Физические процессы в атмосферных облаках

Введение

Исследование физических процессов в атмосферных облаках

Облачная физика – это изучение физических процессов, приводящих к образованию, росту и выпадению осадков из атмосферных облаков. Эти аэрозоли встречаются в тропосфере, стратосфере и мезосфере, которые вместе составляют большую часть гомосферы. Облака состоят из микроскопических капель жидкой воды (теплые облака), крошечных кристаллов льда (холодные облака) или и того, и другого (облака смешанной фазы), а также микроскопических частиц пыли, дыма или другого вещества, известных как ядра конденсации. Облачные капли первоначально образуются в результате конденсации водяного пара на ядрах конденсации, когда пересыщение воздуха превышает критическое значение согласно теории Кёлера. Ядра конденсации необходимы для образования облачных капель из-за эффекта Кельвина, который описывает изменение давления насыщенного пара из-за кривизны поверхности. При малых радиусах количество пересыщения, необходимое для конденсации, настолько велико, что конденсация не происходит естественным образом. Закон Рауля описывает зависимость давления пара от количества растворенного вещества в растворе. При высоких концентрациях, когда облачные капли малы, требуемое пересыщение меньше, чем в отсутствие ядра. В теплых облаках более крупные облачные капли падают с большей конечной скоростью, поскольку при заданной скорости сила сопротивления на единицу веса капли для меньших капель больше, чем для крупных. Затем крупные капли могут сталкиваться с мелкими и объединяться, образуя еще более крупные капли. Когда капли становятся достаточно большими, чтобы их скорость нисхождения (относительно окружающего воздуха) превышала скорость восхождения (относительно земли) окружающего воздуха, капли могут выпадать в виде осадков. Процессы столкновения и коалесценции менее важны в облаках смешанной фазы, где преобладает процесс Бержерона. Другими важными процессами, формирующими осадки, являются обледенение, когда переохлажденная капля сталкивается с твердой снежинкой, и агрегация, когда две твердые снежинки сталкиваются и объединяются. Точные механизмы формирования и роста облаков до конца не изучены, но ученые разработали теории, объясняющие структуру облаков, изучая микрофизику отдельных капель. Достижения в области метеорологических радаров и спутниковых технологий также позволили проводить точные исследования облаков в больших масштабах.

Cloud physics is the study of the physical processes that lead to the formation, growth and precipitation of atmospheric clouds. These aerosols are found in the troposphere, stratosphere, and mesosphere, which collectively make up the greatest part of the homosphere. Clouds consist of microscopic droplets of liquid water (warm clouds), tiny crystals of ice (cold clouds), or both (mixed phase clouds), along with microscopic particles of dust, smoke, or other matter, known as condensation nuclei. Cloud droplets initially form by the condensation of water vapor onto condensation nuclei when the supersaturation of air exceeds a critical value according to Köhler theory. Cloud condensation nuclei are necessary for cloud droplets formation because of the Kelvin effect, which describes the change in saturation vapor pressure due to a curved surface. At small radii, the amount of supersaturation needed for condensation to occur is so large, that it does not happen naturally. Raoult's law describes how the vapor pressure is dependent on the amount of solute in a solution. At high concentrations, when the cloud droplets are small, the supersaturation required is smaller than without the presence of a nucleus. In warm clouds, larger cloud droplets fall at a higher terminal velocity; because at a given velocity, the drag force per unit of droplet weight on smaller droplets is larger than on large droplets. The large droplets can then collide with small droplets and combine to form even larger drops. When the drops become large enough that their downward velocity (relative to the surrounding air) is greater than the upward velocity (relative to the ground) of the surrounding air, the drops can fall as precipitation. The collision and coalescence is not as important in mixed phase clouds where the Bergeron process dominates. Other important processes that form precipitation are riming, when a supercooled liquid drop collides with a solid snowflake, and aggregation, when two solid snowflakes collide and combine. The precise mechanics of how a cloud forms and grows is not completely understood, but scientists have developed theories explaining the structure of clouds by studying the microphysics of individual droplets. Advances in weather radar and satellite technology have also allowed the precise study of clouds on a large scale.

История физики облаков

Современная физика облаков началась в XIX веке и была описана в ряде публикаций. Отто фон Геррике первым предположил, что облака состоят из водяных пузырьков. В 1847 году Август Уоллер использовал паутину для исследования капель под микроскопом. Эти наблюдения были подтверждены Уильямом Генри Дайном в 1880 году и Ричардом Асманом в 1884 году.

Адиабатическое охлаждение: поднимающиеся пакеты влажного воздуха

Когда вода испаряется с поверхности Земли, воздух над этой областью становится влажным. Влажный воздух легче окружающего сухого воздуха, создавая неустойчивую ситуацию. Когда накапливается достаточно влажного воздуха, весь он поднимается как единый блок, не смешиваясь с окружающим воздухом. По мере образования большего количества влажного воздуха у поверхности, процесс повторяется, в результате чего в виде отдельных блоков поднимается ряд порций влажного воздуха, формируя облака. Этот процесс происходит, когда один или несколько из трех возможных механизмов подъема – циклонический/фронтальный, конвективный или орографический – заставляют воздух, содержащий невидимый водяной пар, подниматься и охлаждаться до точки росы, температуры, при которой воздух становится насыщенным. Основным механизмом этого процесса является адиабатическое охлаждение. Атмосферное давление уменьшается с высотой, поэтому поднимающийся воздух расширяется, затрачивая энергию и охлаждаясь, что приводит к конденсации водяного пара в облака. Водяной пар в насыщенном воздухе обычно притягивается к ядрам конденсации, таким как частицы пыли и соли, достаточно малые, чтобы удерживаться в воздухе при нормальной циркуляции. Капли воды в облаке обычно имеют радиус около 0,002 мм. Капли могут сталкиваться, образуя более крупные капли, которые остаются в воздухе до тех пор, пока скорость поднимающегося воздуха внутри облака равна или превышает терминальную скорость капель. Для неконвективных облаков высота, на которой начинается конденсация, называется уровнем поднятой конденсации (LCL), который приблизительно определяет высоту основания облака. Свободно конвективные облака обычно формируются на высоте уровня конвективной конденсации (CCL). Водяной пар в насыщенном воздухе обычно притягивается к ядрам конденсации, таким как частицы соли, достаточно малые, чтобы удерживаться в воздухе при нормальной циркуляции. Если процесс конденсации происходит ниже уровня замерзания в тропосфере, ядра помогают превратить пар в очень маленькие капли воды. Облака, формирующиеся непосредственно над уровнем замерзания, состоят в основном из переохлажденных капель, в то время как те, которые конденсируются на больших высотах, где воздух намного холоднее, обычно принимают форму ледяных кристаллов. Отсутствие достаточного количества ядер конденсации на уровне конденсации и выше приводит к тому, что поднимающийся воздух становится перенасыщенным, и образование облаков, как правило, подавляется.

As water evaporates from an area of Earth's surface, the air over that area becomes moist. Moist air is lighter than the surrounding dry air, creating an unstable situation. When enough moist air has accumulated, all the moist air rises as a single packet, without mixing with the surrounding air. As more moist air forms along the surface, the process repeats, resulting in a series of discrete packets of moist air rising to form clouds. This process occurs when one or more of three possible lifting agents—cyclonic/frontal, convective, or orographic—causes air containing invisible water vapor to rise and cool to its dew point, the temperature at which the air becomes saturated. The main mechanism behind this process is adiabatic cooling. Atmospheric pressure decreases with altitude, so the rising air expands in a process that expends energy and causes the air to cool, which makes water vapor condense into cloud. Water vapor in saturated air is normally attracted to condensation nuclei such as dust and salt particles that are small enough to be held aloft by normal circulation of the air. The water droplets in a cloud have a normal radius of about 0.002 mm (0.00008 in). The droplets may collide to form larger droplets, which remain aloft as long as the velocity of the rising air within the cloud is equal to or greater than the terminal velocity of the droplets. For non convective cloud, the altitude at which condensation begins to happen is called the lifted condensation level (LCL), which roughly determines the height of the cloud base. Free convective clouds generally form at the altitude of the convective condensation level (CCL). Water vapor in saturated air is normally attracted to condensation nuclei such as salt particles that are small enough to be held aloft by normal circulation of the air. If the condensation process occurs below the freezing level in the troposphere, the nuclei help transform the vapor into very small water droplets. Clouds that form just above the freezing level are composed mostly of supercooled liquid droplets, while those that condense out at higher altitudes where the air is much colder generally take the form of ice crystals. An absence of sufficient condensation particles at and above the condensation level causes the rising air to become supersaturated and the formation of cloud tends to be inhibited.

Фронтальный и циклонический подъем

Фронтальный и циклонический подъем проявляются в наиболее чистом виде, когда стабильный воздух, незначительно или вовсе не нагретый от поверхности, вынужден подниматься вверх на погодных фронтах и вокруг центров низкого давления. Теплые фронты, связанные с внетропическими циклонами, как правило, генерируют преимущественно перистые и слоистые облака на обширной территории, если приближающаяся теплая воздушная масса стабильна. В противном случае, в основной слой осадков обычно встроены мощные кучевые или кучево-дождевые облака. Холодные фронты обычно движутся быстрее и образуют более узкую полосу облаков, состоящую преимущественно из слоисто-кучевых, кучевых или кучево-дождевых облаков, в зависимости от стабильности теплого воздуха непосредственно перед фронтом.

Конвективный подъем

Другим фактором является плавучее конвективное движение вверх, вызванное значительным дневным солнечным нагревом на уровне поверхности или относительно высокой абсолютной влажностью. Если воздух вблизи поверхности становится чрезвычайно теплым и нестабильным, его восходящее движение может стать весьма бурным, приводя к образованию мощных кумулонимбиформных облаков, способных вызвать сильные погодные явления. По мере того как крошечные частицы воды, составляющие облако, объединяются, образуя дождевые капли, они притягиваются к земле силой тяжести. Обычно капли испаряются ниже уровня конденсации, но сильные восходящие потоки замедляют падение капель, удерживая их в воздухе значительно дольше. Чем дольше дождевые капли остаются в воздухе, тем больше времени у них есть для роста и превращения в более крупные капли, которые в конечном итоге выпадают в виде сильных ливней. Дождевые капли, поднимающиеся выше уровня замерзания, сначала переохлаждаются, а затем замерзают, образуя мелкий град. Замороженное ледяное ядро может увеличиваться в размере, проходя через один из этих восходящих потоков, и циклически перемещаться между восходящими и нисходящими потоками, пока, наконец, не станет достаточно тяжелым, чтобы выпасть на землю в виде крупного града. Разрез градины показывает слои льда, свидетельствующие о неоднократном прохождении через слои переохлажденной воды. Обнаружены градины диаметром до . Конвективный подъем может происходить в нестабильной воздушной массе, удаленной от фронтов. Однако очень теплый нестабильный воздух также может присутствовать вблизи фронтов и центров низкого давления, часто формируя кумулиформные и кумулонимбиформные облака в более высокой и активной концентрации благодаря сочетанию фронтального и конвективного подъема. Как и в случае конвективного подъема, не связанного с фронтами, увеличение нестабильности способствует вертикальному росту облаков и повышает вероятность сильных погодных явлений. В относительно редких случаях конвективный подъем может быть достаточно мощным, чтобы прорваться через тропопаузу и поднять вершину облака в стратосферу.

Another agent is the buoyant convective upward motion caused by significant daytime solar heating at surface level, or by relatively high absolute humidity. The equivalent diameter of these droplets is about
If air near the surface becomes extremely warm and unstable, its upward motion can become quite explosive, resulting in towering cumulonimbiform clouds that can cause severe weather. As tiny water particles that make up the cloud group together to form droplets of rain, they are pulled down to earth by the force of gravity. The droplets would normally evaporate below the condensation level, but strong updrafts buffer the falling droplets, and can keep them aloft much longer than they would otherwise. Violent updrafts can reach speeds of up to The longer the rain droplets remain aloft, the more time they have to grow into larger droplets that eventually fall as heavy showers. Rain droplets that are carried well above the freezing level become supercooled at first then freeze into small hail. A frozen ice nucleus can pick up in size traveling through one of these updrafts and can cycle through several updrafts and downdrafts before finally becoming so heavy that it falls to the ground as large hail. Cutting a hailstone in half shows onion like layers of ice, indicating distinct times when it passed through a layer of super cooled water. Hailstones have been found with diameters of up to
Convective lift can occur in an unstable air mass well away from any fronts. However, very warm unstable air can also be present around fronts and low pressure centers, often producing cumuliform and cumulonimbiform clouds in heavier and more active concentrations because of the combined frontal and convective lifting agents. As with non frontal convective lift, increasing instability promotes upward vertical cloud growth and raises the potential for severe weather. On comparatively rare occasions, convective lift can be powerful enough to penetrate the tropopause and push the cloud top into the stratosphere.

Орфографический подъемник

Третий источник подъёмной силы — циркуляция ветра, вынуждающая воздух подниматься над физическим препятствием, таким как гора (орографический подъём).

Неадиабатическое охлаждение

Наряду с адиабатическим охлаждением, требующим наличия восходящего потока, существуют три других основных механизма понижения температуры воздуха до точки росы. Все они происходят у поверхности земли и не требуют подъема воздуха. Проводящее, радиационное и испарительное охлаждение могут вызывать конденсацию у поверхности, приводя к образованию тумана. Проводящее охлаждение происходит, когда воздух из относительно теплого источника соприкасается с более холодной поверхностью, например, когда теплый морской воздух перемещается над более холодной сушей. Радиационное охлаждение возникает из-за излучения инфракрасного излучения самим воздухом или поверхностью под ним. Этот тип охлаждения наиболее распространен ночью при ясной погоде. Испарительное охлаждение происходит при добавлении влаги в воздух посредством испарения, что приводит к понижению температуры воздуха до температуры влажного термометра, а иногда и до точки насыщения.

Добавление влаги в воздух

Существует пять основных способов поступления водяного пара в воздух. Увеличение содержания водяного пара может происходить при сходимости ветров над водой или влажной почвой в районах восходящих потоков воздуха. Осадки или вирга, выпадающие сверху, также повышают влажность. Дневной нагрев вызывает испарение воды с поверхности океанов, водоемов или влажной земли. Транспирация растений – еще один типичный источник водяного пара. Наконец, холодный или сухой воздух, перемещающийся над более теплой водой, становится более влажным. Как и в случае дневного нагрева, добавление влаги в воздух увеличивает его теплоемкость и неустойчивость, а также способствует развитию процессов, приводящих к образованию облаков или тумана.

Сверхнасыщенность

Количество воды, которое может существовать в виде пара в заданном объеме, увеличивается с повышением температуры. Когда количество водяного пара находится в равновесии над плоской поверхностью воды, уровень давления пара называют точкой насыщения, а относительная влажность составляет 100%. При этом равновесии количество молекул, испаряющихся из воды, равно количеству молекул, конденсирующихся обратно в воду. Если относительная влажность превышает 100%, состояние называется перенасыщенным. Перенасыщение происходит при отсутствии ядер конденсации. Поскольку давление насыщенного пара пропорционально температуре, холодный воздух имеет более низкую точку насыщения, чем теплый. Разница между этими значениями лежит в основе образования облаков. Когда насыщенный воздух охлаждается, он больше не может удерживать прежнее количество водяного пара. При благоприятных условиях избыток воды конденсируется из воздуха до достижения более низкой точки насыщения. Альтернативно, вода может оставаться в парообразном состоянии, даже превышая точку насыщения, что приводит к перенасыщению. Перенасыщение более чем на 1–2% относительно воды редко наблюдается в атмосфере, поскольку обычно присутствуют ядра конденсации облаков. Значительно более высокая степень перенасыщения возможна в чистом воздухе и является основой работы облачной камеры. Приборов для измерения перенасыщения в облаках не существует.

Суперохлаждение

Капли воды обычно остаются в жидком состоянии и не замерзают, даже при температурах значительно ниже 0 °C (32 °F). Ядра льда, которые могут присутствовать в атмосферной капле, становятся активными для образования льда при определенных температурах в диапазоне от 0 °C (32 °F) до -38 °C (-36 °F), в зависимости от геометрии и состава ядра. Без ядер льда, переохлажденные капли воды (а также любая чрезвычайно чистая жидкость) могут существовать до температуры около -38 °C (-36 °F), после чего происходит спонтанное замерзание.

Коллизия-коалесценция

Одна из теорий, объясняющих, как поведение отдельных капель в облаке приводит к образованию осадков, – это процесс коллизионного объединения. Капли, взвешенные в воздухе, взаимодействуют друг с другом, либо сталкиваясь и отскакивая, либо сливаясь в более крупную каплю. В конечном итоге капли становятся достаточно большими, чтобы выпадать на землю в виде осадков. Процесс коллизионного объединения не играет существенной роли в образовании облаков, так как капли воды обладают относительно высоким поверхностным натяжением. Кроме того, возникновение коллизионного объединения тесно связано с процессами перемешивания при захвате воздуха.

Процесс Бержерона

Основной механизм образования ледяных облаков был открыт Тором Бержероном. Процесс Бержерона заключается в том, что давление насыщения водяного пара, то есть количество водяного пара, которое может содержать определенный объем, зависит от того, с чем этот пар взаимодействует. В частности, давление насыщения паров над льдом ниже, чем давление насыщения паров над водой. Водяной пар, взаимодействующий с капелькой воды, может быть насыщенным при 100% относительной влажности, но такое же количество водяного пара будет перенасыщенным при взаимодействии с ледяной частицей. Водяной пар будет стремиться к равновесию, поэтому избыточный водяной пар будет конденсироваться в лед на поверхности частицы. Эти ледяные частицы в конечном итоге становятся ядрами для роста более крупных кристаллов льда. Этот процесс происходит только при температурах от 0 °C (32 °F) до -40 °C (-40 °F). Ниже -40 °C (-40 °F) жидкая вода будет спонтанно образовывать зародыши и замерзать. Поверхностное натяжение воды позволяет капле оставаться в жидком состоянии значительно ниже нормальной температуры замерзания. В этом случае образуется переохлажденная жидкая вода. Процесс Бержерона основан на взаимодействии переохлажденной жидкой воды (SLW) с ледяными ядрами для образования более крупных частиц. Если количество ледяных ядер недостаточно по сравнению с количеством SLW, то формирование капель будет затруднено. Процесс, при котором ученые искусственно засевают облака ледяными ядрами для стимулирования осадков, известен как засевание облаков. Это может способствовать выпадению осадков из облаков, которые в противном случае не дали бы дождя. Засевание облаков добавляет избыток искусственных ледяных ядер, что смещает баланс в сторону увеличения их количества по сравнению с количеством переохлажденной жидкой воды. В перенасыщенном облаке образуется множество частиц, но каждая из них будет очень маленькой. Это может быть использовано в качестве профилактической меры в районах, подверженных риску градовых бурь.

Определение свойств

Спутники используются для сбора данных о свойствах облаков и другой информации, включая количество облаков, высоту, инфракрасную излучательную способность, видимую оптическую толщину, обледенение, эффективный размер частиц как для жидких, так и для ледяных облаков, а также температуру и давление на верхней границе облака.

Обнаружение

Наборы данных о свойствах облаков собираются с использованием спутников, таких как MODIS, POLDER, CALIPSO или ATSR. Приборы измеряют излучение облаков, на основе которого извлекаются необходимые параметры. Обычно это выполняется с применением обратной теории. Метод обнаружения основан на том, что облака, как правило, выглядят ярче и холоднее, чем земная поверхность. Однако это создает трудности при обнаружении облаков над светлыми (высокоотражающими) поверхностями, такими как океаны и лед.

Сплоченность и распад

Во всей гомосфере (включающей тропосферу, стратосферу и мезосферу) действуют силы, способные повлиять на структурную целостность облака. Существует предположение, что пока воздух остается насыщенным, естественная сила когезии, удерживающая молекулы вещества вместе, может препятствовать распаду облака. Однако это предположение содержит логическую ошибку, поскольку капли воды в облаке не находятся в контакте друг с другом и, следовательно, не выполняют условие, необходимое для проявления межмолекулярных сил когезии. Рассеивание облака может произойти, когда процесс адиабатического охлаждения прекращается, а восходящие потоки воздуха сменяются опусканием. Это приводит к некоторому адиабатическому потеплению воздуха, в результате чего капли или кристаллы облака могут снова превратиться в невидимый водяной пар. Более сильные факторы, такие как сдвиг ветра и нисходящие потоки, также могут воздействовать на облако, но они в основном ограничены тропосферой, где происходит почти вся погода на Земле. Типичное кучевое облако весит около 500 метрических тонн, или 1,1 миллиона фунтов, что эквивалентно весу 100 слонов.

Модели

Существует две основные схемы моделей, описывающие физику облаков. Наиболее распространенными являются модели объемной микрофизики, использующие средние значения для описания свойств облаков (например, содержание воды в дожде, содержание льда). Эти свойства могут представлять только первый порядок (концентрацию) или также второй порядок (массу). Второй вариант – использование схем микрофизики, основанных на разделении по размерам частиц, которые сохраняют моменты (массу или концентрацию) для каждого размера частиц. Модели объемной микрофизики значительно быстрее, чем схемы микрофизики, основанные на разделении по размерам, но менее точны.