Составители:
Рубрика:
обмен и вертикальные потоки. Наблюдения показали, что в облаках и под облаками преобладает
сильно развитый турбулентный обмен, а над облаками располагаются слои со слабо развитой
турбулентностью, играющие роль задерживающих. Например, в умеренных широтах зимой средние
величины коэффициента турбулентности составляют 27; 56; 55; 59; 66 м
2
/с, а в Арктике летом k=26;
39; 33 м
2
/с. В отдельных случаях k может достигать 250÷300 м
2
/с. Статистическая обработка данных,
полученных во время полетов в слоистообразных облаках, показала, что для умеренных широт
наиболее характерен коэффициент турбулентности, равный в облаках 40÷50 м
2
/с и 10÷20 м
2
/с вне
облаков.
По материалам полетов оценены также величины скорости вертикальных потоков (w) в
облаках. Полученные данные являются средними для горизонтальных площадок протяженностью 10
км, соответствующих расстоянию, проходимому самолетом- лабораторией за 2 мин. Оказалось, что
наиболее характерные положительные значения скорости составляют 30÷40 см/с, а отрицательные —
25÷30 см/с. Мгновенные вертикальные пульсации скорости потоков могут достигать 3 м/с. В
среднем по такому облаку можно считать, что скорость восходящих потоков составляет 1÷10 см/с.
Наряду с упорядоченным подъемом или опусканием воздуха существенный вклад в развитие
слоистообразных облаков вносит турбулентность, поэтому в исходной системе уравнений должны
быть учтены оба эти фактора. Так как атмосферные параметры для слоистообразной облачности
изменяются по горизонтали в сравнительно узких пределах, то мы можем рассматривать задачу
образования таких облаков как одномерную. Функции p(z) и ρ(z) обычно задают в виде
экспоненциальных при некоторой средней температуре (T); вертикальная скорость (w) либо
рассчитывается из уравнения неразрывности, либо задается постоянной. В результате для описания
трансформации слоистообразного жидко–капельного облака будем иметь следующую систему
уравнений:
(5.9)
где
Введем удельную водность δ=q
w
/ρ и образуем новую функцию S, соответствующую полному
удельному влагосодержанию воздуха:
(5.10)
Используем эту функцию для исключения из системы (5.9) величины m
w
. Тогда уравнение
сохранения удельного влагосодержания будет иметь следующий вид:
(5.11)
где ρ kδ∆δ — величина турбулентного потока облачных капель; F
g
=w
k
ρδ — величина потока капель
в результате их гравитационного осаждения; w
k
— средняя скорость гравитационного осаждения
капель. Сопоставляя уравнение (5.11) с уравнением для удельной влажности (5.9), выводим
Отсюда
(5.12)
Полагая далее k
q
=kδ=k и деля обе части уравнения притока теплоты на ρ c
p
, с учетом (5.9), (5.12)
будем иметь:
(5.13)
Страницы
- « первая
- ‹ предыдущая
- …
- 81
- 82
- 83
- 84
- 85
- …
- следующая ›
- последняя »
