Влияние интегральных характеристик атмосферы на вымывание аэрозольных примесей из конвективных облаков

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

Во многих отраслях науки во второй половине XX века в связи с быстрым развитием вычислительной техники в России начали интенсивно развиваться численные методы исследований физических процессов, происходящих в различных системах. Это было тем более своевременно, что экспериментальные исследования в силу экономических причин оказались очень дороги и могли проводиться в весьма ограниченном объеме.

Именно этот процесс наблюдался и в области физики облаков. Удаленность объекта от подстилающей поверхности, сложность и многообразие процессов облако и осадкообразования диктовали необходимость развития такого подхода. В результате уже к концу 20 века был создан целый ряд численных моделей облаков разного уровня сложности и детальности описания зарождения и эволюции атмосферных облаков и осадков. Разработанные модели стали использоваться как в исследовательских целях для решения фундаментальных проблем физики облаков при естественном развитии и при активных воздействиях, так и для решения таких прикладных задач как оценка эффективности активных воздействий с поставленной целью (подавление града, регулирование осадков из облаков и др.).

Вопросами исследования конвективных облаков занимаются не одно десятилетие. Конвективное облако является объектом этого воздействия с целью искусственного регулирования осадков.

Необходимость разработки проектов и дальнейших исследований в данном направлении подтверждается целым рядом актуальных факторов, связанных со многими аспектами деятельности человека и охраны окружающей среды.

Во-первых, развитие конвективных облаков сопровождается целым рядом опасных явлений: градобитий, гроз, молний, смерчей, осадков в виде огромного количества снега в крупных промышленных центрах. Поэтому исследования в данном направлении весьма важно для уменьшения потерь от подобных явлений.

Важным аспектом в данном направлении является вопрос охраны окружающей среды от вредных веществ. Атмосферный воздух является самой важной жизнеобеспечивающей природной средой и представляет собой смесь газов и аэрозолей приземного слоя атмосферы, сложившуюся в ходе эволюции Земли, деятельности человека и находящуюся за пределами жилых, производственных и иных помещений. Результаты экологических исследований, как в России, так и за рубежом, однозначно свидетельствуют о том, что загрязнение приземной атмосферы - самый мощный, постоянно действующий фактор воздействия на человека, пищевую цепь и окружающую среду. При экстремальных ситуациях, сопровождающихся выбросом большого количества аэрозоля в атмосферу, особенно в случаях, когда аэрозольные примеси содержат радиоактивные либо токсичные вещества, необходимо принятие мер по предотвращению их распространения. Наиболее эффективным способом достижения указанной цели является искусственное вымывание загрязняющих веществ на подстилающую поверхность вблизи эпицентра аварии. Кроме того, большинство работ по активному воздействию на осадкообразование проводятся с помощью реагентов, опасных для атмосферного воздуха [1].

Цель работы состоит в исследовании влияния интегральных характеристик атмосферы на вымывание аэрозольных примесей из конвективных облаков.

В данной работе были поставлены следующие задачи:

1. Проанализировать современные теоретические основы о конвективных облаках, осадкообразовании, численной модели облака, параметрах атмосферы.

2. Провести анализ полученных данных радиозондирования атмосферы и подготовить их к проведению расчетов с помощью численной модели конвективного облака.

3. Провести расчеты прореженных данных радиозондирования атмосферы и получить характеристики, описывающие вымывание аэрозоля из конвективного облака.

4. Установить зависимость полученных характеристик вымывания аэрозольных осадков из облака и параметров атмосферы.

5. Проанализировать результаты и сделать соответствующие выводы.

облако конвективный атмосфера радиозондирование

1. Общие сведения о конвективных облаках

1.1 Краткая характеристика облаков

1.1.1 Понятие «облако»

Облака представляют собой одно из интереснейших явлений природы. Им принадлежит значительная роль в вопросе охраны окружающей среды.

Облака изменяют тепловой и радиационный режим атмосферы, оказывая большое влияние на многие стороны деятельности человека (более всего в сфере сельскохозяйственного производства, а так же на растительный и животный мир Земли).

Облаком называют видимую совокупность взвешенных капель воды или кристаллов льда, находящихся на некоторой высоте над земной поверхностью [1].

Облака возникают в результате конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере. Облака образуются или вследствие увеличения общего влагосодержания, или под влиянием понижения температуры воздуха [2]. В реальных условиях влияют эти два фактора одновременно. В свободной атмосфере (вне приземного слоя) важнейшим процессом, который приводит к понижению температуры и облакообразованию, является адиабатический подъем (восходящее движение) воздуха [1]. Понижение температуры может происходить также под влиянием излучения и турбулентного перемешивания (вертикального и горизонтального) [2].

Диапазон размеров облачных капель очень широк: от нескольких микрон до сотни микрон. На рисунке 2.1 изображена группа капель облака, пойманных на предметное стекло микроскопа.



Рис. 2.1. Группа капель облака, пойманных на предметное стекло микроскопа

В этом облаке большинство капель имели диаметров от 10 до 20 микрон. Во многих облаках преобладают капли именно этого размера[3].

Обычно капли облака представляют собой почти идеальные сферы. По мере того как водяные капли вырастают до больших размеров и становятся каплями дождя, их форма все более и более отличается от сферической. В чем разница между каплями облака и дождевыми каплями? Главное различие заключается в размерах. Чем больше капля, тем быстрее она падает и тем больше расстояние она успевает пройти до того, как испарится. Это можно увидеть в таблице 2.1 [4].

Таблица 2.1. Скорость падения капель и расстояния, проходимые ими до испарения

Радиус капли (микроны)	Скорость падения (см/сек)	Расстояние, проходимое до испарения (м)
10	1	<1
100	76	150
1000	690	4200

Скорости испарения были вычислены немецким ученым В. Финдайзеном в предположении, что капли падают в воздухе с относительной влажностью 90%. Капли радиусом меньше 100 микрон падают очень медленно, и когда они выходят из облака, то чрезвычайно быстро испаряются. Наоборот, капли радиусом более 100 микрон падают очень быстро и, выйдя из облака, успевают пролететь несколько километров, прежде чем испарятся. Следовательно, они могут достигнуть поверхности земли в виде дождя. Ученые пришли к выводу, что радиус 100 микрон удобно считать границей между облачными и дождевыми каплями[3].

В прошлом столетии было проведено много исследований размеров и числа капель, составляющих облака. Были разработаны самые различные методы улавливания капель. Наиболее удачные из них чрезвычайно просты. Предметное стекло микроскопа покрывается тонким слоем масла и прикрепляется к концу стержня, устанавливаемого на самолете. Когда полет происходит в облаке, капельки ударяются о стеклянную пластину и остаются на ней не растекаясь. Затем пластинка просматривается под микроскопом или фотографируется.

Зная время, в течение которого пластинка экспонируется в облаке, и скорость самолета, легко вычислить объем воздуха, из которого взята проба, следовательно, определить число капель в единице объема[4].

Широкое применение находят радиолокационные методы исследования облака, развиваются спутниковые и лазерные методы[2].

1.1.2 Типы облаков

В зависимости от горизонтальных размеров областей, охваченных вертикальными движениями и других физических процессов, образуются различные по внешнему виду и внутреннему строению облака[1]. Существует огромное количество различных видов облаков. Существует две категории классификации облаков: по внешнему виду и основанная на генетическом принципе[3]. В основе первой классификации, которую предложил в 1803 году английский ученый Л. Гоавард, лежит внешний вид облаков. Здесь можно выделить три класса: слоистые, кучевые и перистые. Слоистые облака - вытянутые по горизонтали плоские образования, которые кажутся совсем однородными. Кучевые облака - это индивидуальные облачные массы, которые развиваются по вертикали в форме вздымающихся холмов, куполов или башен. Перистые облака состоят из ледяных кристаллов; они образуются на большой высоте[4].

Существует классификация, которая принимает во внимание высоту облака. Если облака расположены, ниже примерно 2000 метров, они именуются облаками нижнего яруса. Если облака расположены на высоте между 2000 и 6000 метров, они называются облаками среднего яруса. Облака, которые лежат выше 6000 метров, приобретают приставку «перисто» [1].

Классификацию по генетическому принципу предложил англичанин Ф. Ладлем, разделивший облака в соответствии с характером движения воздуха, которое ведет к их образованию и росту. Он выделяет четыре основных класса: орографические облака, образующиеся в результате вертикального движения, вызываемого горами или холмами, слоистые облака, возникающие вследствие крупномасштабного неупорядоченного движения воздуха; слоистые облака, появляющиеся в результате крупномасштабного упорядоченного подъема воздуха; кучевообразные облака, возникающие вследствие конвекции [4].

В нашем случае наибольший интерес представляют кучевообразные или конвективные облака.

1.1.3 Процессы и параметры, характеризующие облако (размеры и число облачных капель, рост облачных капель, точка росы, процесс укрупнения облачных частиц)

Размеры и число облачных капель. Спектр размера облачных капель различен не только для разных типов облаков. Он различен и для облаков одного и того же в типа. Фактически характеристики капель даже одного и того же типа облаков изменяются в широких пределах в зависимости от районов и места взятия пробы[4].

Кучевые облака хорошей погоды - это небольшие белые пушистые облака. Они состоят из большого числа мелких капель. Максимальный диаметр их в большинстве облаков не превышает 50 микрон. В слоистых облаках капель меньше, чем в кучевых. Измерения, выполненные многими исследователями показали, что в большинстве слоистых облаках средние радиусы капель лежат в диапазоне 4-10 микрон. В ливневых облаках средний радиус капель около 20 микрон[5].

Рост облачных капель. Конденсация - это процесс, при котором молекулы водяного пара слипаются в достаточно большие группы, образуя жидкую воду. Когда говорится о больших поверхностях, достаточно знать свойства и температуру поверхности, а также температуру и относительную влажность воздуха, чтобы объяснить физическую сущность конденсации[3].

Рассмотрим теплый день, когда температура воздуха 26, а относительная влажность 50%. Возьмем стакан, наполним его ледяной водой. Воздух, соприкасающийся со стаканом, тотчас же начнется охлаждаться. Но по мере охлаждения воздуха его относительная влажность повышается, даже если в него не поступают водяные пары[5].

Чтобы понять, почему это происходит, исследуем свойства воздуха и водяного пара. Пусть имеется закупоренная банка с небольшим количеством воды на дне. Если относительная влажность воздуха в банке, когда наливаем в нее воду, составляла 50%, то вода должна испаряться. Молекулы водяного пара будут вырываться из жидкости в воздух, а некоторые молекулы водяного пара будут поступать из воздуха в воду, но таких окажется меньше. Постепенно число молекул водяного пара в воздухе будет возрастать, а относительная влажность повышаться. В результате будет уменьшаться разница между количеством молекул, переходящих из воды в воздух и наоборот. Это в свою очередь приведет к тому, что скорость увеличения влажности воздуха будет уменьшаться[4].

Хорошо известно, что количество паров воды, которое может находиться в воздухе, зависит от его температуры. Чем выше температура, тем выше насыщение[6].

В данном эксперименте предполагалось, что температура остается неизменной. Если, после того как воздух достигнет состояния насыщения, банку поместить в холодильник, чтобы понизить ее температуру, молекулы водяного пара вновь начнут возвращаться в воду. При более низкой температуре упругость (давление) насыщающих паров в воздухе уменьшается, а следовательно, уменьшается и количество молекул водяных паров, которые он может содержать[4].

Точка росы. Возьмем пример со стаканом ледяной воды. Так как воздух, окружающий стакан, охлаждается, его относительная влажность возрастает. Через некоторое время она достигнет 100% и наступит насыщение. Дальнейшее охлаждение означает, воздух становится пересыщенным, т. е. в нем будет молекул пара больше, чем в условиях насыщения. Эти молекулы начинают оседать на поверхности стакана, чтобы вернуть воздух в насыщенное состояние. Все время, пока будет падать температур, будет продолжаться процесс конденсации[5].

Тот момент в процессе охлаждения, при котором начинается конденсация, называется точкой расы. Он наступает тогда, когда относительная влажность воздуха достигает 100%. Температура воздуха, при которой начинается конденсация, носит название температуры точки росы. Эта величина зависит от температуры воздуха, содержания влаги и давления. Например, если температура и относительная влажность 50%, температура точки росы при нормальном атмосферном давлении равна [4].

Рост облака. Процесс укрупнения облачных частиц. Природа располагает различными способами охлаждения воздуха до температуры, при которой могут образовываться облака. В ясные ночи большое количество тепла излучается вверх нижними слоями атмосферы. Когда слои воздуха вблизи земной поверхности достаточно влажные, а более высокие слои - сухие, наблюдается резкое охлаждение поверхности земли и приземного слоя воздуха. При некоторых условиях охлаждение продолжается до тех пор, пока не будет достигнута температура точки росы[5].

Наиболее важную роль в образовании облака играет вертикальное перемещение больших масс воздуха.

С высотой давление падает. Когда массы воздуха поднимаются, они переходят из области сравнительного высокого давления в область более низкого давления. При этом воздух расширяется, значит, его температура понижается. Сухой воздух, если он не получает и не отдает тепла во время перемещения, охлаждается на при подъеме на каждые 100 метров. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом. Термин «адиабатический» означает, что данная масса воздуха не получает и не теряет тепла за счет излучения и теплопроводности. Термин «градиент» означает скорость, с которой температура изменяется в зависимости от высоты[4].

По мере того как воздух поднимается и его температура понижается, относительная влажность воздуха растет, пока не наступит насыщение и не начнется конденсация[4].

Когда облака начали образовываться, эффекты, вызываемые расширением поднимающегося воздуха, частично компенсируются за счет тепла, выделяющегося во время конденсации. Конденсация приводит к выделению тепла[6].

Температура поднимающейся массы воздуха, в котором происходит конденсация, понижается со скоростью примерно на каждые 100 метров. Именно выделением скрытой теплоты объясняется тот факт, что градиент насыщенного воздуха на меньше, чем при адиабатическом подъеме сухого воздуха[3].

Если скорость подъема воздуха, которая называется скорость восходящего потока, достаточно велика, охлаждение может происходить столь быстро, что конденсация будет запаздывать. В этом случае воздух становится пересыщенным. Однако, пересыщение даже в исключительных условиях вряд ли способного превысить 1%[4].

В движущемся вверх воздухе находятся миллионов ядер конденсации различных типов. Некоторые из них гигроскопичны и притягивают молекулы водяного пара, другие же с трудом смачиваются[4].

Облака обычно являются указателями областей, где воздушные массы поднимаются и где происходит конденсация на ничтожно маленьких ядрах конденсации. Форма облаков зависит от характера вертикальных движений[4].

1.2 Конвективные облака

1.2.1 Уровень свободной конвекции

Кучевообразные, или конвективные, облака имеют вид изолированных облачных масс[7]. Они сильно развиты по вертикали и имеют небольшую горизонтальную протяженность в отличии от слоистообразных. Между этими облаками наблюдаются значительные просветы голубого неба[8]. К образованию данного вида облаков в большей степени приводят такие процессы как термическая конвекция и турбулентный обмен[1].

Конвекция возникает в результате перегрева отдельных масс воздуха при неустойчивой в нижних слоях стратификации[7]. К наиболее благоприятным условиям для возникновения конвективных движений относят теплую половину года - день. Под влиянием притока прямой солнечной радиации вблизи земной поверхности возникает неустойчивая стратификация[1]. В этом случае перегретый объем воздуха начинает подниматься от исходного уровня, его температура падает с высотой медленнее, чем окружающего воздуха, и он оказывается теплее и легче относительно окружающей среды на уровнях выше исходного[9].

Сначала подъем такой массы ненасыщенного воздуха происходит практически по сухой адиабате . Данный процесс проиллюстрирован на рис. 2.2. На уровне конденсации воздух достигает состояния насыщения (f=100%). При наличии активных и достаточно крупных ядер конденсации состояние насыщения достигается несколько ниже уровня конденсации[1].

Выше уровня конденсации воздух поднимается по влажной адиабате. Благодаря понижению температуры происходит конденсация водяного пара и образование облачности. При адиабатическом подъеме воздушной частицы ее температура в некотором слое воздуха (толщиной в несколько десятков метров), располагающемся несколько выше основания развивающегося конвективного облака, может с высотой не только не понижаться, но и возрастать[3]. Качественно е объяснение явления таково: выше уровня конденсации относительная влажность частицы продолжает возрастать и на некоторой высоте достигает максимальной величины (порядка 101-102 % 0; в слое между и конденсация водяного пара на каплях происходит очень медленно (вследствие возрастания упругости насыщения на поверхности капли), а скорость понижения температуры частицы в слое от до примерно такая же, как и до уровня конденсации. Но как только относительная влажность достигла максимума, начинается очень быстрая конденсация водяного пара на каплях, сопровождающаяся выделением скрытой теплоты и нагреванием частицы; благодаря этому в некотором слое от до температура частицы не изменяется с высотой и даже может возрастать, выше температура частицы вновь начинает падать - кривая изменения температуры приближается к влажной адиабате [1].



Рис. 2.2 - Схема конвективного облака

Исходя из полученных данных рассчитано изменение температуры в поднимающейся частице (скорость подъема принята равной 1 м/сек). При этом оказалось, что - =27 м; - =13 м, а толщина всего слоя, в котором наблюдается явление, составляет около 60 м [1].

В итоге представляются интересными следующие уровни, связанные с развитием конвективного облака:

1. уровень конденсации , практически совпадающий с нижней границей облака;

2. уровень нулевой изотермы отделяющий верхнюю (переохлажденную) часть облака от непереохлажденной;

3. уровень свободной конвекции , практически совпадающий с верхней границей облака[1].

Уровень свободной конвекции - это уровень, до которого распространяются восходящие вертикальные движения (струи), порождаемые энергией неустойчивости[5]. Он располагается несколько выше уровня, где температура поднимающейся частицы (струи) выравнивается с температурой окружающего воздуха. Объясняется это тем, что до уровня выравнивания поднимающаяся частица на любой высоте имеет более высокую температуру, чем окружающий воздух, и движется вверх ускоренно (с нарастающей скоростью). Вблизи уровня выравнивания скорость частицы (струи) близка к максимальной. Выше этого уровня температура частицы становится ниже температуры среды, вертикальная скорость начинает уменьшаться, но частица по инерции продолжает подниматься вверх до уровня свободной конвекции, где скорость ее обращается в нуль[1].

О механизме возникновения и характере конвективных движений в атмосфере за последнее время высказано несколько точек зрения. Наиболее распространенная из них учитывает ярусный характер развития конвекции[8]. На это впервые обратил внимание А.А. Скворцов. Первоначально в ранние утренние часы (летом) происходит перенос водяного пара и тепла в пределах примерно приземного слоя атмосферы (до высоты 50-100 м). Этот перенос осуществляется через мелкомасштабный турбулентный обмен. Размеры турбулентных частиц (вихрей) с увеличением высоты возрастают. На верхней границе приземного слоя образуются вихри (струи) более крупного масштаба, которые переносят тепло и влагу примерно да уровня конденсации. И лишь вблизи последнего формируются частицы (струи), сравнимые по величине с размерами облака[4]. Вертикальные движения внутри облака имеют характер отдельных струй - восходящие течения чередуются в горизонтальном направлении с нисходящими. Величина вертикальных токов в конвективных облаках изменяется в широких пределах: от долей метров в секунду до 30-40 [1].

В конвективных облаках восходящее движение преобладает над нисходящим[1].

1.2.2 Конвективные вертикальные движения: термическая конвекция и турбулентный обмен

Термическая конвекция. К условиям необходимым для образования термической конвекции можно отнести неустойчивую стратификацию атмосферы и малую начальную плотность некоторого изолированного объема воздуха по сравнению с окружающей средой[5].

Термическая конвекция осуществляется в форме всплывающих изолированных объемов воздуха - термиков [6]. Термики можно разделить на две группы. В зависимости от термических условий существуют изолированные термики примерно сферической формы с внутренней циркуляцией в виде вихревых колец - пузырь. Ко второй группе в зависимости от динамических условий в атмосфере можно отнести вертикальные или наклонные струи или столбцы. Эти струи или столбцы иногда вращаются, вертикальный размер которых в 5-10 раз превышающий горизонтальный. Так же существует термик в виде объединения двух форм - «султан» [5].

Исследования пузырей показали, что термики имеют строение, представленное на рисунке 2.3 [10].

Рис. 2.3 - Строение термика, где а - схема пузыря, б - линии тока в том же поднимающемся пузыре

В головной части термика (ядро М), имеющей форму полусферы, сконцентрирован перегретый воздух, обладающий подъемной силой. Тыловая часть термика (турбулентный след термика - кильватерная зона (КЗ)) представляет собой шлейф относительно холодного воздуха. Образуется шлейф вследствие сильного турбулентного перемешивания в головной части термика и последующего частичного смывания воздуха из турбулизованного пограничного слоя (зона эрозии (ЗЭ)) в шлейф, при этом часть воздуха вовлекается внутрь термика [7].

Перемешивание с окружающей средой уменьшает подъемную силу термика, и через некоторое время его ядро полностью разрушается. Однако существует и обратный процесс: из-за локального понижения давления в тыловой части происходит втягивание мелких термиков внутрь всплывающего более крупного, называемого «материнским». В результате плавучесть «материнского» термика увеличивается и наблюдается рост его геометрических размеров. Дальнейшие лабораторные исследования показали, что в головной части термика происходит квазистационарная вихревая циркуляция, которая играет стабилизирующую роль, препятствуя полному перемешиванию термика с окружающим воздухом. Термики, достигшие уровня конденсации дают начало конвективным облакам[5].

Предположение о том, что первичные элементы облачной конвекции представляют собой изолированные объемы воздуха, высказано П. А. Молчановым в 1931 году, который считал, что отдельные крупные турбулентные вихри (термики), достигая уровня конденсации, дают начало конвективным облакам. Таким образом, термическая (свободная) конвекция начинается не от самой поверхности земли, а в слое 10-100 метров над нею. Наибольшее значение для возникновения конвективного облака имеют крупные термики, так как они могут достигать уровня конденсации и давать тем самым начало кучевых облаков. Физическое объяснение происхождения термиков было дано Н. И. Касаткиным в 1915 году, считавшим, что термики возникают вследствие сильного нагревания части поверхности или внутри самой воздушной массы вследствие ее неустойчивого состояния - «спонтанный» термик, образованный над нагретой поверхностью. В результате подъема термика может объединяться друг с другом и тем самым укрупняться. Термики имеют разные высоты, вплоть до нескольких километров. Иногда присутствие дыма, пыли, капель делают термик видимым[9].

Продолжительность жизни термиков различна: от нескольких секунд до десятков минут. Термик на теплее окружающего воздуха, скорость вертикального подъема достигает нескольких метров в секунду[5].

Для построения количественной теории образования конвективных облаков и осадков большое значение имеют экспериментальные исследования конвективных движений. Они включают измерение скорости восходящего потока и ее изменения со временем и с высотой над основанием облака, геометрических размеров восходящего потока (формы потока, его вертикальной и горизонтальной протяженности), разности температур между воздухом и окружающей средой и т. д. [7].

Конвективное облако состоит из отдельных потоков, которые имеют форму струи или пузыря. Горизонтальная протяженность областей, занятых такими вертикальным и потоками, может составлять сотни метров и, даже нескольких километров, а сами скорости могут быть равными 15-20 и больше[5]. Средние и максимальные размеры восходящих струй в облаках и значения скорости в восходящем потоке, с высотой над основанием облака были получены Н. И. Вульфсоном с помощью чувствительных малоинерционных термометров. Результаты указаны в таблице 2.2. Из этих данных следует, что в развивающемся конвективном облаке преобладают восходящие потоки, средний размер которых равен примерно 100 метров, а максимальный достигает 700 метров[8].

Таблица 2.2. Средние и максимальные размеры восходящих струй в облаках и значения скорости в восходящем потоке

Высота полета, м	Размер струй, м	Перегрев струй,
	Средний	максимальный	средний	максимальный
1200	95	515	0,34	0,90
1600	111	460	0,49	1,65
2000	121	370	0,55	1,50
2500	117	665	0,54	2,15
3000	123	345	0,74	2,55

Средние размеры конвективных потоков в облаках () линейно растут с высотой: , где Z - высота в метрах, отсчитываемая от основания облака. Их относительный объем равен 0,70.

Значения высоты над основанием облака и скорость его потока показана в таблице 2.3.

Таблица 2.3. Значения высоты над основанием облака и скорость потока

Высота над основанием облака, м	…	200	700	1200	1700	2200	2700
Скорость, м/с	…	1	3	4	5	6	7

Существуют также данные о подъеме планера в мощнокучевом облаке, приведенные в таблице 2.4.

Таблица 2.4. Данные о высоте полета и средней скорости подъема

Высота полета, м	…	1040	1340	1700	2300	3100	4000
Средняя скорость подъема, м/с	…	2,0	2,5	3,0	5,0	6,7	7,5

(Максимальная скорость подъема планера, рассчитанная по показаниям барографа, на отрезке 30 см составляла 10,5 м/с, а скорость восходящего потока равнялась примерно 12 м/с) [5].

В 1948 году Н. С. Шишкин, исследуя вертикальные движения в конвективных облаках, предложил и применил радиолокационный метод наблюдений за движением отражателей, прикрепленных к уравновешенным шарам или шарам, опускающимся на двух парашютах[10].

Измерения вертикальных скоростей в развивающихся конвективных облаках показали, что в 33 случаях из 50 скорость превышала 5 м/с и в 14 случаях наблюдалась скорость больше 8 м/с, и в двух она превышала 10 м/с. В большинстве случаев имело место нарастание скорости восходящих потоков с высотой до некоторого значения, после чего скорость убывала. Уровень максимальных скоростей располагался в средней или предвершинной части облака, а средняя величина максимальной скорости восходящего потока составляла 6 метров в секунду. Измерения вертикальных скоростей в конвективных облаках показали, что во всех наблюдавшихся случаях максимальная скорость превышала 10 метров в секунду, а в двух достигала 20 - 22 м/с[5].

В конвективных облаках с восходящими потоками зарегистрированы и нисходящие. Наибольшая скорость нисходящего потока оказалась равной 14 м/с. Изучение распределения осредненных значений скорости восходящего потока по высоте в конвективных облаках показало, что максимальная средняя скорость составляет примерно 9 метров в секунду. Анализ данных выявил тот факт, что в развивающихся конвективных облаках скорость восходящего потока может иметь несколько экстремумов по высоте, при этом возможно уменьшение скорости почти до нуля[5].

В 1948 году учеными США было проведено детальное изучение вертикальных движений в грозовых облаках тропической зоны. На основании полученных данных о характере восходящих потоков Г. Байерс и Г. Брейам выделили в жизни кучево-дождевого облака три стадии: стадию роста, стадию зрелости, стадию диссипации. Согласно их данным горизонтальный размер областей, занятых восходящими потоками, достигал 11 километров, чаще всего повторялись размеры 1,5 - 1,8 км на высоте 3,3 км и 0,9 - 1,2 км на высоте 6,3 км. Максимальная наблюдавшаяся скорость восходящих потоков составляла 26 м/с. Нисходящие потоки имели меньшие горизонтальные размеры, чаще всего 1 -2 км, и скорости до 24 м/с. Аналогичные данные были получены сотрудниками Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова при полетах над территорией СССР в 1960 -1970-ых годах[5].

Важным источником информации о вертикальных движениях в облаках являются наблюдения за формой и движением их верхней границы. Так, данные о росте вершин облаков позволяют оценить скорость восходящего потока внутри облака. Скорость подъема вершин облаков по данным Н. С. Шишкина, А. Ф. Дюбюка и других исследователей колеблется для разных районов нашей страны в пределах от 0,6 до 1,3 метров в секунду. Для грозовых - от 0,6 до 2,6 м/с, средняя скорость снижения вершин распадающихся облаков составляет 1,3 м/с. Максимальная скорость роста вершин в отдельных случаях достигала 15 - 20 м/с [11].

Исследование характера роста вершин облаков показало, что развитие конвективного облака происходит в виде некоторой последовательности импульсов, при этом наблюдается чередование периодов бурного роста мощности облака с периодами, когда оно не развивается по высоте или даже оседает. Одной из причин такого характера развития облаков является наличие устойчивых слоев внутри слоя активной конвекции, вызывающих торможение восходящего потока[1].

Измерения куполов вершин конвективных облаков дают ценную информацию о размерах термиков. Обработка таких данных показала, что радиус термиков изменяется в пределах от 200 до 2000 метров[2].

Турбулентный обмен. Наряду с вертикальными движениями в конвективных облаках наблюдаются интенсивные турбулентные движения. Горизонтальная протяженность турбулентных потоков в кучевых облаках - от десятков сантиметров до сотни метров. Считается, что эти потоки обусловлены термической и динамической турбулентностью. Особенно сильно турбулизован воздух около основания и вершин кучевых облаков. Структура турбулентных зон в этих облаках еще изучена очень мало. О горизонтальной протяженности турбулентных зон в конвективных облаках данных почти нет[5].

Еще в 1915 году Н. И. Касаткиным было высказано предположение о том, что в процессе роста конвективных облаков окружающий воздух втекает внутрь основного восходящего потока[4]. Гипотеза о вовлечении окружающего воздуха высказывалась и позднее, однако систематическая ее проверка началась примерно с 1947 года, когда были получены первые экспериментальные данные, подтвердившие ее. В последующем наличии вовлечения подтвердили данные лабораторных экспериментов по моделированию движения термиков. Наиболее поздние лабораторные эксперименты показали, что 60% захвата окружающего воздуха происходит в головной части термика и около 40%- с боков. Опыты Г. Байерса и его коллег с уравновешенными шарами, запускаемыми вблизи развивающихся кучевых и грозовых облаков, тоже подтвердили наличие вовлечения (шары втягивались внутрь облака). По данным самолетных исследований скорость втекания оказалась равной 1 - 2 м/с, а по более поздним данным 0,2 - 0,5 м/с, причем в наветренной части облака наблюдалось преимущественное втекание воздуха в него, а в подветренной - вытекание. В пользу существования вовлечения говорит и тот факт, что измеренные значения водности облака не равны адиабатической водности и составляют в среднем половину ее значения. Измерения влажности и водности позволили обнаружить существование внутри облака зон с пониженными значениями. Что является следствием проникновения объемов более сухого окружающего воздуха[5].

В настоящее время можно указать на два механизма вовлечения: турбулентное перемешивание и динамическое вовлечение. Определенную роль при этом играет процесс фазового перехода.

Турбулентное перемешивание в основном происходит вдоль боковой поверхности облака. Неустойчивая стратификация, горизонтальный сдвиг скорости ветра и локальное охлаждение воздуха на периферии облака вследствие испарения капель создают благоприятные условия для развития турбулентности как внутри него, так и в его окрестности, что, в свою очередь, усиливает процесс взаимодействия облака с окружением[5]. На начальной стадии развитии облака обмен осуществляется периферийными турбулентными вихрями, затем зона обмена расширяется и охватывает весь конвективный поток. Когда интенсивность турбулентности окружающей атмосферы и конвективного потока становится одного порядка, то обмен начинает осуществляться в двух направлениях. В дальнейшем наблюдается усиление оттока воздуха из потока, что приводит к его разрушению, причем, крупные элементы не разрушаются дольше, и облака с большим начальным радиусом достигают больших высот[7].

Динамическое вовлечение имеет другую физическую природу. Оно обусловлено компенсационным горизонтальным втеканием воздуха в ускоренно всплывающую струю, так как возрастание скорости с высотой в струе приводит к понижению давления внутри нее и к возникновению горизонтального градиента давления. Под его влиянием, и в силу условия неразрывности возникает компенсационное горизонтальное втекание[5].

Таким образом, приведенное краткое описание движений воздуха в конвективной облаке и его окружении говорит о том, что оно представляет собой сложную гидродинамическую совокупность восходящих и нисходящих потоков, соотношение между которыми и степень их развития различны на разных стадиях жизни облака[5].

Температура воздуха внутри конвективных облаков не равна температуре окружающей среды. Растущее облако в нижних двух третях своей толщи в среднем теплее, а верхней части холоднее окружающего воздуха. Температура у основания облака выше окружения на несколько десятков долей градуса, в центральной части мощнокучевого облака перегрев может достигать 2 - 3, а внутри вершины мощнокучевого облака температура может быть ниже на 2 - 3 , чем в окружающей среде[5]. На начальной стадии развития конвективного облака восходящие потоки в нем теплее окружающего воздуха на 1 - 4, причем это превышение увеличивается с высотой над основанием облака. Однако не ясно, до какого уровня этот рост продолжается. В конце зрелой стадии облака восходящие потоки иногда становятся на 0,3 - 1,3холоднее окружающего воздуха. Нисходящие же потоки обычно холоднее окружающего воздуха, причем на стадии зрелости они могут быть холоднее на 4. В стадии диссипации разность температур уменьшается[5].

Размеры и повторяемость облачных струй и термиков. По экспериментальным исследованиям распределения струй и термиков по размерам, а также вертикальной скорости движения и их температуры, принимается то обстоятельство, что самолет пересекает конвективные потоки на различных и притом неизвестных расстояниях от центра струи или термика. Понятно, что измеренные с помощью самолета размеры конвективных потоков отличаются от действительных их размеров. Для определения этих размеров привлекается теория статистической интерпретации результатов измерений. Средние значения диаметра () струй, большой оси a горизонтальных течений термиков и замеренных случайных сечений l конвективных потоков в слое от земной поверхности до высоты около 3000 м при отсутствии облаков таковы: =60 м; =50 м и = 90 м. Средняя концентрация потоков составляет около 40 струй на 1 или 750 термиков в 1 . Размеры струй и термиков во всем исследованном слое практически постоянны с высотой (исключения составляет слой высотой около 300 м, где и возрастают с высотой).

П. Саундерс исследовал скорость роста термиков в облаках с помощью киносъемки (в Швеции). Анализ материалов позволил сделать два важных вывода: на фиксированной высоте наблюдается четко выраженный верхний предел диаметра термиков, выступающих из развивающегося конвективного облака и этот максимальный (для данной высоты) диаметр растет линейно с высотой.

1.2.3 Атмосферные ядра конденсации

Важное значение в образовании конвективных облаков играют природные аэрозоли, которые состоят из ядер конденсации. Природные аэрозоли, часть которых гигроскопична, имеют широкий диапазон размеров - от радиусов около Мкм для малых ионов, представляющих собой зараженные кластеры, состоящие из нескольких молекул, до радиусов больше 10 Мкм для наиболее крупных частиц соли, продуктов сгорания и пыли. Концентрации аэрозолей изменяются в широких пределах в зависимости от места и времени. Малые ионы не играют роли в образовании капель, они лишь незначительно облегчают нуклеацию по сравнению с гомогенной нуклеацией. С другой стороны, и 10-микронные частицы несущественны из-за ограниченного времени пребывания их в атмосфере. Частицы радиусом до 100 мкм наблюдались у земли и даже до высоты основания облака при грозе. Поднятые с земли сильным ветром, эти частицы, прежде чем осесть на землю, могут оставаться в воздухе лишь непродолжительное время[12]. Тем не менее, если бы они были вовлечены в облако, то могли бы играть некоторую роль в развитии осадков[3].

Около 75% общей массы аэрозольного материала в атмосфере дают природные и антропогенные первичные источники; это поднимаемая ветром пыль (20%), морские брызги (40%), лесные пожары (10%), а также сгорание топлива и другие индустриальные процессы (5%). Остающиеся 25% приписывают вторичным источникам, к которым относится процесс превращения некоторых газовых составляющих атмосферы в мельчайшие частички благодаря фотохимическим и другим химическим реакциям. Независимо от механизма поступления в атмосферу аэрозоли непрерывно испытывают разнообразные химические и физические превращения, включая коагуляцию, конденсацию, вымывание частицами облаков и осадков, смешение[3].

Ядра конденсации составляют часть аэрозоля. В зависимости от размера выделяют ядра Айткена (радиус менее 0,2 мкм), крупные ядра (0,2 мкм<радиус<1 мкм) и гигантские ядра (радиус больше 1 мкм). В таблице 2.5 представлены данные о типичных концентрациях этих ядер в нижней тропосфере. Считается, что ядра Айткена являются главным образом продуктами сгорания и в некоторой степени продуктами естественных реакций в атмосфере. Крупные и гигантские ядра являются солевыми частицами, образующиеся в результате разрушения пузырьков на гребне морских волн. С другой стороны, облака, образовавшиеся над сушей, обычно несколько сотен капель в 1 , хотя число крупных ядер, отождествляемых с частицами морской соли, составляет лишь 10 в 1 [3].

Таблица 2.5. Концентрация ядер ()

	Ядра Айткена	Крупные ядра	Гигантские ядра
Над морем		*	*
Над сушей			1

Считается, что континентальные аэрозоли имеют три основные компоненты в интервале размеров больше 0,1 мкм. Первая - морская соль, преобладающая в составе ядер размером больше 1 мкм. Вторая - сульфатная компонента, преобладающая в частицах диаметром от 0,1 до 1 мкм; это либо серная кислота, либо соль, возможно сульфат аммония. Третья компонента - нерастворимые частицы, попадающие из почвы; их концентрация зависит от состояния почвы и средней скорости ветра у земли. Относительное значение этих трех компонент обычно зависит от предыстории воздушной массы[3].

Ядра конденсации того или иного типа всегда содержатся в атмосфере в достаточном количестве; облака образуются всякий раз, когда имеются вертикальные движения воздуха и достаточная влажность. В некоторых случаях осадки образуются с большей вероятностью, если совокупность ядер состоит из крупных частиц, имеющих небольшую концентрацию, а не из многочисленных мелких ядер[3].

Некоторые виды измерений атмосферных ядер не имеют отношения к физике облаков. Например, при подсчете ядер Айткена счетчиками с камерой расширения, по существу, регистрируются все ядра конденсации в пробе атмосферного воздуха. В камере расширения создаются пересыщения в несколько сотен процентов, так что активируются почти все имеющиеся ядра. В атмосфере в процессе облакообразования участвуют только ядра, активирующиеся при пересыщениях около 1% и ниже. Именно поэтому такие ядра стали называть облачными ядрами конденсации, чтобы отличить их от ядер конденсации вообще. В физике облаков важное значение имеет зависимость числа активировавшихся ядер, на которых образуются облачные капли, от пересыщения. Такой спектр активности (спектр ядер по пересыщениям) измеряется приборами, называемыми диффузионно-градиентными облачными камерами. Их два типа: температурная градиентная и химическая градиентная камеры. В этих камерах можно создать очень малые пересыщения (порядка нескольких десятых долей процента) с высокой точностью. В камеру засасывается проба воздуха, и там создается заданное пересыщение; оптическим методом наблюдается и подсчитывается число ядер, растущих до критического размера. Затем пересыщение немного увеличивается, и число центров конденсации снова подсчитывается[13].

Развитие облака после завершения стадии его образования и в особенности количество и характер выпавших из него осадков контролируются в большей степени крупномасштабными процессами, а именно восходящим движением воздуха и притоком влаги в облако, и в меньшей - микрофизической структурой облака. Однако микроструктура в некоторой степени определяет чувствительность облака к образованию осадков и необходимое для этого время[3].

1.2.4 Образование дождевых капель в конвективных облаках

Обычно дождевую каплю рисуют в виде груши. Однако, большие дождевые капли больше напоминают круглую булочку. Они плоские у основания и округлые у вершины. Когда капли падают, их форма меняется. Поверхностное натяжение воды делает поведение капли чем-то похожим на на поведение наполненного водой шара на конце веревки. У очень больших капель пульсация иногда становится настолько сильной, что капля разбрызгивается на множество мелких капелек. Когда мы говорим о поверхностном натяжении, то имеем виду силу, действующую между молекулами воды и стягивающую их вместе[4].

Когда капельки воды очень малы (их диаметр меньше нескольких сотых микрона), поверхностное натяжение стягивает воду к центру капельки. В результате капельки приобретают форму правильного шара. Когда капли становятся больше, они деформируются[4].

Типичная дождевая капля имеет радиус 1 мм, т. е. 1000 микрон, а средний радиус капельки в облаке примерно 10 микрон. Предположим, что дождевые капли и облачные капельки шарообразны. Из геометрии известно, что объем шара вычисляется по формуле: , где - 3,14, а - радиус капельки. Подставив в эту формулу величины радиусов облачной капельки и дождевой капли, можно вычислить объем каждой из них. Оказывается, дождевая капля имеет объем, в миллион раз больший, чем облачная капелька. Отсюда следует, что для образования одной дождевой капли должен слиться миллион облачных капелек[4].

Число облачных капелек в 1 воздуха изменяется примерно от 50 до нескольких сотен. Будем считать, что 100 капелек в 1 - средняя величина. Конечно, дождевые капли гораздо малочисленнее: в 1 их содержится от нескольких сотен до нескольких тысяч. Примем в качестве среднего значения 500 дождевых капель в 1 . Эти данные показывают, что облачных капелек примерно в 200000 раз больше, чем дождевых[3].

Можно подумать, что для образования дождевых капель вода должна поступать откуда-то извне. В самом деле, если дождевая капля содержит воду миллиона облачных капелек, но число последних в 1 только в 200000 раз больше, чем число дождевых капель, то сразу возникает вопрос6 хватит ли воды для образования фактически наблюдаемого числа дождевых капель? Это объясняется тем, что область, содержащая облачные капельки, более чем в 10 раз превышает по размерам область, которая содержит дождевые капли среднего размера[5].

Каким же образом происходит объединение миллиона облачных капелек, чтобы образовать каплю дождя?

Когда рассматривается образование облачных капелек, понятно, что процесс конденсации не может продолжаться бесконечно. Конденсация происходит, когда воздух пересыщен по отношению к растущим каплям облака. В быстро поднимающемся воздухе могут наблюдаться условия, когда капли продолжают расти только тогда, когда воздух пересыщен по отношению к чистой воде, если относительная влажность превышает 100%. Однако чем выше влажность, тем больше число крошечных ядер включается в процесс конденсации. Эти частицы начинают расти и, как бы, делят между собой избыточный запас имеющейся в облаке парообразованной воды[4].

Эффект этих процессов двоякий:

1. Чем больше капля, тем медленнее она растет;

2. Чем выше пересыщение, тем больше облачных капелек.

Становится понятным, почему при наличии ядер конденсации, обычно находящихся в воздухе, один процесс конденсации сам по себе не может привести к дождю. Существует одно исключение. Когда воздух содержит гигантские ядра конденсации, состоящие из морской соли, конденсация может привести к образованию капелек диаметром 100 микрон. Если облака формируются вблизи земли, то некоторые капли могут выпасть на землю. Но этот процесс обеспечивает только ничтожную часть всех осадков[4].

Образование дождя в результате коагуляции. Над Карибским морем облака сначала появляются на высоте примерно 600 метров. Их вершины растут со скоростью около 120 метров в минуту, и к тому времени, когда они достигают высоты 3000 метров, в облаках часто содержатся дождевые капли диаметром около 500 микрон. Для жителей умеренных широт необычны ливни из облаков толщиной всего 2500 метров, но такое явление часто наблюдается в тропиках. Температура у вершин подобных облаков 7 . В этих облаках дождевые капли возникают при процессах, в которых принимает участие только жидкая вода[4].

Если все капельки в облаке малы и одинаковы по размерам, то облако представляет собой устойчивую систему. В этом случае все капельки падают очень медленно и с одинаковой скоростью. В результате количество столкновений капелек друг с другом невелико: понадобилось бы очень длительное время для того, чтобы слился миллион капелек[6].

С другой стороны, когда при тех же условиях в облако попадает некоторое количество капель, которые больше обычных облачных капелек, ситуация может существенно измениться. Капелька радиусом 10 микрон падает со скорость 1 см/сек., в то время как капелька радиусом 50 микрон падает со скоростью 26 см/сек. Более крупные капли, падающие быстрее, чем облачные капельки, будут настигать их и сталкиваться с ними. Если предположить, что капельки падают по прямой линии, то легко можно вычислить число столкновений. За минуту капля падает на расстояние, которое легко вычислить, если известна скорость падения капли. Для капли радиусом 50 микрон объем «захвата» за 1 минуту должен составлять 0,1. Если в 1 содержится 100 10 - микронных облачных капелек, то число столкновений будет равно 0,1 * . На самом деле это число больше, поскольку капельки сталкиваются и сливаются с падающей каплей, последняя увеличивается в размер, и поперечное сечение области «захвата» увеличивается[9].

Если бы все сталкивающиеся капельки сливались с падающей каплей, то было бы нетрудно подсчитать скорость, с которой растет большая капля. Однако при исследованиях было обнаружено, что не все столкновения ведут к слиянию. Две капли воды могут отскакивать друг от друга[4].

Тот факт, что не все столкновения ведут к слиянию, наиболее отчетливо выявляется в киносъемках, производимых с очень большой скоростью. При скорости съемки 7000 кадров в минуту на экране видно, что меньшие капли иногда как бы погружаются в большие, а затем отскакивают обратно. Малая капля деформирует поверхность большой, не прорывая ее поверхностную пленку. От слияния их предохраняет очень тонкий слой воздуха, находящийся между двумя поверхностями воды[8].

В итоге можно сделать вывод, что из облачных капелек, находящихся в вырезаемом большой каплей цилиндре, одни столкнуться с большой каплей, а другие нет. Доля капелек внутри цилиндра, действительно падающих в большую каплю, называется эффективностью столкновений. Она зависит от различных факторов, в том числе от размеров капель, а также от свойств воздуха. Когда облачные капельки очень малы, они в основном движутся мимо большой капли. По мере того как капли увеличиваются в размере, все возрастающая часть из сталкивается с большой каплей[3].

По известной эффективности столкновений можно вычислить скорость роста больших капель. Если в облаке возникли капли диаметром 100 микрон, то они могут вырасти в дождевые капли диаметром 1 мм за 15-20 минут. В облаках с очень маленькими капельками рост капель путем слияния происходит слабее[4].

Образование градин в конвективных облаках

Изучению различных вопросов, касающихся образованию града, в значительной степени способствовало использование радиолокации и специальные измерения с орта самолетов[4].

Атмосфера должна быть неустойчивой, она должна иметь такие температуру и влажность, которые способствуют развитию сильных вертикальных движений воздуха, т. е. конвективных движений воздуха[4].

Когда у поверхности земли на север движется теплый влажный воздух, а на высоте с запада перемещается сравнительно узкий поток сухого воздуха, создаются условия для возникновения наиболее интенсивных гроз.

Указанное распределение потоков в атмосфере может вызывать подъем больших масс находящегося в неустойчивом состоянии теплого воздуха.