Исследование влияния интегральных характеристик атмосферы на вымывание аэрозольных примесей из конвективных облаков

1.ВВЕДЕНИЕ

2. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О КОНВЕКТИВНЫХ ОБЛАКАХ

2.1 Краткая характеристика облаков

2.1.1 Понятие «облако»

2.1.2 Типы облаков

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

2.2 Конвективные облака

2.2.1 Уровень свободной конвекции

2.2.2 Конвективные вертикальные движения: термическая конвекция и

турбулентный обмен

2.2.3 Атмосферные ядра конденсации

2.2.4 Образование дождевых капель в конвективных облаках

2.2.5 Образование градин в конвективных облаках

3. ОПАСНЫЕ ЯВЛЕНИЯ И ЭКОЛОГИЧЕСКИ ВРЕДНЫЕ АЭРОЗОЛИ В КОНВЕКТИВНЫХ ОБЛАКАХ

3.1 Атмосферные явления, возникающие в конвективных облаках

3.1.1 Грозы и градобития

3.2 Аэрозоли в конвективных облаках

3.2.1 Виды аэрозолей

4. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЧИСЛЕННОЙ МОДЕЛИ КОНВЕКТИВНОГО ОБЛАКА

4.1 Описание численной модели

4.1.1 Обоснование выбора модели

4.1.2 Общая характеристика модели

4.1.3 Система уравнений гидротермодинамики и баланса масс

4.1.4 Микрофизические процессы в облаке

5. ОПИСАНИЕ ИНТЕГРАЛЬНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК АТМОСФЕРЫ И АНАЛИЗ ДАННЫХ РАДИОЗОНДИРОВАНИЯ АТМОСФЕРЫ

5.1. Краткая характеристика параметров атмосферы

5.1.1 Описание индексов, характеризующих состояние атмосферы

5.1.2 Обзор климатических условий Санкт-Петербурга

5.2 Анализ и отбор данных радиозондирования атмосферы

5.2.1 Краткие данные о наблюдениях за погодой летом 2011 г

5.2.2 Изменения и сокращения количества дней с развитием конвективных облаков

5.2.3 Прореживание данных радиозондирования атмосферы для дней с развитием конвективных облаков

6. РЕЗУЛЬТАТЫ ЧИСЛЕННОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ АЭРОЗОЛЬНОГО ВЫБРОСА В ОБЛАКЕ И УСТАНОВЛЕНИЕ ВЛИЯНИЯ ПАРАМЕТРОВ АТМОСФЕРЫ НА ВЫМЫВАНИЕ АЭРОЗОЛЬНЫХ ПРИМЕСЕЙ

6.1 Численное моделирование аэрозольного выброса в облаке

6.1.1 Результаты расчетов с использованием численной модели конвективного облака

6.1.2 Зависимости суммы осадков от параметров атмосферы ЗАКЛЮЧЕНИЕ СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1.

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:

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

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

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

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

Проанализировать результаты и сделать соответствующие выводы.

аэрозольный примесь облако радиозондирование

2.ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О КОНВЕКТИВНЫХ ОБЛАКАХ

2.1 Краткая характеристика облаков

2.1.1 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

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].

2.1.2 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.

2.1.3 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.

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].

2.2 Конвективные облака

2.2.1 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.

— уровень конденсации, — уровень нулевой изотермы, — уровень конвекции; 1 — кривая стратификации, 2 — кривая состояния.

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.

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

2.2.2 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.

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

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

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

(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.

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.

2.2.3 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.

Таблица 2.5

Концентрация ядер ()

* - частицы из морской соли с концентрацией, зависящей от скорости ветра и волнения моря.

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].

2.2.4 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 200 000 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 200 000 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:

Чем больше капля, тем медленнее она растет;

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.

В неустойчивой атмосфере некоторый объем воздуха. Смешенный вверх, будет подниматься с ускорением. Иногда ускоренное движение продолжается до тех пор, пока поднимающийся воздух не достигнет основания стратосферы, то есть высот более 13 000 метров. В нижней стратосфере температура с высотой практически не изменяется. В России летом нижняя граница стратосферы лежит на уровне 11 — 12 километров. Только на юге нашей страны в теплое время года довольно часто высота границы стратосферы достигает 13 километров[4].

Таким путем могут образовываться сильные грозы, охватывающие значительную территорию. Они сопровождаются многочисленными молниями, ливнями, а иногда и градом[4].

Большой интерес представляет роль, которую могут играть при этом ветры верхней тропосферы. При сильных грозах часть наблюдаются на большой высоте значительные скорости ветра. Существует гипотеза, подчеркивающая роль последовательных подъемов и опусканий ледяных частиц, благодаря которым растущие градины могут достаточно долго находиться в грозовом облаке и достигать значительных размеров. В таком случае для обеспечения достаточной поддерживающей силы восходящие движения в облаке должны быть необычно интенсивными. Так, в верхней части грозовых облаков скорость подъема должна достигать 100 метров в секунду[4].

Обычно лед, из которого состоят градины, неоднороден. Почти каждая градина состоит из чистого и мутного льда. Непрозрачность льда вызывается захваченными пузырьками воздуха. В больших градинах иногда чередуются слои прозрачного и непрозрачного льда[10].

Подробности внутреннего строения градин были изучены путем оптического исследования их срезов. Этот метод, впервые разработанный в Швейцарии М. де Квервайном и Р. Листом, дал очень ценные результаты. Градина состоит из многих сотен ледяных кристаллов. Поверхности каждого кристалла образуют характерные углы с лучом света, проходящим сквозь тонкий слой льда. Крупный кристалл выглядит как большая, однородно окрашенная поверхность, малый кристалл — как маленькая область одного цвета. Включения непрозрачного льда создаются маленькими кристаллами с пузырьками воздуха, тогда как область прозрачного льда состоит только из больших кристаллов. Центр круглой градины образован множеством маленьких кристаллов и воздушных пузырьков. Он окружен слоем больших кристаллов (прозрачный лед), затем идет толстый слой маленьких кристаллов (непрозрачный лед), и, наконец, имеется еще один толстый слой прозрачного льда[11].

Почему же образуются чередующиеся слои больших и маленьких кристаллов? Объясняется это различием скоростей, с которыми захватывается и замерзает вода. Когда градина падает сквозь слой облака, бедной водой, и встречается с мелкими переохлажденными капельками, последние могут замерзать почти мгновенно. Если же падающая градина сразу собирает большое количество переохлажденной воды, эта вода не может замерзнуть моментально. Градина покрывается слоем воды без воздушных включений, и замерзание идет медленно, в результате чего образуются крупные кристаллы, не содержащие воздушных пузырьков[4].

Для того, чтобы получить представление о процессах, приводящих к образованию градины, необходимо принять во внимание значительное число фактов. Прежде всего, надо учесть размеры и кристаллическую структуру самих градин. Любая теория образования града должна объяснить их рост до 5 сантиметров в диаметре и более. Кроме того, теории должны объяснить, как образуются слои прозрачного и непрозрачного льда[6].

Из опыта известно, что грозы с градом отмечаются при наличии кучево-дождевых облаков с сильными вертикальными движениями воздуха. Для быстрого роста градины путем коагуляции в облаке должно быть большое количество переохлажденной воды. Это количество, называемое водностью, обычно колеблется от 0,01 до 1,0 грамм на кубический метр. Теоретически возможно содержание жидкой воды примерно 8 грамм на кубический метр, но такие большие величины никогда не были измерены.

Другой важной особенностью грозы является характер восходящих движений. По теории образования града, предложенной Ф. Ладлемом, эти движения должны быть наклонными. Согласно этой теории, восходящие движения должны быть достаточно устойчивыми в течение 30 минут — 1 часа[12].

Легко показать, что в кубическом метре облака при любой грозе может вырасти очень много крупных градин (примерно 3 сантиметра в диаметре). Градина диаметром 3 сантиметра имеет объем, примерно в 10 миллиардов раз больший объема облачной капельки[4].

Таким образом, для образования одной градины диаметром 3 сантиметра должны быть собраны вместе облачные капельки из 100 миллионов кубических сантиметров облака. Это дает одну градину на каждые 100 кубических метра облака[4].

Данные подсчеты показывают, что большие градины — редкость: для их возникновения в облаке должно накопиться очень большое количество жидкой воды, что происходит нечасто[6].

Возможно, зародышем градины является большая капля воды, которая замерзла в то время, когда она с восходящим потоком попала в холодные области облака.

Когда замерзшая частица с диаметром примерно 1 миллиметров появляется в холодной области грозового облака, она может очень быстро вырасти за счет столкновения с переохлажденными каплями. Одно время предполагали, что переохлажденные капельки замерзают при столкновении, образуя непрозрачный лед. Такой процесс может продолжаться до тех пор, пока градина не опуститься ниже уровня нулевой изотермы и лед не начнет таять, образуя слой жидкой воды. Вследствие внезапного усиления восходящего движения градина может снова попасть в холодные области облака, где вода, покрывающая градину, замерзает, образуя прозрачный лед. Затем, прежде, чем градина снова упадет ниже уровня нулевой изотермы, образуется второй слой непрозрачного льда. Такие движения вверх и вниз через уровень нулевой изотермы могут объяснить образование слоев прозрачного и непрозрачного льда по мере роста градины[4].

Впоследствии некоторые положения этой теории были отвергнуты. Должно быть слишком много совпадений, чтобы градина могла то подниматься над уровнем замерзания, то падать ниже его. Кроме того, фактически наблюдаемые слои прозрачного льда слишком толсты, чтобы они могли образоваться путем замерзания тонкой пленки воды. Более того, образование слоев прозрачного и непрозрачного льда можно объяснить и не предполагая, что градина долетает до уровня, где лед тает[10].

Во второй теории допускается, что градина может образоваться, когда ледяная частица падает непосредственно от вершины облака до его основания. Наличие слоев прозрачного льда объясняется тем, что при накоплении слишком большого количества воды градина становится мокрой и процесс замерзания замедляется. Было найдено, что вода содержит растворенный в ней воздух. Когда вода замерзает медленно, воздух высвобождается из нее. Когда же замерзание происходит быстро, растворенный в воде воздух образует маленькие пузырьки, которые заключены внутри льда[4].

Интерес представляет то, что вода при температуре минус 10 градусов по Цельсию замерзает медленно. Но для замерзания необходимо куда-то отвести скрытую теплоту плавления, которая выделяется при замерзании воды. Каждый грамм замерзающей воды выделяет примерно 80 калорий тепла. Это тепло идет на нагревание льда и воды. Чтобы процесс замерзания шел непрерывно, тепло от градины должно уноситься воздухом. В точности такой же, но обратный по знаку эффект наблюдается при таянии льда[6].

Когда при падении ледяная частица захватывает большое количество переохлажденной воды, быстрый отток выделяющегося при замерзании тепла становится невозможным. Температура на поверхности градины повышается, замерзание замедляется, в результате чего образуется чистый лед. Исходя из этого, образование на градине прозрачного льда можно объяснить и не предполагая, что градина должна обязательно попадать в слои с положительной температурой. Подобная ситуация имеет место, когда градина падает сквозь ту область облака, где велико содержание переохлажденной воды[4].

Если водность облака мала, падающая градина захватывает относительно небольшое количество переохлажденной воды. В этом случае замерзание может произойти быстро и воздушные пузырьки не смогут выделиться. Следовательно, когда число и размер переохлажденных облачных капель очень малы, капельки могут замерзать почти мгновенно, образуя непрозрачный лед[4].

Процессом, при котором растущая ледяная частица проходит через облако только один раз, можно объяснить возникновение градин диаметром около 1 сантиметра[12]. Для образования очень больших градин, диаметр которых превышает 3- 4 сантиметра, этого уже недостаточно: за одно прохождение сквозь облако частица не сможет захватить нужное количество воды. Растущая градина должна совершить несколько циклов вверх и вниз. Однако, не обязательно, чтобы при подъеме и опускании растущий кусок льда проходил через уровень нулевой изотермы. Существенно лишь чтобы градина оставалась в переохлажденной части облака[11].

3.ОПАСНЫЕ ЯВЛЕНИЯ И ЭКОЛОГИЧЕСКИ ВРЕДНЫЕ АЭРОЗОЛИ В КОНВЕКТИВНЫХ ОБЛАКАХ

3.1 Атмосферные явления, возникающие в конвективных облаках

3.1.1 Грозы и градобития Град выпадает в разное время, но почти всегда он сопровождает грозы. В одной местности град бывает очень редко, в другой он обычное явление.

К районам, в которых велико число случаев выпадения губительного града, можно отнести Российский Кавказ, Северную Италию, США,.

Град выпадает обычно при сильных грозах в теплое время года, когда температура у поверхности земли не ниже 20оС. Чаще всего он проходит узкой (не больше 10 километров), но длинной (стони километров) полосой.

Град ломает виноградные лозы и ветки фруктовых деревьев, сбивает с них плоды, уничтожает посевы зерновых, ломает стебли подсолнечника и кукурузы. Нередко от ударов градин гибнет домашняя птица, мелкий и крупный рогатый скот.

Давно подмечено, что есть районы, которые из года в год страдают от града. Некоторые земледельцы даже убеждены, что на отдельных полях градом непременно выбьет посевы, в то время как соседний участок не пострадает. Для жителей Англии — град большая редкость, а французские виноградари, живущие по другую сторону Ла-Манша, проклинают его несколько раз в год. В тропиках град почти никогда не выпадает, хотя грозы там полыхают часто. Так, в Браззавиле за год бывает до 60 гроз, однако за всю историю города град там ни разу не зарегистрирован.

Когда рассказывают о выпавшем граде, прежде всего отмечают размеры градин. Они обычно все разные по величине. В Индии и Китае известны случаи падения с небес ледяных глыб весом 2−3 килограмма. Рассказывают даже о таком печальном происшествии: в 1961 году в Северной Индии тяжелая градина убила слона. В наших умеренных широтах наблюдались градины весом около килограмма. Известен случай, когда в Воронеже град разломал черепицу на крыше дома, пробил металлическую крышу автобуса. Это косвенные признаки, по которым тоже судят о величине градин. Иногда удается сделать фотоснимки.

Одна из градин, сфотографированная в США, имела диаметр 12 см, 40 см по окружности, а весила 700 г. Во Франции зарегистрированы удлиненные градины величиной примерно с ладонь (15 Х 9 см). Вес отдельных градин достигал 1200 г! И таких градин на один квадратный метр выпало штук 5−8.

Самый большой ущерб град наносил сельскому хозяйству. Поэтому люди начали искать средства борьбы с этим стихийным бедствием. Известно, что в Италии в сезон 1955 года было выпущено по облакам, несущим град, около ста тысяч ракет. Результата не было. Дело в том, что итальянские ракеты достигали лишь 1,5−2 км, в то время как крупнокапельная зона находится на высоте 5−7 км.

Чтобы научиться бороться с градом, надо прежде всего как можно больше узнать про него. Всемирная метеорологическая организация (ВМО) лишь в 1956 году дала определение, что такое град: «Град — осадки в виде сферических частиц или кусочков льда (градины) диаметром от 5 до 50 мм, иногда больше, выпадающие изолированно или же в виде неправильных комплексов. Градины состоят только из прозрачного льда или ряда его слоев толщиной не менее 1 мм, чередующихся с полупрозрачными слоями. Выпадение града наблюдается обычно при сильных грозах». За считанные минуты град покрывает землю ледяными шариками слоем 5−7 см. В районе Кисловодска в 1965 году выпал град, покрывший землю слоем в 75 см!

Атмосферные процессы иногда находятся в столь неустойчивом состоянии, что при сравнительно небольшом вмешательстве можно подтолкнуть их ход в желаемом направлении. Именно этого и добиваются метеорологи, штурмующие облака.

3.2 Аэрозоли в конвективных облаках

3.2.1 Виды аэрозолей Аэрозоли, встречающиеся в облаках, можно условно разделить на два типа:

Фоновые аэрозоли, постоянно присутствующие в атмосфере и являющиеся неотъемлемой частью ее состава.

Аэрозоли, поступающие в облака в результате различных процессов (пожары, взрывы, извержения вулканов, пыльные бури, промышленные выбросы), при которых концентрация аэрозоля превышает фоновые значения, характерные для данной местности.

Роль аэрозолей первого типа в образовании и развитии облака достаточно изучена. Между тем, процессы взаимодействия конвективного облака с аэрозольными частицами, поступающими туда в результате различных процессов, изучены недостаточно.

Конвективные облака, концентрация аэрозольных частиц внутри которых значительно превышает фоновые значения, характерные для невозмущенной атмосферы, по происхождению можно подразделить на несколько основных видов:

облака взрывов;

облака пожаров;

облака вулканических извержений;

конвективные облака, образующиеся над факелами промышленных предприятий;

конвективные облака, образующиеся в естественных температурных условиях, но загрязненные аэрозолями, поступившими в атмосферу из различных источников.

К облакам, относящихся к последнему типу, можно отнести конвективные облака, подвергаемые искусственному засеву аэрозолями с заданными физико-химическими свойствами (активные воздействия).

Облака взрывов. Общей причиной развития конвективного облака при взрывах антропогенного происхождения, является возникновение и развитие мощного конвективного движения над источником перегрева.

Процесс взрыва характеризуется практически мгновенным значительным повышением температуры в некотором объеме. Причиной взрыва, не связанного с термоядерными процессами, как правило, является воспламенение горючего вещества при его быстрой утечке в результате разрушения резервуара. При горении паров легковоспламеняющихся веществ образуется огненный шар. Перегрев внутренней области шара относительно окружающей атмосферы обычно составляет порядка К.

После окончательного формирования огненный шар отрывается от Земли поднимается вверх. В процессе подъема он взаимодействует с окружающей атмосферой и увеличивается в результате вовлечения окружающего воздуха. По мере подъема огненного шара, а также, расхода веществ, участвующих в экзотермических реакциях, температура внутри шара понижается. В результате охлаждения происходит конденсация водяного пара, содержащегося в вовлекаемом воздухе. Образуется облако, причем, составляющие его капли могут содержать значительные концентрации вредных веществ в результате их взаимодействия с продуктами горения[14].

Облака пожаров. При пожарах источник энергии действует в течение продолжительного времени (от нескольких часов до нескольких месяцев). В связи с этим конвективные течения имеют форму струй.

Характеристики конвективных облаков, развивающихся над пожарами, зависят от количества и физико-химических свойств сгораемых веществ, площади, охваченной огнем, влажности воздуха. Помимо этого, существенное влияние на развитие облака оказывают радиационные факторы.

Масса аэрозоля, выбрасываемого в атмосферу при пожарах, составляет: для городских пожаров —, для лесных пожаров —. Интенсивность аэрозолей и площадь, охваченная пожаром, могут изменяться на несколько порядков в зависимости от количества и характера горючих веществ, особенностей подстилающей поверхности, причины пожара и стадии его развития.

Облака над факелами промышленных предприятий. Выбросы, поступающие в атмосферу из дымовых труб и других промышленных источников, перегреты относительно окружающей среды. В связи с этим над источником происходит подъем воздуха.

Промышленные выбросы содержат аэрозольные компоненты, что в наибольшей степени характерно для дымовых труб. Интенсивность аэрозольной эмиссии и физико-химические свойства аэрозольных частиц зависят от типа промышленного предприятия, режима его работы, от характера и устройства фильтрующих систем, применяемых при очистке выбросов.

Облака вулканического происхождения. Извержения вулканов представляют собой периодически действующие источники, выбрасывающие в атмосферу горючие газы, водяной пар и аэрозоли. При этом происходит образование конвективного облака вулканического происхождения, представляющего собой вертикальные струи, содержащие продукты извержения.

Аэрозоль, содержащийся в таких облаках, можно подразделить на два типа:

Вулканический пепел, состоящий из силикатных частиц, образующихся при застывании капель магмы и при разрушении вулканических пород.

Продукты физико-химических реакций с участием газообразных продуктов извержения и атмосферных газов.

Продукты сгорания, образующиеся при пожарах вблизи вулкана.

Загрязненные конвективные облака, не связанные с экстремальными ситуациями. Нередко наблюдаются случаи, когда облако, образующееся в нормальных условиях, содержит большое количество аэрозольных частиц в результате попадания в него продуктов аэрозольной эмиссии при пожарах, взрывах, промышленных выбросах, извержениях вулкана, пыльных бурях, имевших место вблизи района образования конвективного облака.

4. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЧИСЛЕННОЙ МОДЕЛИ КОНВЕКТИВНОГО ОБЛАКА

4.1 Описание численной модели

4.1.1 Обоснование выбора модели Возможности натурных исследований конвективных облаков сильно ограничены. Основными факторами, затрудняющими натурные исследования, являются существенная нестационарность облачных процессов, затрудняющая измерения, а также, опасные явления, угрожающие здоровью и жизни экспериментаторов либо сохранности аппаратуры. В связи с этим важным инструментом исследования физики облачных процессов, происходящих в конвективных облаках, являются численные модели.

Эти модели могут быть классифицированы по целому ряду признаков. По наличию учета зависимости характеристик облака от времени модели можно подразделить на стационарные и нестационарные; по размерности пространства — на нуль-мерные, одномерные, полуторамерные, двумерные, трехмерные. Модели различаются по способу описания микрофизических процессов в облаке. Помимо этого, между разными моделями существуют различия по наличию, полноте и способу учета взаимодействия облака с окружающей средой, фазовых переходов, электрических процессов, химических реакций, распространения газообразных и аэрозольных примесей, радиационных процессов и др.

Выбор того или иного типа модели осуществляется исходя из цели и предмета исследования, а также, имеющихся в распоряжении вычислительных средств.

Данные натурных исследований конвективных облаков убедительно показывают, что такие облака представляют собой сугубо нестационарное явление. Следовательно, стационарные модели применительно к ним могут применяться, в основном, для упрощенного анализа некоторых характеристик конвективных облаков, слабо меняющихся в течение некоторого промежутка времени. Между тем, известно, что характерное время жизни конвективного облака, как правило, составляет порядка 102 минут; в течение этого периода скорость воздушных движений в облаке может изменяться на 1 — 2 порядка; водность, удельная плотность электрического заряда и напряженность электрического поля — на 3 — 6 порядков. Таким образом, моделирование эволюции таких облаков, в основном, предполагает применение нестационарной модели.

Реализация адекватных моделей большой размерности затруднена в связи с большой длительностью проведения расчетов. По этой причине целесообразно использовать модель малой размерности (полуторамерную). Это оправдано, поскольку движение воздуха, капель, кристаллов и аэрозолей во внутримассовых конвективных облаках, в основном, происходит в вертикальном направлении.

Введение

детальной микрофизики дополнительно увеличивает время, затрачиваемое на выполнение численных расчетов. Вместе с этим показано, что решение системы уравнений для интегральных характеристик облачных элементов дает результаты, находящиеся в удовлетворительном соответствии с данными натурных измерений. Следовательно, на данном этапе исследований можно ограничиться параметризованным описанием микрофизических характеристик облака.

В модели необходим учет наличия кристаллической фазы в облаке, играющей существенную роль в процессе осадкообразования.

В модель необходимо ввести аэрозольный блок.

Для наиболее корректного описания динамики облака, также, необходим учет взаимодействия конвективного облака с окружающей средой, то есть, модель должна быть неадиабатической.

На основании вышесказанного был произведен выбор конкретного типа модели конвективного облака — полуторамерной, нестационарной, с параметризованным описанием микрофизических процессов, с учетом наличия грубодисперсных аэрозолей.

4.1.2 Общая характеристика модели Рассматриваемая модель конвективного облака создана на основе системы уравнений гидротермодинамики. Данная модель в течение двух десятилетий совершенствовалась и дорабатывалась сотрудниками отдела Физики облаков ГГО им. А. И. Воейкова.

В модель были введены дополнительные уравнения, описывающие распространение нерастворимых гидрофобных грубодисперсных аэрозольных частиц в облаке и подоблачном слое, а также, параметрические выражения для расчета интенсивности взаимодействия аэрозолей с каплями и ледяными частицами.

Полученная в итоге модель включает:

1) систему нелинейных нестационарных уравнений гидротермодинамики, и уравнений баланса субстанций, осредненных по горизонтальному сечению цилиндра конечного радиуса;

2) параметрические выражения для вычисления интенсивностей микрофизических процессов и фазовых переходов;

3) граничные и начальные условия;

4) численный алгоритм и метод решения системы уравнений;

5) программу для ПЭВМ.

Рассматриваемая модель применима для описания эволюции внутримассового конвективного облака в пренебрежении влиянием горизонтальной адвекции. Развитие облака происходит в цилиндрической области пространства радиуса R и высоты H (далее именуемой «цилиндр»). Данная область снизу ограничена подстилающей поверхностью; значение высоты верхней границы цилиндра () задано таким образом, чтобы возмущения среды, связанные с развитием облака, не достигали данного уровня. Все уравнения осреднены по горизонтальному сечению цилиндра радиуса R. Как внутри, так и вне цилиндрической области все физические величины меняются в пространстве только по вертикали[18]. Изменение величин по горизонтали происходит только на границе цилиндра Горизонтальное изменение плотности среды учитывается только при расчете силы плавучести. Во внутренней области цилиндра, в общем случае, значения характеристик облака и воздушной среды изменяются во времени.

Взаимодействие облака с окружающей средой (вовлечение, перемешивание) приводит к изменению его характеристик, однако, предполагается, что конвективный поток не возмущает внешнюю среду. Известно, что в реальных условиях характерное время изменения параметров окружающей атмосферы, как правило, много больше времени жизни облака, поэтому в модели полагается, что параметры внешней среды не меняются со временем.

В связи с тем, что конвекция является неадиабатическим процессом, и облако взаимодействует с окружающей средой через боковую границу, горизонтальный размер облака в значительной степени определяет интенсивность данного взаимодействия, а следовательно, и динамику конвективных потоков.

4.1.3 Система уравнений гидротермодинамики и баланса масс Система уравнений модели включает:

Система основных гидротермодинамических уравнений модели включает:

1. Уравнение движения

где — скорость восходящего потока, — время, — вертикальная координата, — коэффициент бокового турбулентного перемешивания, — радиальная составляющая скорости, — скорость восходящего потока на границе цилиндра, — плотность воздуха, — ускорение свободного падения, и — значения виртуальной температуры внутри облачного цилиндра и во внешней среде соответственно,, ,, ,, , — отношение смеси облачных капель, дождевых капель, градин, облачных ледяных кристаллов, свободных аэрозольных частиц, аэрозоля, заключенного в дождевые капли и аэрозоля, заключенного в градины соответственно.

Чертой и тильдой обозначены значения величин за пределами цилиндра и на его границе соответственно.

2. Уравнение неразрывности, записанное в приближении несжимаемости среды

где — плотность воздуха.

3. Уравнение сохранения энергии

где — сухоадиабатический градиент температуры, — источник-сток температуры.

4. Уравнение баланса отношения смеси водяного пара

где — источник-сток водяного пара.

5. Уравнение баланса отношения смеси облачных капель

где — источник-сток облачных капель, — их скорость седиментации.

6. Уравнение баланса отношения смеси дождевых капель

где — источник-сток дождевых капель, — скорость их седиментации.

7. Уравнение баланса отношения смеси частиц кристаллических осадков

где — источник-сток градин, — скорость их седиментации.

8. Уравнение баланса отношения смеси облачных ледяных кристаллов

где — источник-сток градин, — скорость их седиментации.

9. Уравнение баланса отношения смеси свободных аэрозольных частиц

где — источник-сток аэрозольных частиц, — скорость их седиментации.

10. Уравнение баланса отношения смеси аэрозольных частиц, содержащихся в дождевых каплях

где — источник-сток аэрозольных частиц, содержащихся в дождевых каплях.

11. Уравнение баланса отношения смеси аэрозольных частиц, содержащихся в градинах

где — источник-сток аэрозольных частиц, содержащихся в градинах.

Первый член в правой части уравнений (4.4 — 4.11) описывает конвективный перенос с учетом собственной скорости перемещения субстанции. Для отношения смеси водяного пара эта скорость равна нулю. Второй член описывает турбулентный обмен субстанциями между цилиндром и окружающей атмосферой (в параметрической форме), третий — упорядоченный перенос субстанции через боковую границу цилиндра горизонтальным потоком воздуха. Далее в уравнениях (4.5 — 4.11) следует член, обусловленный зависимостью скорости седиментации частиц соответствующего сорта, а также, плотности среды от вертикальной координаты[19]. Последний член в правой части уравнения энергии описывает источник (сток) тепла при фазовых переходах влаги, а в (4.4 — 4.11) — источник (сток) субстанции в результате микрофизических процессов либо (для случая свободных аэрозольных частиц) вследствие эмиссии вещества из внешнего источника. Последние члены правой части уравнения движения описывают силу плавучести, а также вес взвешенных в воздухе твердых и жидких частиц.

Система дополнена уравнениями состояния идеального газа и гидростатики, а также формулами для насыщающего значения отношения смеси водяного пара относительно плоской поверхности воды и льда и для расчета виртуальной температуры.

4.1.4 Микрофизические процессы в облаке. Начальные и граничные условия Пар, вода, лед и аэрозоли могут переходить из одной фракции в другую как в результате фазовых переходов влаги, так и вследствие механического взаимодействия частиц между собой. Процессы, сопровождаемые фазовыми переходами, вследствие как прямых, так и обратных связей, влияют на все параметры конвективного облака. По этой причине в модели необходим учет источников и стоков различных субстанций в результате тех или иных микрофизических процессов.

Строгое теоретическое описание вышеперечисленных процессов возможно с помощью сложных интегро-дифференциальных уравнений [20], решение которых даже для жидкокапельной фазы можно получить только численными методами. Совершенные методы детализированного описания ледяных частиц на сегодняшний день отсутствуют, что объясняется многообразием форм кристаллов, особенностей их внутреннего строения, а также, спектров распределений ледяных частиц по размерам. В еще большей степени сказанное справедливо и в отношении АЧ любого вида. При детальном описании микрофизических процессов с участием кристаллов и (или) аэрозольных частиц необходимо введение многочисленных переменных, что при отсутствии серьезных упрощений приведет к резкому увеличению длительности расчетов.

Смысл параметрического подхода состоит в замене подробного описания микрофизических процессов с помощью кинетических уравнений для функций распределения частиц по размерам приближенным описанием эволюции интегральных характеристик (например, массовой концентрации) совокупности облачных частиц того или иного вида.

Введение

такой замены позволяет существенно упростить модель и ускорить расчеты.

Рассмотрим реализацию параметрического подхода, предложенную в данной модели с учетом присутствия грубодисперсных аэрозолей в облаке.

Полагается, что вся влага в облаке состоит из водяного пара, облачных капель, дождевых капель, облачных ледяных кристаллов и ледяных частиц осадков (градин).

При описании микрофизических процессов приняты следующие допущения :

1. Рост массы облачных капель происходит за счет конденсации пара.

2. Образование дождевых капель происходит в результате взаимодействия облачных капель (автоконверсия).

3. Дальнейший рост массы дождевых капель происходит за счет их коагуляции с облачными.

4. Образование и дальнейшее увеличение массы облачных ледяных кристаллов имеет место вследствие сублимации водяного пара на льдообразующих ядрах, а также, при достаточно низких температурах, вследствие замерзания облачных капель.

5. Образование градин происходит в результате сублимационного роста кристаллов, замерзания дождевых капель, а также, перехода дождевой влаги в лед при соударениях дождевых капель с ледяными частицами всех фракций.

6. Рост массы градин происходит в результате их обзернения при коагуляции с облачными каплями.

7. Вторичным фактором, определяющим рост общей массы дождевых капель, является таяние кристаллических осадков.

На рис. 4.1 показаны возможные переходы между этими фракциями, учтенные в модели, в предположении об отсутствии аэрозольных частиц в облаке.

Рис. 4.1 Схема микрофизических процессов в облаке.

1 — конденсация водяного пара; 2a — автоконверсия; 2c — коагуляция; 3 — гетерогенное замерзание дождевых капель 4 — сублимация водяного пара на градинах; 5 — таяние градин; 6, 7, 8 — испарение облачных капель, дождевых капель и градин соответственно; 9 — испарение воды с поверхности тающих градин; 10 — обзернение градин; 11 — гомогенное замерзание облачных капель; 12 — сублимация водяного пара на естественных льдообразующих ядрах; 14 — интенсивность выброса ледяных сплинтеров при обзернении градин; 15 — переход облачных ледяных кристаллов в градины в результате сублимационного роста; 16 — коагуляция дождевых капель с градинами; 17ic — переход облачных ледяных кристаллов в градины при столкновении с дождевыми каплями и замораживании последних; 17r — замораживание дождевых капель при коагуляции с облачными кристаллами;

Известно, что типичные спектры облачных частиц, как правило, узки по сравнению со спектрами частиц осадков [24], коэффициент коагуляции их между собой мал по сравнению со случаем межфракционных взаимодействий; отсюда следует, что число взаимодействий между облачными частицами мало, хотя их концентрации и велики. Скорости падения этих частиц (порядка) пренебрежимо малы по сравнению с обычно наблюдаемыми в конвективном облаке скоростями воздушного потока (порядка). Спектры частиц осадков достаточно широкие, однако, концентрация их мала и, следовательно, число взаимодействий между частицами этой фракции также мало. Конечные скорости падения частиц осадков сравнимы со скоростями конвективных потоков. Ввиду сильного различия в размерах между частицами этих фракций (а значит, и в скоростях падения) число взаимодействий между ними будет велико (по сравнению с числом внутрифракционных взаимодействий). Отсюда следует возможность разбиения как жидкой, так и твердой фазы в облаке на две фракции: облачных частиц и осадков[32].

Учет наличия в облаке грубодисперсных аэрозолей также может быть осуществлен в рамках параметризованного подхода. В данной модели предполагается [25], что аэрозоль, присутствующий внутри облака, представлен в виде двух фракций: свободные частицы, а также, аэрозоль, заключенный внутри частиц осадков (как жидких, так и кристаллических).

При описании микрофизических процессов с участием перечисленных фракций приняты следующие допущения:

1. Свободные аэрозольные частицы поступают в облако только извне и не образуются в результате каких-либо микрофизических процессов.

2. Конденсация пара на поверхности аэрозольных частиц не происходит.

3. Появление аэрозоля, содержащегося в дождевых каплях, происходит в результате коагуляции последних со свободными аэрозольными частицами.

4. Появление аэрозоля, содержащегося в градинах, происходит в результате замерзания дождевых капель, содержащих аэрозоль.

5. Вторичным фактором, определяющим рост массы аэрозоля, содержащегося в дождевых каплях, является таяние градин, содержащих аэрозоль[33].

6. Коагуляция аэрозольных частиц между собой, а также, с облачнымии каплями и кристаллами не происходит.

На схеме на рис. 4.2 показаны учтенные в модели возможные переходы влаги и аэрозольного вещества между различными фракциями.

Рис. 4.2 Схема баланса субстанций в облаке с учетом аэрозоля

1 — конденсация водяного пара; 2a — автоконверсия; 2c — коагуляция; 3 — гетерогенное замерзание дождевых капель 4 — сублимация водяного пара на градинах; 5 — таяние градин; 6, 7, 8 — испарение облачных капель, дождевых капель и градин соответственно; 9 — испарение воды с поверхности тающих градин; 10 — обзернение градин; 11 — гомогенное замерзание облачных капель; 12 — сублимация водяного пара на естественных льдообразующих ядрах; 14 — интенсивность выброса ледяных сплинтеров при обзернении градин; 15 — переход облачных ледяных кристаллов в градины в результате сублимационного роста; 16 — коагуляция дождевых капель с градинами; 17ic — переход облачных ледяных кристаллов в градины при столкновении с дождевыми каплями и замораживании последних; 17r — замораживание дождевых капель при коагуляции с облачными кристаллами; 18 — переход свободных аэрозольных частиц в аэрозоль, поглощенный дождевыми каплями, при коагуляции с ними; 19, 21, 22 — переход аэрозоля, содержащегося в дождевых каплях, в аэрозоль, содержащийся в градинах: при гетерогенном замерзании капель, при их коагуляции с градинами и с облачными ледяными кристаллами соответственно; 20 — переход аэрозоля, содержащегося в градинах, при таянии последних, в аэрозоль, содержащийся в дождевых каплях[34].

Значения источниковых членов в уравнениях (4.1 — 4.13) рассчитываются по следующим формулам [24]:

1. Источник-сток водяного пара:

где — интенсивность конденсации водяного пара; - интенсивность испарения облачных капель; - интенсивность испарения дождевых капель; - интенсивность испарения градин; - интенсивность испарения тающих градин; - интенсивность сублимации водяного пара на градинах.

2. Источник-сток облачных капель:

где — интенсивность автоконверсии; - интенсивность коагуляции облачных и дождевых капель; - интенсивность обзернения градин; - интенсивность гомогенного замерзания облачных капель; - интенсивность сублимации водяного пара на естественных льдообразующих ядрах при перегонке пара с облачных капель на облачных ледяных кристаллах.

3. Источник-сток облачных ледяных кристаллов:

где — интенсивность выброса ледяных частиц в результате действия механизма Халлетта-Моссопа, — интенсивность перехода облачных ледяных кристаллов в градины при коагуляции первых с дождевыми каплями; - интенсивность перехода облачных ледяных кристаллов в градины в результате сублимационного роста облачных ледяных кристаллов.

4. Источник-сток дождевых капель:

где — интенсивность гетерогенного замерзания дождевых капель; - интенсивность таяния градин; - интенсивность перехода дождевых капель в градины при коагуляции облачных ледяных кристаллов с дождевыми каплями; - интенсивность коагуляции градин и дождевых капель;

5. Источник-сток ледяных частиц осадков:

6. Источник-сток свободных аэрозольных частиц:

где — интенсивность поступления аэрозоля в атмосферу из внешнего источника, — интенсивность коагуляции свободных аэрозольных частиц с дождевыми каплями.

7. Источник-сток свободных аэрозольных частиц, содержащихся в дождевых каплях:

где — интенсивность поступления аэрозоля в атмосферу из внешнего источника, — интенсивность коагуляции свободных аэрозольных частиц с дождевыми каплями, — интенсивность перехода аэрозоля из градин в дождевые капли при таянии,, , — интенсивность перехода аэрозоля из дождевых капель в градины при гетерогенном замерзании, при коагуляции дождевых капель с градинами и с облачными ледяными кристаллами соответственно.

8. Источник-сток свободных аэрозольных частиц, содержащихся в градинах:

Параметрические выражения для расчета скоростей протекания микрофизических процессов (за исключением учета аэрозоля) приведены в.

В модели учтено изменение температуры среды при фазовых переходах влаги (источниковый член) с учетом удельной скрытой теплоты переходов вода — пар, вода — лед и пар — лед.

Начальные и граничные условия. Для ее решения системы уравнений модели необходимо задать начальные и граничные условия. Введем в рассмотрение вектор:

и зададим искомые переменные в начальный момент времени t=0 как функцию z, а для укажем их значения при z=0 и z=H[35].

Начальное количество аэрозоля Q=10 -3 кг аэрозоля/кг воздуха;

Диаметр частиц 10 мкм (довольно грубодисперсная пыль);

Плотность аэрозоля 2 г/куб.см.

5.ОПИСАНИЕ ИНТЕГРАЛЬНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК АТМОСФЕРЫ И АНАЛИЗ ДАННЫХ РАДИОЗОНДИРОВАНИЯ АТМОСФЕРЫ ДЛЯ ЛЕТА 2011 г. (г.САНКТ-ПЕТЕРБУРГ)

5.1 Краткая характеристика параметров атмосферы

5.1.1 Описание индексов, характеризующих состояние атмосферы Существуют параметра, которые характеризуют состояние атмосферы: доступная конвективная потенциальная энергия и индекс плавучести.

CAPE (Convective Available Potential Energy) — доступная конвективная потенциальная энергия представляет собой количество энергии плавучести, доступной для ускорения частицы воздуха по вертикали или количество работы, совершающей частицей воздуха при подъёме. Используется для прогнозирования грозовой деятельности и конвективных явлений. САРЕ — это положительная область на диаграмме между линией влажной адиабаты и кривой состояния воздуха от уровня свободной конвекции до уровня выравнивания температуры. САРЕ измеряется в Джоулях на кг воздуха и рассчитывается по формуле 5.1:

(5.1)

zf, zn — высоты соответственно свободной конвекции и уровня выравнивания температур (нейтральная плавучесть);

Tнparcel — виртуальная температура определённой частицы воздуха;

Тнbnv — виртуальная температура окружающей среды;

g — ускорение свободного падения (9,81 м/с2).

Когда частица неустойчива (её температура выше окружающей среды), она будет продолжать подниматься вверх, пока не достигнет устойчивого слоя (хотя импульс, сила тяжести и другие силы могут заставить частицу продолжать двигаться). Существуют разнообразные типы САРЕ: САРЕ нисходящего потока (DCAPE) — показывает потенциальную силу дождя и т. д.

Характеристики индекса доступной конвективной потенциальной энергии:

— САРЕ ниже 0 — устойчивое состояние (грозы невозможны);

— САРЕ от 0 до 1000 — слабая неустойчивость (возможны грозы);

— САРЕ от 1000 до 2500 — умеренная неустойчивость (сильные грозы и ливни);

— САРЕ от 2500 до 3500 — сильная неустойчивость (очень сильные грозы, град, шквалы);

— САРЕ выше 3500 — взрывная конвекция (суперячейки, торнадо и т. п.).

Нормализованная CAPE является более усовершенствованной разновидностью обычной САРЕ и определяется: CAPE/FCL, где FCL — мощность слоя свободной конвекции (Free Convective Layer). Обычная САРЕ не всегда является хорошим показателем плавучести, поэтому ввели некоторое дополнение. Единицы измерения NCAPE такие же, то есть Дж/кг или м/с2. Для получения полной картины состояния атмосферы нужно учитывать и САРЕ и NCAPE.

Индекс плавучести (Li) является ещё одним показателем неустойчивости. Этот индекс рассчитывается по формуле 5.2:

Li = T500mb (окр.ср.) — Т500mb (част.), (5.2)

то есть значение температуры воздушного слоя на уровне 500 гПа (около 5,5 км) минус значение температуры воздушной массы, поднятой в результате конвекции до уровня 500 гПа и вторгшейся в этот воздушный слой. Например, температура воздушного слоя на уровне 500 гПа равна -5°. Температура воздушной массы, которая из-за конвекции поднялась до уровня 500 гПа и вторглась в этот воздушный слой, составляет +3°. Отнимаем: -5—(+3)=-8. LI = -8. И тут ничего сложного нет. Если конвекция настолько бурная, что поднимающиеся воздушные массы просто не успевают охладиться сильнее, чем окружающий их воздух, то тогда и возникают сильно отрицательные (-3 и ниже) значения LI, что служит «пищей» для сильных гроз. Отрицательные значения указывают на неустойчивость в атмосфере, они указывают на наличие сильных восходящих потоков, являющихся причиной гроз и сильных осадков. Напротив, при отсутствии конвекции слой воздуха на уровне 500 гПа однороден, и никаких атмосферных мини-катаклизмов не возникает. Этот показатель часто используется совместно с САРЕ для прогнозирования гроз. Однако при этом нужно обязательно учитывать влажность воздуха, т.к. одной конвекции недостаточно для возникновения грозы[36].

Характеристики индекса плавучести:

LI? 4 — абсолютная устойчивость, вероятность грозы 0%;

LI 2…3 — возможны изолированные Cu cong., вероятность грозы 0 — 19%;

LI 1…2 — слабая конвекция (Cu cong.), вероятность гроз 19 — 32%;

LI 0…1 — возможны слабые ливни (отдельные Cb), вероятность грозы 32 — 45%;

LI 0…-1 — возможны слабые грозы, вероятность 45 — 58%;

LI −1…−2 — слабые грозы почти повсеместно, возможны шквалы, вероятность грозы 58 — 71%;

LI −2…−3 — вероятность гроз высока (71 — 84%), они могут быть умеренной силы;

LI −3…−4 — ожидаются сильные грозы (вероятность 84 — 100%), шквалы, возможен град;

LI −4…−5 — сильные грозы повсеместно, шквалы, град, глубокая конвекция;

LI −5…−6 — очень сильные грозы, формирование суперячеек, крупный град, возможны смерчи;

LI < -6 — «взрывная» конвекция, торнадо, наводнения, разрушительные шквалы, степень угрозы крайне высока;[40]

Существует 2 разновидности индекса плавучести:

Surfaced-based LI — данный индекс рассчитывается ежечасно, принимая, что частица поднимается от поверхности. Для его вычисления используется значение приземной влажности и температуры. Этот метод допустим для хорошо перемешанного почти сухоадиабатического пограничного слоя, где характеристики поверхности подобны тем, что наблюдаются в слое 50 — 100 мб.

Best LI — самое низкое значение Li, вычисленное от поверхности земли до слоя 850 мб[37].

Далее приведен пример по индексам для 1 июня 2011 г. Именно по этим данным мы находим два индекса: доступной потенциальной конвективной энергии и индекс подъема.

Значения различных параметров атмосферы

Station information and sounding indices

Station identifier: ULLI

Station number: 26 063

Observation time: 110 601/1200

Station latitude: 59.95

Station longitude: 30.70

Station elevation: 78.0

Showalter index: 0.19

Lifted index: -0.90

LIFT computed using virtual temperature: -1.24

SWEAT index: 159.88

K index: 24.30

Cross totals index: 23.10

Vertical totals index: 25.70

Totals totals index: 48.80

Convective Available Potential Energy: 283.30

CAPE using virtual temperature: 340.00

Convective Inhibition: 0.00

CINS using virtual temperature: 0.00

Equilibrum Level: 319.55

Equilibrum Level using virtual temperature: 320.91

Level of Free Convection: 824.96

LFCT using virtual temperature: 824.96

Bulk Richardson Number: 74.13

Bulk Richardson Number using CAPV: 88.97

Temp [K] of the Lifted Condensation Level: 283.26

Pres [hPa] of the Lifted Condensation Level: 824.96

Mean mixed layer potential temperature: 299.27

Mean mixed layer mixing ratio: 9.51

1000 hPa to 500 hPa thickness: 5638.00

Precipitable water [mm] for entire sounding: 29.82[35]

Остальные индексы в данной работе не используются, поэтому необходимости раскрывать их значения нет.

5.1.2 Обзор климатических условий Санкт-Петербурга Так как в данной работе использовались параметры атмосферы для города Санкт-Петербург, необходимо упомянуть о климатических особенностях этого региона. Санкт—Петербург относится к зоне умеренного климата, переходного от океанического к континентальному, с умеренно мягкой зимой и умеренно теплым летом.

Основной особенностью климата здесь является непостоянство погоды, обусловленное частой сменой воздушных масс, которые, в зависимости от района формирования, подразделяются на морские, континентальные и арктические. Морские воздушные массы поступают с запада, юго-запада или северо-запада при перемещении через северо-западные районы России атлантических циклонов. Циклоны приносят пасмурную, ветреную погоду и осадки. Зимой они являются причиной резких потеплений, а летом, наоборот, несут прохладу. С востока, юга или юго-востока входит сухой континентальный воздух. В антициклонах, сформировавшихся в этих воздушных массах, устанавливается малооблачная и сухая погода, летом жаркая, а зимой холодная. С севера и северо-востока, главным образом со стороны Карского моря, приходит сухой и всегда очень холодный арктический воздух, формирующийся надо льдом. Вторжения арктических воздушных масс сопровождаются наступлением ясной погоды и резким понижением температуры воздуха. В областях повышенного давления, сформировавшихся в этих воздушных массах, даже летом наблюдаются заморозки, а зимой — наиболее сильные морозы. Разнообразие синоптических процессов и частая смена воздушных масс являются причиной больших междусуточных колебаний метеопараметров. Перепады температуры воздуха, обусловленные сменой воздушных масс, могут значительно превышать амплитуду суточных колебаний и нередко достигают ± 20° и более.

По причине большой изменчивости погоды ото дня ко дню (а иногда и в течение одних суток) северо-западный регион России, к которому относится Санкт-Петербург, является одним из самых сложных для прогнозирования. Особенностью является неоднородность погодных условий по территории, близостью крупных водоемов (Финский залив, Ладожское и Онежское озера). Кроме резких изменений погоды, которые сами по себе являются неблагоприятными факторами, на территории области наблюдаются практически все опасные метеорологические явления: сильные ветры, в т. ч. шквалы и смерчи, снегопады и метели, гололед, туман, сильные морозы и жара, кратковременные интенсивные ливни и продолжительные дожди, грозы, град, лесные пожары, засуха и наводнения[30].

Анализ и отбор данных радиозондирования атмосферы

5.2.1 Краткие данные о наблюдениях за погодой летом 2011 г Данные о погоде летом 2011 года в Санкт-Петербурге приведены в таблице 5.1. В ней указаны: дата, тип облачности, наблюдаемые явления, синоптическая ситуация и различные примечания.

Таблица 5.1

Краткие данные о наблюдениях за погодой летом 2011 г.

Результаты наблюдения в вышеприведенных таблицах требуют определенного анализа, т. е. необходимо удалить из таблицы те дни, в которых не развивались конвективные облака и в которых встречаются фронтальные ситуации, т.к. мы работаем с моделью внутримассовых облаков.

5.2.2 Изменения и сокращения количества дней с развитием конвективных облаков Результаты таких удалений можно пронаблюдать в таблице 5.2.

Таблица 5.2

Дни, в которых не наблюдаются фронтальные ситуации (июнь 2011 г.)

Ко всему прочему в таблицу добавлены значения индекса плавучести и индекса допустимой потенциальной конвективной энергии. Значения этих индексов берутся из результатов радиозондирования атмосферы Аэрологической станции Воейково. На рисунке 5.1 показан внешний вид сайта университета Вайоминга, с которого берутся данные радиозондировок.

Рис. 5.1 Внешний вид сайта университета Вайоминга

5.2.3 Прореживание данных радиозондирования атмосферы для дней с развитием конвективных облаков Данные радиозондирования получаются с того самого сайта, откуда брались индексы подъема и доступной потенциальной кинетической энергии.

В данной таблице нас интересуют 3 параметра: температура, давление и точка росы. С помощью значений этих параметров мы сможем провести расчетные работы, используя численную модель конвективного облака.

Но для начала необходимо провести прореживание данных, исходя из основных изобарических поверхностей и некоторых правил. На данном этапе был использован редактор FAR. Пример работы с редактором FAR приведен на рисунке 5.2

Рис. 5.2 Пример обработки данных с помощью редактора FAR

На рисунке 5.3 показаны уже прореженные значения температуры, точки росы и давления. Именно такие значения этих параметров нам необходимы для того, чтобы провести нужные расчеты.

При прореживании данных необходимо учитывать следующие правила:

Берем 3 столбца значений: температура, точка росы и давление (первый, третий и четвертый столбцы из начальных данных). Остальные параметры удаляем.

Расстояние между точками зондировки не должно превышать 20 гПа.

Рис. 5.3 Прореженные значения температуры, точки росы и давления Все, что выше 100 гПа удаляем.

От 300 до 100 гПа: убираем все точки не кратные 50.

После 300 гПа придерживаемся основных изобарических поверхностей (1000, 925, 850, 700, 500, 300 гПа).

Изобарические поверхностиповерхности равного давления воздуха в атмосфере. Взаимное расположение изобарических поверхностей даёт представление о пространственном распределении давления воздуха. В циклоне, т. е. области пониженного давления изобарические поверхности представляет собой вогнутую поверхность, а в антициклоне, т. е. области повышенного давления, — выпуклую.

При фильтровании желательно оставлять точки, характеризующие изобарические поверхности. В результате получаем данные, которые можно подставлять в численную модель конвективного облака и производить расчеты.

6.РЕЗУЛЬТАТЫ ЧИСЛЕННОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ АЭРОЗОЛЬНОГО ВЫБРОСА В ОБЛАКЕ И УСТАНОВЛЕНИЕ ВЛИЯНИЯ ПАРАМЕТРОВ АТМОСФЕРЫ НА ВЫМЫВАНИЕ АЭРОЗОЛЬНЫХ ПРИМЕСЕЙ Численное моделирование аэрозольного выброса в облаке Результаты расчетов с использованием численной модели конвективного облака Данные, которые были получены путем прореживания мы вставляем в модель облака. Начальные данные следующие:

Начальное количество аэрозоля Q=10 -3 кг аэрозоля/кг воздуха;

Диаметр частиц 10 мкм (довольно грубодисперсная пыль);

Плотность аэрозоля 2 г/куб.см.

Развитие облака происходит в цилиндрической области пространства. Данная область снизу ограничена подстилающей поверхностью. Внутри все физические величины меняются по вертикали. Введен аэрозольный блок на высоте от 200 до 400 м (аэрозоль неподвижна внутри блока).

В итоге расчетов были получены следующие данные:

ОСАДКИ НА ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ

Сумма осадков из свободных аэрозольных частиц

Сумма осадков из аэрозольных частиц, содержащихся в градинах (крупе)

Сумма осадков из аэрозольных частиц, содержащихся в дождевых каплях

Общая сумма аэрозольных осадков

Сумма жидких осадков

Сумма кристаллических осадков

Сумма кристаллических и жидких осадков

Динамические и микрофизические процессы в облаке тесно связаны между собой большим количеством прямых и обратных связей. Эта взаимосвязь необычайно сложна. В связи с этим даже при наличии упрощений интерпретация результатов, получаемых с помощью численной модели, является сложной задачей.

Сопоставив полученные данные с параметрами атмосферы, получили таблицу 6.1

Таблица 6.1

Значения индексов подъема и допустимой потенциальной конвективной энергии, количества осадков для одного летнего сезона 2011 г.

Пояснение. D-02 мм означает 10, D-03 мм означает 10, D-03 мм означает 10

В модели учтены следующие микрофизические процессы, в которых участвуют аэрозольные примеси:

1. Захват аэрозольных частиц (далее — АЧ) дождевыми каплями при коагуляции.

2. Замерзание дождевых капель, содержащих АЧ (переход аэрозоля в градины).

3. Таяние градин, содержащих АЧ (переход аэрозоля в дождевые капли).

4. Испарение дождевых капель, содержащих АЧ, и переход аэрозоля, содержащегося в них, в свободные АЧ.

Не учтены:

1. Коагуляция АЧ с облачными каплями — вследствие малой разности скоростей падения и малого сечения соударения ею можно пренебречь.

2. Коагуляция АЧ с градинами — вследствие низкого коэффициента захвата предполагается, что твердые частицы при соударении разлетаются.

3. Конденсация водяного пара на АЧ — предполагается, что частицы твердые и негигроскопические.

6.1.2 Зависимости суммы осадков от параметров атмосферы По данным таблицы 6.1 построены следующие зависимости:

На рисунке 6.1 представлена зависимость суммы жидких осадков от индекса допустимой потенциальной конвективной энергии На рисунке 6.2 представлена зависимость суммы жидких осадков от индекса подъема На рисунке 6.3 представлена зависимость суммы осадков из аэрозольных частиц, содержащаяся в дождевых каплях от индекса допустимой потенциальной конвективной энергии На рисунке 6.4 представлена зависимость суммы осадков из аэрозольных частиц, содержащаяся в дождевых каплях от индекса подъема Рис. 6.1 Зависимость суммы жидких осадков от индекса допустимой потенциальной конвективной энергии Рис. 6.2 Зависимость суммы жидких осадков от индекса подъема Рис. 6.3 Зависимость суммы осадков из аэрозольных частиц, содержащаяся в дождевых каплях от индекса допустимой потенциальной конвективной энергии Рис. 6.4 Зависимость суммы осадков из аэрозольных частиц, содержащаяся в дождевых каплях от индекса подъема По получившимся графикам можно сделать некоторые заключения.

Интенсивность микрофизических процессов в облаке существенно зависит от пространственного распределения фракций, из которых состоит облачная среда (водяной пар, облачные капли, дождевые капли, облачные ледяные кристаллы, градины), а также, от пространственного распределения параметров окружающей среды (температура, давление и др.). Это распределение, в свою очередь, зависит от динамики воздушных потоков в облаке и околооблачном пространстве. Если в облаке присутствует аэрозольная примесь, то ее взаимодействие с воздушными потоками, облаком и осадками будет также зависеть от пространственного распределения аэрозоля. Следует учесть, что аэрозольные частицы сами влияют на эволюцию облака.

Все процессы сложным образом взаимосвязаны между собой.

В силу вышесказанного даже при сходных атмосферных ситуациях, которые в данной задаче характеризуются индексами CAPE и LI, эволюция облака, осадков и примесей может иметь существенно различный характер. Индексы CAPE и LI являются интегральными характеристиками атмосферы. Между тем, эволюция облака определяется конкретным распределением температуры и влажности по высоте. С этим связана крайняя немонотонность зависимости степени вымывания аэрозоля осадками от указанных индексов.

Вместе с тем, прослеживается тенденция к усилению вымывания аэрозоля осадками при увеличении CAPE и уменьшении LI. Это обусловлено тем, что при этом усиливается облачная конвекция, развиваются конвективные облака с большей вертикальной мощностью и водностью, а следовательно, и с большей интенсивностью осадков. Чем больше интенсивность осадков, тем сильнее вымывание аэрозольных примесей из атмосферы.

С другой стороны, мощная глубокая конвекция приводит к образованию и выпадению града. Твердые градовые частицы, как уже указывалось, слабо захватывают аэрозоль, и в модели этот захват не учитывается. В связи с этим процесс вымывания будет существенно зависеть от пространственного распределения дождевых капель и градин, а также, их взаимных превращений (замерзание и таяние), что зависит от конкретного высотного распределения температуры. Преобладание града над дождем, при прочих равных условиях, способствует ослаблению вымывания. В связи с этим зависимость интенсивности аэрозольных осадков от CAPE и LI становится еще более сложной.

Из рисунка 6.1 видно, что чем больше значение индекса CAPE, тем больше интенсивность жидких осадков. Максимум значения суммы жидких осадков (6.775?10мм) соответствует одному из наибольших значений индекса CAPE (600).

Если рассматривать зависимость суммы жидких осадков от индекса подъема (рисунок 6.2), то здесь так же видно, что максимальная суммарная интенсивность жидких осадков приходится на отрицательную ось индекса подъема, которая характеризуется крайней неустойчивостью.

В зависимостях суммы осадков из аэрозольных частиц, содержащаяся в дождевых каплях от индекса допустимой потенциальной конвективной энергии (рисунок 6.3) и от индекса подъема (рисунок 6.4) прослеживаются аналогичные закономерности.

Для ситуаций с градом зависимостей построено не было, т.к. градины с аэрозолями не контактируют, т. е. не связываются, поэтому мы пренебрегли этими данными. Но если все же просмотреть таблицу 6.1, а именно суммы осадков из аэрозольных частиц, содержащихся в градинах (крупе), то здесь наблюдается следующее: например, для 07.07.2011 индекс CAPE=634.21, индекс Lift=-1.88, сумма осадков из аэрозольных частиц, содержащихся в градинах =1.057?10 мм. Это соответствует тому, что при неустойчивых индексах подъема и допустимой потенциальной кинетической энергии атмосферы имеется тенденция к образованию града.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В данной работе была поставлена цель исследовать влияние некоторых атмосферных параметров на вымывание аэрозольных примесей из конвективных облаков, а именно влияние двух индексов: подъема и допустимой потенциальной конвективной энергии атмосферы на суммарную интенсивность вымывания аэрозольных осадков. Следует заметить, что еще никто не устанавливал такой зависимости и работа в данной направлении была проделана впервые.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Матвеев Л. Т. «Основы общей метеорологии. Физика атмосферы». Л.: Гидрометеоиздат., 2010. -765с.

Назаренко А.В. «Опасные явления погоды конвективного происхождения». Издательско-полиграфический центр Воронежского государственного университета. 2009. -208с.

Роджерс П.Р. «Краткий курс физики облаков». Перевод с англ. Сергеева Б. Н. Л.: 2009 .-223с.

Батан Л.Дж. «Человек будет изменять погоду». Перевод с англ. Беккермана И. М. Л.: Гидрометеоиздат, 2011 .-111с.

Довгалюк Ю.А., Ивлев Л. С. «Физика водных и других атмосферных аэрозолей». Изд. СпбГУ., 2008.-316с.

Качурин Л.Г. «Физические основы воздействия на атмосферные процессы». Л.: Гидрометеоиздат, 1990.-361с.

Качурин Л.Г., Морачевский В. Г. «Кинетика фазовых переходов воды в атмосфере». Л., Изд. ЛГУ., 2005.

Лейст Э. «Борьба с градом и искусственный дождь». М.: 2009. -234с.

Вульфсон Н.И. «Исследование конвективных движений в свободной атмосфере». М.: Академия наук, 2008.

10. Мучник В. М. «Физика грозы». Л.: Гидрометеоиздат, 1974. -351 с.

11. Баранов В. Г., Веремей Н. Е., Власенко С. С., Довгалюк Ю. А. «Численная нестационарная модель конвективного облака, содержащего твердые аэрозольные частицы» // Вестник СПбГУ, серия 4 (Физика и химия). 2007. -30с.

12. Барукова Ю. А., Учеваткина Т. С. «Расчет роста капель и сферических ледяных частиц в конвективных облаках на машине „Урал-1“». Л.: ГГО, 1963.-145с.

13. Мейсон Б.Дж. «Физика облаков». Л.: Гидрометеоиздат, 2010. -541 с.

14. Никандров В. Я., Шишкин Н. С. «Исследования по физике облаков». Л.: ГГО, 1974. -344с.

15. Вульфсон Н. И., Левин Л. М. «Метеотрон как средство воздействия на атмосферу». М.: Гидрометеоиздат, 2007.-32 с.

16. Гайворонский И. И., Зацепина Л. П., Зимин Б. И., Серегин Ю. А. «Воздействие на конвективные облака порошкообразными реагентами"/ Всесоюзный метеорологический съезд, Л.: Гидрометеоиздат, 2012. -86с.

17. Довгалюк Ю. А., Драчева В. П. и др. «Результаты комплексных исследований характеристик мощного кучевого облака после воздействия». Спб.: 2007. -29с.

18. «Климат Санкт-Петербурга и Ленинградской области», Официальный сайт ФГБУ Санкт-Петербургский ЦГМС-Р http://www.meteo.nw.ru/articles/index.php?id=2//, 2007;2012.

19. Дроздецкий С. Е., Кубрин В. И., Веремей Н. Е. и др. «Система активной защиты населения от радиоактивных выбросов атомных объектов (применительно к ЛАЭС в Сосновом Бору)». СПб.: 2008. -117 с.

20. Википедия. Cвободная энциклопедия, http://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A2%D1%91%D0%BF%D0%BB%D1%8B%D0%B9_%D1%84%D1%80%D0%BE%D0%BD%D1%82// 20.07.2011

21. Мазин И. П., Шметер С. М. «Облака: строение и физика образования».Л.: Гидрометеоиздат, 1983. -278 с.

22. Баханова Р. А., Силаев А. В., Вовкотруб Н. Ф., Товстенко Л. М. «Исследование свойств гигроскопических порошков, предлагаемых в качестве реагентов для активных воздействий на теплые облака и туманы». Труды УкрНИГМИ, 2007. -152с.

23. Довгалюк Ю. А., Веремей Н. Е., Синькевич А. А. «Применение полуторамерной модели для решения фундаментальных и прикладных задач физики облаков». СПб.: 2007. -162 с.

24. Гайворонский И. И., Зацепина Л. П., Зимин Б. И. «Результаты опытов воздействия на конвективные облака грубодисперсными порошками». Л.: ГГО, 2006. -149с.

25. Мазина И. П., Хргиана А. Х. «Облака и облачная атмосфера» (справочник). Л.: Гидрометеоиздат, 2009. -647 с.

26. Википедия. Свободная энциклопедия// http://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A5%D0%BE%D0%BB%D0%BE%D0%B4%D0%BD%D1%8B%D0%B9_%D1%84%D1%80%D0%BE%D0%BD%D1%82// 28.01.2012

27. Пирнач А. М., Буйков М. В. «Некоторые результаты численных экспериментов по моделированию воздействия на зимние фронтальные облака с целью увеличения осадков». Госкомгидр., 2008. -193с.

28. Синькевич А. А. «Конвективные облака Северо-Запада России». СПб.: Гидрометеоиздат, 2011. -106 с.

29. Сталевич Д. Д., Учеваткина Т. С. «К вопросу об образовании искусственных зародышей града».ГГО, 2012. -457с.