Fizyka chmur

chłodzenie powietrza do punktu rosyedytuj

Odtwarzaj media

ewolucja chmury w mniej niż minutę.

późny letni deszcz w Danii. Prawie czarny kolor podstawy wskazuje na główny obłok na pierwszym planie prawdopodobnie cumulonimbus.

chłodzenie adiabatyczne: wsuwane Pakiety wilgotnego powietrza

gdy woda paruje z obszaru powierzchni Ziemi, powietrze nad tym obszarem staje się wilgotne. Wilgotne powietrze jest lżejsze niż otaczające suche powietrze, tworząc niestabilną sytuację. Gdy zgromadzi się wystarczająco dużo wilgotnego powietrza, całe wilgotne powietrze unosi się w jednym pakiecie, bez mieszania się z otaczającym powietrzem. W miarę jak wilgotne powietrze tworzy się wzdłuż powierzchni, proces powtarza się, powodując serię dyskretnych pakietów wilgotnego powietrza wznoszących się, tworząc chmury.

proces ten występuje, gdy jeden lub więcej z trzech możliwych czynników podnoszących—cyklonowy/czołowy, konwekcyjny lub orograficzny—powoduje, że powietrze zawierające niewidzialną parę wodną wzrasta i ochładza się do punktu rosy, temperatury, w której powietrze staje się nasycone. Głównym mechanizmem tego procesu jest chłodzenie adiabatyczne. Ciśnienie atmosferyczne zmniejsza się wraz z wysokością, więc wznoszące się powietrze rozszerza się w procesie, który zużywa energię i powoduje chłodzenie powietrza, co powoduje kondensację pary wodnej w chmurze. Para wodna w nasyconym powietrzu jest zwykle przyciągana do jąder kondensacji, takich jak pył i cząstki soli, które są wystarczająco małe, aby utrzymać się w górze przez normalną cyrkulację powietrza. Krople wody w chmurze mają normalny promień około 0,002 mm (0,00008 cala). Krople mogą zderzać się, tworząc większe krople, które pozostają w górze tak długo, jak prędkość wznoszącego się powietrza w chmurze jest równa lub większa od prędkości końcowej kropel.

w przypadku chmury niekonwekcyjnej wysokość, na której zaczyna się kondensacja, nazywana jest podnoszonym poziomem kondensacji (lifted condensation level, LCL), który z grubsza określa wysokość podstawy chmury. Swobodne chmury konwekcyjne na ogół tworzą się na wysokości konwekcyjnego poziomu kondensacji (CCL). Para wodna w nasyconym powietrzu jest zwykle przyciągana do jąder kondensacji, takich jak cząstki soli, które są wystarczająco małe, aby mogły być utrzymywane w górze przez normalną cyrkulację powietrza. Jeśli proces kondensacji zachodzi poniżej poziomu zamarzania w troposferze, jądra pomagają przekształcić parę w bardzo małe krople wody. Chmury, które tworzą się tuż powyżej poziomu zamarzania, składają się głównie z przechłodzonych kropel cieczy, podczas gdy te, które kondensują się na wyższych wysokościach, gdzie powietrze jest znacznie chłodniejsze, zwykle przyjmują postać kryształków lodu. Brak wystarczającej ilości cząstek kondensacji na poziomie kondensacji i powyżej tego poziomu powoduje, że wznoszące się powietrze staje się przesycone, a tworzenie się chmur ma tendencję do hamowania.

lifting czołowy i cyklonicznyedytuj

lifting czołowy i cyklonowy występuje w najczystszych przejawach, gdy stabilne powietrze, które zostało poddane niewielkiemu lub żadnemu ogrzewaniu powierzchniowemu, jest wymuszone w górę na frontach pogodowych i wokół ośrodków niskiego ciśnienia. Ciepłe fronty związane z cyklonami pozatropowymi mają tendencję do generowania głównie chmur cirriform i stratiform na szerokim obszarze, chyba że zbliżający się ciepły obszar powietrzny jest niestabilny, w którym to przypadku chmury cumulus congestus lub cumulonimbus będą zwykle osadzone w głównej wytrącającej się warstwie chmur. Zimne fronty są zwykle szybsze w ruchu i generują węższą linię chmur, które są głównie stratokumuliform, cumululiform lub cumulonimbiform w zależności od stabilności ciepłej masy powietrza tuż przed frontem.

liftEdit konwekcyjny

innym czynnikiem jest wyporny konwekcyjny ruch w górę spowodowany znacznym dziennym ogrzewaniem słonecznym na poziomie powierzchni lub stosunkowo wysoką wilgotnością bezwzględną. Przychodzące promieniowanie krótkofalowe generowane przez słońce jest ponownie emitowane jako promieniowanie długofalowe, gdy dociera do powierzchni Ziemi. Proces ten ogrzewa powietrze najbliżej ziemi i zwiększa niestabilność masy powietrza, tworząc bardziej stromy gradient temperatury od ciepłej lub gorącej na poziomie powierzchni do zimnej w górę. Powoduje to wzrost i ochłodzenie, aż do osiągnięcia równowagi temperatury z otaczającym powietrzem w górze. Umiarkowana niestabilność pozwala na tworzenie się chmur kumulatywnych o umiarkowanej wielkości, które mogą wytwarzać lekkie ulewy, jeśli powietrze jest wystarczająco wilgotne. Typowe upcurrenty konwekcyjne mogą pozwolić kropelkom rosnąć do promienia około 0,015 milimetrów (0,0006 cala) przed strąceniem jako Prysznice. Równoważna średnica tych kropelek wynosi około 0,03 milimetra (0,001 cala).

jeśli powietrze w pobliżu powierzchni staje się wyjątkowo ciepłe i niestabilne, jego ruch w górę może stać się dość wybuchowy, co powoduje wysokie chmury cumulonimbiform, które mogą powodować ciężką pogodę. Jako małe cząsteczki wody, które tworzą grupę chmur, tworząc krople deszczu, są ściągane na ziemię przez siłę grawitacji. Krople normalnie wyparowywałyby poniżej poziomu kondensacji, ale silne updrafty buforują spadające krople i mogą utrzymywać je w górze znacznie dłużej niż w przeciwnym razie. Gwałtowny updrafts może osiągnąć prędkość do 180 mil na godzinę (290 km/h). Im dłużej krople deszczu pozostają w górze, tym więcej czasu muszą urosnąć do większych kropelek, które ostatecznie spadają jako ciężkie Prysznice.

krople deszczu, które są przenoszone znacznie powyżej poziomu zamarzania, najpierw zostają przechłodzone, a następnie zamarzają w drobny Grad. Zamrożone jądro lodu może podnieść 0,5 cala (1,3 cm) wielkości podróży przez jeden z tych updrafts i może przechodzić przez kilka updrafts i downdrafts, zanim w końcu stanie się tak ciężki, że spada na ziemię jako duży grad. Cięcie gradobicie na pół pokazuje cebulowe warstwy lodu, wskazując na wyraźne czasy, kiedy przechodził przez warstwę super schłodzonej wody. Znaleziono kamienie gradowe o średnicy do 7 cali (18 cm).

Podnośnik konwekcyjny może wystąpić w niestabilnej masie powietrza z dala od wszelkich frontów. Jednak bardzo ciepłe niestabilne powietrze może być obecne również wokół frontów i ośrodków niskiego ciśnienia, często wytwarzając chmury kumulonimowe i kumulonimowe w cięższych i bardziej aktywnych stężeniach ze względu na połączone czynniki liftingu czołowego i konwekcyjnego. Podobnie jak w przypadku przedniego wyciągu konwekcyjnego, rosnąca niestabilność sprzyja wzrostowi chmur pionowych w górę i zwiększa ryzyko wystąpienia trudnych warunków pogodowych. W stosunkowo rzadkich przypadkach konwekcyjny Wyciąg może być wystarczająco silny, aby przeniknąć tropopauzę i zepchnąć szczyt chmury do stratosfery.

winda Orograficznaedytuj

trzecim źródłem windy jest cyrkulacja wiatru wymuszająca powietrze nad fizyczną barierą, taką jak Góra (Winda orograficzna). Jeśli powietrze jest na ogół stabilne, tworzą się tylko soczewkowe chmury czapki. Jeśli jednak powietrze stanie się wystarczająco wilgotne i niestabilne, mogą pojawić się ulewy orograficzne lub burze.

wietrzny wieczorny zmierzch wzmocniony kątem słońca, może wizualnie imitować tornado wynikające z orograficznego podnoszenia

chłodzenie nie adiabatyczneedit

wraz z chłodzeniem adiabatycznym, które wymaga środka podnoszącego, istnieją trzy inne główne mechanizmy obniżania temperatury powietrza do punktu rosy, z których wszystkie występują w pobliżu poziomu powierzchni i nie wymagają podnoszenia powietrza. Chłodzenie przewodzące, radiacyjne i parowe może powodować kondensację na poziomie powierzchni, powodując powstawanie mgły. Chłodzenie przewodzące ma miejsce, gdy powietrze ze stosunkowo łagodnego obszaru źródła wchodzi w kontakt z chłodniejszą powierzchnią, podobnie jak łagodne powietrze morskie porusza się po chłodniejszym obszarze lądowym. Chłodzenie radiacyjne następuje w wyniku emisji promieniowania podczerwonego, albo przez powietrze, albo przez powierzchnię pod spodem. Ten rodzaj chłodzenia jest powszechny w nocy, gdy niebo jest czyste. Chłodzenie ewaporacyjne ma miejsce, gdy wilgoć jest dodawana do powietrza przez odparowanie, co zmusza temperaturę powietrza do schłodzenia do temperatury mokrej żarówki, a czasami do punktu nasycenia.

dodawanie wilgoci do airEdit

istnieje pięć głównych sposobów dodawania pary wodnej do powietrza. Zwiększona zawartość pary może wynikać z konwergencji wiatru nad wodą lub wilgotnym gruntem w obszary ruchu w górę. Opady lub opadanie Virgi z góry również zwiększa zawartość wilgoci. Ogrzewanie w ciągu dnia powoduje, że woda wyparowuje z powierzchni oceanów, zbiorników wodnych lub mokrych lądów. Innym typowym źródłem pary wodnej jest transpiracja z roślin. Wreszcie, chłodne lub suche powietrze poruszające się nad cieplejszą wodą stanie się bardziej wilgotne. Podobnie jak w przypadku ogrzewania dziennego, dodanie wilgoci do powietrza zwiększa jego zawartość ciepła i niestabilność oraz pomaga w uruchomieniu procesów, które prowadzą do powstawania chmur lub mgły.

przesycenie

ilość wody, która może istnieć jako para w danej objętości, wzrasta wraz z temperaturą. Gdy ilość pary wodnej znajduje się w równowadze nad płaską powierzchnią wody, poziom ciśnienia pary nazywany jest nasyceniem, a wilgotność względna wynosi 100%. W tej równowadze istnieje taka sama liczba cząsteczek parujących z wody, jak kondensują się z powrotem do wody. Jeśli wilgotność względna staje się większa niż 100%, nazywa się ją przesyconą. Przesycenie zachodzi przy braku jąder kondensacji.

ponieważ ciśnienie pary nasycającej jest proporcjonalne do temperatury, zimne powietrze ma niższy punkt nasycenia niż ciepłe powietrze. Różnica między tymi wartościami jest podstawą powstawania chmur. Gdy nasycone powietrze ostygnie, nie może już zawierać takiej samej ilości pary wodnej. Jeśli warunki są właściwe, nadmiar wody kondensuje się z powietrza, aż do osiągnięcia niższego punktu nasycenia. Inną możliwością jest to, że woda pozostaje w postaci pary, mimo że znajduje się poza punktem nasycenia, co powoduje przesycenie.

przesycenie ponad 1-2% w stosunku do wody jest rzadko obserwowane w atmosferze, ponieważ zwykle występują jądra kondensacji chmur. Znacznie wyższe stopnie przesycenia są możliwe w czystym powietrzu i są podstawą Komory chmurowej.

nie ma przyrządów do pomiarów przesycenia w chmurach.

Przechłodzenieedytuj

krople wody zwykle pozostają w postaci ciekłej wody i nie zamarzają, nawet znacznie poniżej 0 °C (32 °F). Jądra lodu, które mogą być obecne w kroplach atmosferycznych, stają się aktywne do tworzenia lodu w określonych temperaturach między 0 °C (32 °F) A -38 °C (-36 ° F), w zależności od geometrii i składu jądra. Bez jąder lodu, przechłodzone krople wody (jak również każda bardzo czysta woda płynna) mogą istnieć do około -38 °C (-36 °F), w którym to momencie dochodzi do samoistnego zamarzania.

koalescencjaedytuj

jedną z teorii wyjaśniających, w jaki sposób zachowanie poszczególnych kropel w chmurze prowadzi do powstawania opadów jest proces koalescencji. Krople zawieszone w powietrzu będą oddziaływać na siebie, zderzając się i odbijając się od siebie lub łącząc się w celu utworzenia większej kropli. Ostatecznie krople stają się na tyle duże,że spadają na ziemię jako opady. Proces koalescencji nie stanowi znaczącej części tworzenia się chmur, ponieważ krople wody mają stosunkowo wysokie napięcie powierzchniowe. Ponadto występowanie koalescencji koalescencji jest ściśle związane z procesami mieszania koalescencji.

proces Bergeronaedytuj

główny mechanizm powstawania chmur lodowych odkrył Tor Bergeron. W procesie Bergerona zauważa się, że ciśnienie pary nasycającej wody lub ilość pary wodnej, jaką może zawierać dana objętość, zależy od tego, z czym para wchodzi w interakcję. W szczególności ciśnienie pary nasyconej w odniesieniu do lodu jest niższe niż ciśnienie pary nasyconej w odniesieniu do wody. Para wodna wchodząca w interakcje z kropelką wody może być nasycona, przy wilgotności względnej 100%, podczas interakcji z kropelką wody, ale ta sama ilość pary wodnej byłaby przesycona podczas interakcji z cząstką lodu. Para wodna będzie próbowała powrócić do równowagi, więc dodatkowa para wodna kondensuje się w lód na powierzchni cząstki. Te cząstki lodu kończą jako jądra większych kryształów lodu. Proces ten zachodzi tylko w temperaturach od 0 °C (32 °F) do -40 °C (-40 ° F). Poniżej -40 °C (-40 ° F) ciekła woda samoistnie zarodkuje i zamarza. Napięcie powierzchniowe wody pozwala kropli pozostać cieczą znacznie poniżej normalnej temperatury zamarzania. Kiedy tak się dzieje, jest teraz przechłodzona ciekła woda. Proces Bergerona polega na superchłodzonej ciekłej wodzie (SLW) oddziałującej z jądrami lodu w celu utworzenia większych cząstek. Jeśli jąder lodu jest niewiele w porównaniu z ilością SLW, kropelki nie będą mogły się formować. Proces, w którym naukowcy zasiewają chmurę sztucznymi jądrami lodu, aby zachęcić do opadów, jest znany jako zasiewanie chmur. Może to pomóc w wywołaniu opadów w chmurach, w przeciwnym razie może nie padać deszcz. Zasiewanie chmur dodaje nadmiar sztucznych jąder lodu, który przesuwa równowagę tak, że istnieje wiele jąder w porównaniu do ilości super chłodzonej ciekłej wody. Nadmierna Chmura utworzy wiele cząstek, ale każda z nich będzie bardzo mała. Można to zrobić jako środek zapobiegawczy dla obszarów zagrożonych burzami gradowymi.