слияния (коагуляции) облачных элементов. Коагуляция облачных элементов обусловлена в основном различной скоростью их падения (гравитационная коагуляция). Известную роль играет коагуляция, обусловленная турбулентным и броуновским движением, электростатическими силами и др. Благодаря коагуляции капли и кристаллы вырастают от десятков микрометров до нескольких миллиметров (снежные хлопья и градины — до нескольких сантиметров).
Капли разных размеров падают под действием силы тяжести с различной скоростью, в результате чего они соударяются друг с другом. Однако пока капли мелкие, их столкновение и слияние маловероятно. С ростом капель разность скоростей падения увеличивается, что обеспечивает все более благоприятные условия для их столкновения и слияния. Теория показывает, что скорость роста капель »а счет коагуляции пропорциональна квадрату радиуса, а скорость конденсационного роста обратно пропорциональна радиусу.
Исключительно важную роль в процессе укрупнения облачных элементов и образования осадков играют вертикальные движения внутри облака.
Во-первых, при восходящем движении понижается температура воздуха, что определяет пересыщение водяного пара и конденсационный рост капель до размеров, при которых активную роль начинает играть слияние капель.
Во-вторых, капли, поднятые на большую высоту восходящим потоком, должны при падении пройти значительную толщу облака, благодаря чему их размеры существенно возрастают за счет коагуляции.
Петтерсен обратил внимание еще на один эффект, который приводит к усилению роста капель за счет конденсации водяного пара — эффект разности температур облачных элементов. Такие разности температур возникают в результате того, что в облаке наблюдаются восходящие и нисходящие движения (струи). Капли, пришедшие сверху, в среднем оказываются на данном уровне холоднее капель, пришедших на тот же уровень снизу. Эти разности температур невелики (десятые доли градуса Цельсия), но при высоких положительных температурах (в низких широтах) они могут играть заметную роль. Если две соседние капли с одинаковым радиусом имеют температуру T1 и Т2 (T1 < T2), то давления насыщения над поверхностью этих капель находятся в соотношении Е1 < Е2 . Вследствие этого начнется перегонка пара с теплой капли на холодную. Обозначим разность давлений водяного пара через ΔЕТ = Е2 – Е1.
На рис. 18.6 приведена кривая зависимости разности ΔЕл = Е - Ел давлений водяного пара над водой и льдом от температуры. Эта разность принимает максимальное значение
(ΔЕл)т = 0,264 гПа при Т = -12 °С. Кривые А, В, С описывают зависимость разности ΔT
от температуры при следующем фиксированном значении разности ΔЕТ: кривая А при ΔЕТ = (ΔЕл)т, кривая В при ΔЕТ = (ΔЕл)т/2, кривая В при
ΔЕТ = (ΔЕл)т/4.
Для возникновения эффекта конденсации, сравнимого с эффектом появления твердой фазы (кристаллов) в облаке, необходимо, чтобы разность AT была равна нескольким градусам Цельсия при низких отрицательных температурах и всего лишь долям градуса Цельсия при высоких положительных температурах. Поскольку большие разности температур в облаках не отмечаются, этот эффект не играет заметной роли в умеренных и высоких широтах, где облака имеют, как правило, низкую температуру, и оказывается существенным в таких широтах, где нижняя часть облаков находится в области высоких положительных температур.