Составители:
Рубрика:
тропопаузе, то рассчитанное распределение водности (q
w
) в облаке имеет вид, представленный на
рис. 5.1 для нескольких значений безразмерного параметра η=\sqrt{kt/H
2
}. Решение системы (5.14)
получено при (w/k)H=1; 0, T=273K, q
1
=2 г/кг, H=10 км. Из рисунка видно, что при малых значениях
η (при заданных k и H это соответствует малым t), облачность образуется лишь на больших высотах
и водность таких облаков мала. Такой режим характерен для перисто-слоистой облачности. С
течением времени нижняя граница облаков опускается, водность их возрастает (облачность типа
высокослоистой и слоисто-дождевой).
Следовательно, образование фронтальной облачности начинается сверху.
Необходимо подчеркнуть, что скорость перемещения границ облачности отличается от
скорости упорядоченного вертикального движения воздуха (вплоть до различия в знаках). Кроме
того, анализ решения уравнений показывает, что облачность может возникнуть под влиянием
переноса и перераспределения водяного пара без влияния температуры.
Отметим, что образование и развитие слоистообразных облаков определенным образом
влияет на термическую стратификацию атмосферы. Проявляется это, например, в образовании под
облаком или над ним инверсии температуры.
Рассмотрим второй предельный случай обсуждаемой системы уравнений: динамику
конвективных облаков. Начнем с выяснения условий устойчивости в атмосфере.
5.3. Условия устойчивости в атмосфере
Кучевые или конвективные облака возникают при конвективных движениях в атмосфере.
Различают сухую конвекцию, энергия для которой поступает от нагретой подстилающей
поверхности, и влажную конвекцию, преобладающая часть энергии которой получается за счет
скрытой теплоты конденсации (сублимации). Для возникновения и развития конвективных облаков в
атмосфере необходимо наличие атмосферной неустойчивости. Существует несколько методов,
использующих разные критерии, оценки степени конвективной неустойчивости атмосферы.
Метод «частицы» рассматривает подъем малого объема воздуха («частицы») под
воздействием сил плавучести в неподвижной окружающей атмосфере. Предполагается, что подъем
«частиц» происходит адиабатически, без обмена с окружающей средой теплотой, массой и
количеством движения. Уравнение движения такой «частицы» с единичной массой имеет вид:
Здесь w — скорость вертикального движения «частицы»; ρ
′
— плотность «частицы»; p
′
— давление.
Так как, по предположению, окружающая атмосфера неподвижна, то поведение ее «частиц»
описывается уравнением
Тогда, используя это уравнение, условие квазистатичности и уравнение состояния, получаем
(5.15)
Из (5.15) следует, что при T
′
>T выделенная «частица» движется ускоренно вверх (dw/dt>0); при T
′
=T
ее вертикальное перемещение происходит с постоянной скоростью, а при T
′
<T происходит
торможение движущейся «частицы» (dw/dt<0). Пусть T
′
=T
0
′
-γ
a
z, T=T
0
-γz (T
0
′
и T
0
— начальная
температура «частицы» и воздуха соответственно; γ
a
, γ— вертикальный сухоадиабатический
градиент температур «частицы» и в окружающей ее среде). Тогда T
′
-T=T
0
′
-T
0
-z(γ
a
-γ)=∆T
0
-z(γ
a
-γ).
Следовательно, высота z, на которой T
′
=T (тем самым достигается равновесное положение
всплывающей «частицы»), равна z
*
=∆T
0
/(γ
a
-γ).
Таким образом, высота подъема малого объема воздуха («частицы») определяется начальной
разностью температур и величиной вертикального градиента температуры γв окружающем воздухе.
Достигнув уровня z
*
«частица» может подняться по инерции выше. При этом ее температура станет
ниже, чем температура окружающего воздуха, и она будет стремиться вернуться к уровню z
*
.
Вертикальные смещения объемов воздуха могут происходить не только под влиянием
начального перегрева, возможны и механические причины, например, шероховатость поверхности.
Как и в механике, здесь можно выделить три случая: 1) «частица» воздуха, будучи поднята на
некоторую высоту внешней силой, на этом уровне и останется — безразличное состояние
Страницы
- « первая
- ‹ предыдущая
- …
- 83
- 84
- 85
- 86
- 87
- …
- следующая ›
- последняя »
