авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 13 |

«5 5 1-.V Ф ьо A. м. БО РО ВИ К О В, и. и. ГАЙ ВО РО Н СКИ Й, Е. Г. З А К, В. В. К О С Т А Р Е В, И. П. М А З И Н, В. Е ...»

-- [ Страница 3 ] --

льдом. Таковыми не являются ранее считавшиеся изоморфными со льдом кристаллы кварца и кварца-тридимита. Как видоизме­ нение этой теории, явилось предположение о необходимости для ядер замерзания наличия эпитаксии со льдом, т. е. близкой ана­ логии его кристаллической решетки с кристаллической решеткой льда. Это представление было использовано при поисках искус­ ственных ядер кристаллизации, производившихся g целях искус­ ственного воздействия на облака. Пруппахер и Зенгер [534] испытывали ряд веществ, относящихся к разным типам кристал­ лов. И з 104 различных веществ было обнаруж ено 44 вещества, активных в той или иной степени как ядра замерзания. Однако Рис. 23. Электронно-микроскопическое фото снежинки (по Сулажу).

а — первоначальная снежинка из естественного снегопада, б — остаток после высыхания, в — новообразование кристалла на остаточном ядре при —32“.

ИХ кристаллическая, структура не имела никакой корреляции с кристаллической решеткой льда.

В последнее время все более часто высказывается мысль о том, что механизм действия ядер кристаллизации связан с пе­ рестройкой молекулярной структуры воды. Монмори в 1955 г.

показал, что молекулярная структура воды может рассматри­ ваться как псевдокристаллическая, состоящая из малых обла­ стей, внутри которых молекулы располагаются по тетраэдрам, с молекулами водорода в основании и молекулами кислорода в вершине. Расположение тетраэдров при положительной темпе­ ратуре совершенно отлично от структуры льда. По мере пере­ охлаждения структура воды приближается к структуре льда..

По мнению Рау, при очень глубоком переохлаждении, порядка — 70°, структура воды приближается к другой модификации льда — кубической.

Весьма существенной является особенность структуры воды, выявленная Вейлем в 1951 г. [625]. На самой поверхности воды образуется двойной электрический: слой, в чкотором дапольные моменты направлены внутрь. Такая ориентировка диполей спо­ собствует переохлаждению воды, так как препятствует переходу к тетраэдрической структуре льда. Пруппахер;

и З ен гер '[534], а такж е Хослер [390] полагают, что действие ядер замерзания долж но заключаться в том, что их внедрение в поверхностную пленку разруш ает или ослабляет дипольную структуру. Д ля этого ядра кристаллизации должны обладать такой ж е структу­ рой поверхности, как и вода, т. е. дипольнке моменты молекул должны быть направлены внутрь. Тогда при сближении моменты капли и ядра будут ориентированы в противоположные стороны, что приведет к переориентировке диполей, т. е. к разрушению поверхностного поля.

Ив этой гипотезы следует, что ледообразуюш,1ая способность Ядер является чисто поверхностным свойством и что ядрами кри­ сталлизации могут служить такие вещества, которые обладают иной поляризуемостью, чем вода. Хослер считает, что таково именно действие иодистого серебра и других иодидов, которые являются наиболее активными искусственными ядрами зам ер за­ ния.

В отношении происхождения ядер замерзания такж е нет еще полной ясности.' И сходя из состава ядер, найденных при элек тронно-микроскопических исследованиях, большинство исследо­ вателей. полагают, что источником ядер, является, поверхность земли, с которой поднимаются мелкодисперсные твердые, боль­ шей частью аморфные частицы.

Сулаж [584] в 1954 г. обратил внимание на то, что наиболее интенсивное образование ядер замерзания связано с взаимодей­ ствием континентальных и морских ядер: твердые частицы с суши, встречаясь с каплями, проникают в них и образую т те смешанные ядра, существование которых обнаружил Юнге. Ос­ нованием к такому представлению явились особенно высокие концентрации ядер замерзания, наблюдавшиеся над Атланти­ ческим ‘ побережьем Франции и вдоль берегов Флориды (СШ А).

Боуэн в 1953 г. выдвинул иную гипотезу происхождения атмосферных ядер замерзания. И сходя из обнаруженного Сми­ том и Хефернаном [583] повышения концентрации ядер над слоями инверсий, он предположил, что эти ядра приходят из верхних слоев атмосферы или из межпланетного пространства и что их источником является метеоритная пыль. Н е имея воз­ можности экспериментально проверить свою гипотезу, Боуэн попытался подтвердить ее косвенно. Он рассуж дает следующим образом: концентрация ядер замерзания на высотах подвержена весьма значительным колебаниям. Периоды особенно высокой концентрации должны проявляться в большой интенсивности осадков. Если увеличение числа ядер замерзания зависит от уве­ личения содержания в воздухе метеоритных частиц, то должна иметь место корреляция м еж ду календарными датами интенсив ных дож дей '^ датам и мет потокав. Боуан показал, что повтфяемйётБ^ осадков за ряд лет в летние месяцы (декабрь, январь и февраль) в Австралии (Ю жное полушарие) а такж е и во многих пунктах Северного полушария увеличивается через 30 дней после каж дого метеорного дож дя. Боуэн принял, что за 30 дней метеорная пыль оседает из верхних слоев атмосферы до тропосферы. Однако Оливеру в Африке не удалось подтвердить эти выводы, а Сулаж также не обнаружил связи ливней с метеор­ ными потоками для районов Франции и Северной Африки. По наблюдениям М ак-Дональда в Аризоне (СШ А), связь концен­ трации ядер замерзания с метеорными потоками полностью от­ сутствует.

Таким образом, гипотеза Боуэна не нашла хорошего под­ тверждения и в настоящее время надо принять гипотезу о «зем ­ ных» источниках ядер замерзания.

Приведенные выше многочисленные исследования кристалли­ зации в целом подводят фундамент под гипотезу вторичности образования ледяной фазы в атмосфере, через посредство ж и д­ кой фазы. Они ставят на реальную почву идею о ядрах зам ер за­ ния. П одтверждено само существование ядер замерзания р аз­ личных типов, выявлены температурные диапазоны их активно­ сти и получено представление о природе ядер и их источниках.

Однако остается пока еще не выясненным основной вопрос — о механизме действия ядер замерзания. Согласно теории ф азо­ вых превращений, принцип действия всякого инородного ядра за ­ ключается в уменьшении энергетического порога от старой фазы к новой. В случае ядер конденсации уменьшение работы, затра­ чиваемой на образование зародыша новой фазы, происходит пу­ тем уменьшения упругости пара над зародышем. При переходе от жидкой фазы к,твердой такое понижение упругости пара не имеет места, а решающее значение получает уменьшение поверх­ ностного натяжения. Однако до сих пор предметом различного рода гипотез является вопрос О механизме влияния инородной частицы на межповерхностную энергию поверхности лед — вода.

Глава и М ИКРОСТРУКТУРА ОБЛАКОВ § 14. ФАЗОВОЕ СОСТОЯНИЕ ОБЛАКОВ При изучении микроструктуры облаков первой проблемой является вопрос о фазовом оо'стояиии облаков, о наличии в «их капель, кристаллов или смеси их.

В аэрологии различают облака капельные (водяные), сме­ шанные и кристаллические. Ф азовое оо'стояние облаков onpie«€ Рис. 24. Средняя повторяемость переохлажденной и смешанной фаз над ЕТС.

I — совместно водяные и смешанные облака, 2 — чисто водяные облака (по А. М. Боровикову и Л. Г. Сахно), 3 — водяные об­ л ак а (по Пеплеру).

ляется либо косвенно (наличие жидкой ф а зы — яо явлению обле­ денения, наличие к р и стал л ов --п о явлениям гало, аижнего солнца и т. п.), либо путем 'прямых..наблюдений соответствую щ и хпроб элементов облака под микроскопом. Большой материал косвенных наблюдений, собранный в (Германии в.1981—193i5 гг., был обработан Пеплером [524], а многочисленные данные (почти 9000 наблюдений за фазой я температурой) микроскопическаго определения ф|азы облаков в семи пунктах СССР от Львова «а.зап аде до Свердловска на востоке за 1053— 1968 гг.

были обр1 аботаны Боровиковым и Сахно. Н а рис. представлена рассчитанная ими повторяемость переохлаж ден­ ной фазы в чисто водяных и в смешанных облаках для всей Европейской территории СССР (ЕТС). Видно, что переохлаж де­ ние капель может наблюдаться до весьма низких температур (до — 40,6°). Д о температуры — 17° жидкая вода встречается более чем в половине всех наблюдавшихся облаков, а в интер­ вале О— 10° — в 8 6 % всех случаев.

Повторяемость чисто водяных переохлажденных облаков убывает с понижением температуры гораздо скорее, чем повто­ ряемость смешанных, в особенности быстро в интервале 0 : 2 0 °.

— Уже при температуре — 8 ° она становится менее 50%, а при — 2 0 ° — всего 10 %.

Наиболее низкие температуры, при которых еще наблюдались о чисто водяные облака, была — 36,3° (Архангельск) и —34,2'' (Свердловск). Отношение числа чисто водяных облаков к об­ щему числу наблюдений при данной температуре характеризует вероятность того, что элементы облака не замерзнут за время жизни облака. Эта вероятность близка к 79% при О— Г, 30% при — 12, — 13° и 7% при — 21, —22°, т. е. вероятность незамерза ния еще довольно велика и при этих низких температурах.

На рис. 24 нанесена пунктиром кривая повторяемости пере­ охлажденных облаков, но надо отметить, что к этим последним Пеплер относил только те облака, в которых отмечалось обледе­ нение самолета. Последние ж е работы по обледенению показали, что довольно часто оно может и отсутствовать в переохлаж ден­ ных капельных облаках, если только капли мелки, а размеры обледеневающих деталей велики, т. е. коэффициент захвата (см. гл. XI) мал.

Повторяемость лер1 е10хлаждения зависит, по-видимому, от гео^ графического района. Оказалось, что в Архангельске — Сверд­ ловске она значительно больше, чем на зап аде и юге ЕТС. Это происходит главным образом вследствие большей частоты п01яв ления смешанных облаков. В то время как повторяемость чисто водяных переохлажденных облаков и ее зависимость от темпера­ туры не имеет заметного сезонного хода, повторяемость пере­ охлажденной фазы при ^ — 11° увеличивается осенью и зимой и уменьшается летом (рис. 25). И з рассмотрения географических и сезонных особенностей переохлаждения таким образом выяс­ няется, что при одной и той ж е температуре переохлажденная фаза сменяется кристаллической в более теплых районах, и в теплое время года скорее (с большей вероятностью), чем в се­ верных холодных районах и в зимний сезон. В этих последних условиях переохлажденные капли длительное время существуют наряду с кристаллами, образуя смешанные облака. Аналогичный результат по отношению к фронтальным облакам получила и Е. Г. Зак [80] в 1949 г.

Объяснить эти закономерности нелегко. И з теории фазовых превращений и из лабораторных экспериментов следует, что об­ разование ледяного зародыша в переохлажденной капле требует определенного времени [91], [94], т. е. долж ен пройти некоторый промежуток времени от момента образования капли до ее з а ­ мерзания. М ожно полагать, что при одинаковых макропроцессах развития облака длительность «жизни» капель приблизительно одинакова. Если капля возникла при более низкой температуре, Рис. 25. Средняя повторяемость переохлажденной фазы над ЕТС в различные сезоны:

7 — зима, г — весна, 5 — лето, 4 — осень (по А. М. Боровикову и л. Г. Сахно).

то, например, уносимая потоком воздуха вверх, она может д о­ стигнуть области более низких температур, чем капля, возник­ шая в теплом облаке. Поэтому вероятность наличия переохлаж ­ денной фазы при данной температуре больше, если начальные % юо -^ 0 2 4 вНки Рис. 26. Средняя повторяемость переохлажденной фазы по высоте няд ЕТС.

} — чисто водяные + смешанные облака, 2 — чисто водяные облака.

температуры зарож дения капель (так ж е как и температуры у поверхности земли) более низкие.

В летнее время большая скорость вертикальных движений в облаках, интенсивность процесса конденсации и. следова Физика облаков тельно, большие размеры капель такж е способствуют, согласно упомянутой теории, увеличению вероятности их замерзания.

Значительный интерес представляет распределение вероятно­ сти переохлаждения по высоте (рис. 26).

Д о 2 км почти все облака, имеющие отрицательную темпе­ ратуру, содерж ат переохлажденные капли. Вплоть до высоты 47г км переохлажденная фаза присутствует более чем в половине облаков, а выше начинают преобладать кристаллические облака, П ереохлажденная фаза наблюдалась на высотах до 6,8 км, но и это нельзя считать ее пределом, так как высота 7 км практи­ чески являлась потолком зондирования при использованных на­ блюдениях.

Максимальные повторяемости переохлажденных облаков на больщих высотах наблюдались в северных и восточных пунк­ тах — в Свердловске, Архангельске и Ленинграде.

§ 15. РАЗМЕРЫ ЭЛЕМЕНТОВ КАПЕЛЬНЫХ СЛОИСТООБРАЗНЫХ И ФРОНТАЛЬНЫХ ОБЛАКОВ Н аиболее подробный современный материал, характеризую­ щий микроструктуру капельных слоистообразных облаков, был собран Центральной аэрологической обсерваторией в 1951 — 1954 гг. совместно с Рижской и Одесской геофизическими обсер­ ваториями. В Риге было обследовано 270 случаев облаков, в О дессе — 91 случай, в экспедициях ЦАО 1951— 1954 гг. в цен­ тральных и северо-восточных районах Е Т С — 156 случаев, в 1954 г. в юго-западных районах — 36 случаев. При этих полетах наиболее подробно были обследованы слоисто-кучевые облака (272 случая), слоисто-дождевые (110 случаев) и слоистые облака (72 случая), а такж е высоко-кучевые (59 случаев).

Оказалось, что, изучая микроструктуру, мы не должны огра­ ничиваться сравнением только основных форм облаков, но дол ж ­ ны детализировать их. Н аблюдения показывают, что микрострук­ тура отдельных подтипов одной общей формы облаков, например облаков с осадками и без них, облаков смешанных и чисто ка­ пельных, может заметно различаться. Сравнение детализирован­ ных форм оказалось возможным для: St капельных сплошных без осадков (50 случаев). Sc капельных сплошных без осадков (137 случаев). Sc капельных с просветами без осадков мощно­ стью менее 200 м (31 случай) и Sc смешанных оплошных с осадками (26 случаев). Недостаточное число наблюдений в др у­ гих формах затрудняет их детализацию.

Во все результаты наблюдений спектров размеров капель,,в отличие от некоторых предыдущих работ, были введены по­ правки на коэффициент захвата капель заборником, применяв­ шимся при наблюдениях (см. гл. XI). Поскольку исправленное таким / способом число малых капель возрастает ^сильнее, чем больших, средний радиус при введении такой поправки заметно уменьшается.

Д ля характеристики спектра размеров облачных капель в ка­ честве рабочей формулы была выбрана эмпирическая формула, предложенная в ЦАО А. X. Хргианом и И. П. Мазиным [192] и имеющая вид п{г) = = агЧ '", ср (15.1) где г — радиус капли, Гср — средний арифметический радиус, п ( г ) — плотность распределения капель в 1 см® по размерам (ко­ личество капель, заключенных в диапазоне от г до r + d r, равно п (г )dr ), а — постоянный параметр.

М ожно показать, что ро Гср = ^ / rn {r ) d r = ^ ~, о со W= r4{r)dr, o' « = 1, 4 5 - ^. 10 - 8, ''ср где N = /г("гjfifr — общ ее число капель в 1 см^, W — водность и о облака в г/м®.

Величина Гср в (15.1) является основным параметром, харак­ теризующим как общий уровень размеров капель, так и их р аз­ брос. М етод вычисления Гср, весьма близкого к истинному средне­ арифметическому, был таков.

Определив из опыта п для различных значений г, наносят на график по О Н 'Ординат величину t/ = l g п —i(2 Ig г, а по оси х — в е­ О s личину г. Точки при этом располагаются очень близко около пря­ мой, наклоненной к оси абсцисс под таким углом р, что Д иапазон используемых для этого точек определяется, с од­ ной стороны, радиусом ri еще улавливаемых прибором капель (обычно Г] = 4 (х), с другой — каплями (г = Гз), число которых достаточно велико для выведения среднего (п 1 0 обычно было при Гг = 20 (х;

см. табл. 13). Д ал ее вычисляется /"ср = - ^ • В табл. 13 приведены значения N, Ги Гг для основных форм облаков,: по которым имелось срав1ниггельн0 большое 6* количество данных (St, Sc, Ac, N s) в различных географических районах. Эта таблица составлена на основании измерения в об­ щем более чем 660 О О капель, из которых более 500 О О взяты О О в облаках Sc и St. В ней приведены такж е значения коэффици­ ентов корреляции м еж ду х ч у, характеризующих степень со­ ответствия эмпирической формулы (15.1) экспериментальным данным.

Высокие значения (0,% — 0,99, исключая облака Ас, в ко­ торых проводилось слишком мало наблюдений) говорят о том, чтю принятий С 00016 обработки вполне о*правдан.

П И з табл. 13 следует, что в большинстве случаев Гср находится в пределах 5— 6 (лишь в облаках Ас обычно несколько меньше 5 [Л вероятно, в связи с их малой мощ ностью).

, Средние радиусы капель в общем несколько меньше тех, ко­ торые были получены ранее Боровиковым, Димом, Брикаром и др. Напомним, что приведенные в табл. 13 средние радиусы капель вычислялись с поправкой на неполное улавливание более мелких капель на стеклянную пластинку. Без этой поправки пре­ увеличивается относительная роль крупных капель и Гср будет больше истинного среднего радиуса. Это легко видеть из табл. 14, в которой указаны седние радиусы капель Гср, рассчитанные с учетом поправок, и г^р, вычисленные непосредственно по фото­ графиям улавливающих пластинок. Разница их достигает 1— 2,5 1,1.

Следует отметить, однако, что экспериментальные данные о распределении капель по размерам аппроксимировались эмпи­ рической формулой (15.1) на участке г ^ 4 ц, т. е. предполагая, что для капель радиусом от О до 4 jx эта формула такж е хорошо описывает истинное распределение. Однако при применении опи­ санного в § 76 метода капли с г 4 не улавливались, и судить 06 их числе и об их влиянии на Гср невозможно. Работы, прово­ дившиеся в Геофизическом институте АН СССР с заборниками другого типа, улавливающими капли с г = 2 — 3 fx, показали, од­ нако, что и в этой области нет существенного расхождения м еж ду наблюдаемым и вычисленным по формуле (15.1) спектром р аз­ меров. Это позволяет'считать, что величина, которую мы будем использовать и в дальнейшем, близко соответствует истинному среднему радиусу капель облака.

§ 1. СВЯЗЬ 6 с ИХ ФОРМОЙ МИКРОСТРУКТУРЫ ОБЛАКОВ Анализируя данные табл. 13, легко заметить, что существен­ ной разницы в средних спектрах распределения капель в обла­ ках различных форм не обнаруживается.

М еж ду тем ранее многие исследователи получали довольно четкую зависимость между, средними микроструктурными харак­ теристиками и формой облаков. Так,: Брикар [259] указы вал‘Сле S4 ' '•f дующие значения Гср: для St — 4,2 ц, S c — 7,6 ji, N s — 9,8 jx;

Бо­ ровиков в 1948 г. |14] давал сходные значения размеров;

для S t — 4,6 (X Ас — 7,1 |х, Sc — 8,2 [X и Ns — 12,0 |х;

Дим [294] получил, иные значения;

для S t —-6,0 ц. Sc — 5,4 [х и N s — 6,0|х, причем по его данным, Sc оказываются более мелкокапельными, чем St.

Наиболее полные современные зарубеж ны е данные о микро­ структуре облаков мы находим у Льюиса [456]. В заимствованной у него табл. 15 приведены повторяемости (в %) для интервалов диаметров в 5 ц, а такж е медианные значения диаметра do. Как будет показано ниже в § 19, из (15.1) следует-, что do = 0,880 dcp.

Кроме того, мы вычислили по данным табл. 15 приближенные среднеарифметические значения с?ср и Гср;

приведенные в послед­ ней строке таблицы с?ср, действительно, в общем несколько больше do. Средние радиусы капель на Тихоокеанском побережье США оказываются во всех формах облаков значительно больше значений, приведенных в табл. 13. Это расхож дение может з а ­ висеть как от метода наблюдений, так и от особенностей интен­ сивного процесса образования облаков над побережьем.

Т а б л и ц а 1S е С С Форма N N / И ср ' R R rcpV • I • I облаков С С Экспедиция 1954 г.

Экспедиция 1951—1953 гг.

1 12 5,5 0, St 15272 4-21 0, 4 21 5. 2 5,4 0, Sc 4 20 0,988 4— 190491 5, 0,964 3 256 4—22 0, Ns 115 539 4 22 6. 3 5, 433 4 20 5, 4 Ac 4—19 4,4 0,978 0, Одесса, 1953-—1954 гг.

Экспедиция 1954 г. (Одесса) St 11343 4 20 0, 1 4. 2 18 473 4 22 4.3 0, 4—20 0, Sc 36131 5. 4—21 5,3 0, 1 Ac Итого по всем материалам Рига, 1953—-1954 гг.

1 0, 4—21 5, 27 453 4.21 5,0 0,985 St 4 23 5.0 0, 2 4—22 0,979 4, Sc 153 5,7 0,973 137063 4 -2 2 5, Ns 4 22 0, 3 18 4,9 0,959 17 600 4—21 4.8 0. 4 Ac 14085 4— Согласно табл. 15, в «других районах США» средний радиус заметно меньше и для облаков S t— Sc он близко подходит к най­ денному нами. Эти данные для S t— Sc, кстати, основаны у Льюиса на наибольшем числе наблюдений. Как будет указано ниже, значения Гср = 9— 10 [х, по Льюису, для Си— СЬ соответ­ ствуют тем, которые наблюдаются у нас в конвективных обла 8S ках выше 500 м над их основанием. Возможно, что нижняя часть Си и СЬ при полетах в США не исследовалась, так как она, не­ сомненно, всегда очень мелкокапельная.

Т аблица Форма Экспедиция Экспедиция Экспедиция Одесса, Рига, обла­ 1951-1953 гг. 1954 г. 1954 г. 1953- 1953— С ков (ЕТС) 1954 гг. 1954 гг.

(Одесса) а' с \о ОО.

Г.

\1 ^cp ' ср 'ср St 5,5 6,9 5.8 5, 5.5 5,7 5, 5. 4, Sc 5.4 5.8 4.3 4.2 4.7 4,5 5, 7, 6,8 6. 5. Ns 5,1 9,1 5. 6.5 5.9 5. 3,8 5. 6. Ac 4.4 6,4 5.5 4. 7.3 5.3 6.3 6.1 5, М ожно думать, что облака, объединяемые в одну форму (на­ пример, Sc), довольно разнообразны по происхождению и по свойствам, и что их микрофизическое строение зависит от многих факторов, учесть которые, рассматривая только внешнюю форму облака, крайне трудно.. Действительно, все авторы, определявшие значения среднего радиуса, указывали, что колебания его в от­ дельных случаях весьма велики. Так, Брикар подчеркивал, что в Sc Гср колеблется от 6,1 до 9,9 [х, а по данным Боровикова, Гср Т а б л'и ц а. Повторяемость (%) различных значений средних эффективных диаметров капель (по Льюису. США) Тихоокеанское побережье Другие районы США Ас, Ас, St, Sc Cu. Cb Cu, Cb St, Sc Ас—As Ас—As Диаметр (i.) Число случаев 112 60 8 0—9 5 10- •14 22 19 43 1 5 - 19 28 25 30 25 12 6 20—24 17 29 7 15 5 t 2 5 - 10 8 1 29 13 Нижняя квартиль 13,5 12,5 14,5 9 11 Медиана с 19, 18 Верхняя квартиль 23 18 14, Концентрация в 90 35 75 1 смЗ 11. 18,8 19,8 14, 19.6 17, Среднее ^С р 9, 9.4 5. 9,8 7, 7, '"ср «6 в St колеблется от 2,8 до 7,6 (а, в Sc — от 5,1 д о 12,8 \х, в N s — от 7,1 до 17,0 р,.

Рассмотрим возможные причины этих колебаний.

Как само облако никогда не является стационарным, так и его элементы все время живут и меняются. При этом капли зарож даю тся, растут, а затем либо выпадают из облака, либо вновь уменьшаются при испарении. В первой стадии своего р аз­ вития облако мелкокапельно и относительно монодисперсно,, затем капли все более и более укрупняются и спектр их расши­ ряется. Наконец, в последней стадии «смерть» облака может на­ ступить либо в результате, испарения капель, либо после выпа­ дения осадков, а затем уж е испарения оставшейся части облака.

В первом случае спектр капель претерпевает обратное изменение и облако становится все |более и более мелкокапельным. Во вто­ ром случае начавшиеся осадки «вымывают» более интенсивно крупные капли радиусом г 3 (х, тем самым повышая долю более мелких капель. И в этом случае облако становится более мелко­ капельным, если не учитывать в нем капель осадков, число ко­ торых в 1 см® весьма мало по сравнению с концентрацией соб­ ственно облачных капель. Кокова продолжительность этих ста­ дий жизни облака, в настоящее время еще не изучено, это задача б у д у щ е г о • Результаты предыдущих работ [17], [124], [222], [223], [237] по­ зволяют связать спектры распределения облачных капель с вы­ сотой.

В каждом облаке размеры капель растут от нижней его гра­ ницы вверх, достигая максимума несколько ниже верхней гра­ ницы. В том случае, если облако продолжает развиваться вверх, наиболее крупные капли могут оказаться и близ верхней гра­ ницы.

Диапазоны изменений средних радиусов капель для одного и того ж е типа облака в зависимости от стадии его развития и от относительной высоты 1 толще облака довольно широки в и перекрываются для различных форм облаков. Таким образом, осредненные характеристики облаков разных форм, если пре­ небречь зависимостью их от стадии их развития и от относитель­ ной высоты в облаке, отличаются друг от друга меньше, чем х а ­ рактеристики отдельных облаков одной и той ж е формы или да ж е одного и того ж е облака, но в разных стадиях его развития или на разных уровнях в нем.

' Рассматривая этот вопрос, следует различать «период жизни» облака в целом и «период жизни» капель, его составляющих, имея в виду, что они обычно существенно различны, так как за весь период жизни облака состав­ ляющие его капли многократно сменяются. Ярким примером могут служить Ас lenticularis. образующиеся с подветренной стороны горных хребтов. Они могут сохраняться' часами, практически не изменяясь, в то время как капли в них непрерывно образуются и испаряются, быстро проходя свой полный цикл развития. Однако как размеры отдельных капель, так и средние размеры ка­ пель облака в целом в начальной и конечной стадии его развития меньше.

Детализируя структуру каждой формы облаков и учитывая наличие осадков, в частности, Слоистые облака (S t) следует р аз­ делить на четыре подгруппы, приведенные в табл. 16. При этом для того чтобы получить ясное представление об изменении мик­ роструктуры с высотой, эти подгруппы следует разбить по вы­ соте на три части — нижнюю, среднюю и верхнюю трети. П о­ добное деление, которое удалось сделать для двух подгрупп, было, конечно, до некоторой степени формальным, так как мощ­ ность отдельных облаков St была весьма различна.

Таблица 16 показывает, что более крупнокапельными среди S t являются сравнительно мощные сплошные капельные облака, не дающ ие осадков, для которых Гср = 5,2 ц, отклоняясь в от­ дельных пунктах не более чем на + 0,6 ц. Н аиболее мелкока­ пельными будут тонкие (мощностью не более 100— 2 0 0 м) облака и смешанные облака St, из которых выпадают осадки. Д ля них Гср несколько превышает 3 (х. Малая мощность St в этом случае определяет незначительную длину «свободного пробега» капель, которая не способствует их росту. Мелкокапельность тонких о б ­ лаков косвенно подтверждает высказанное соображ ение о связи микроструктуры облаков со стадией их «жизни». Естественно считать, что большинство таких (мощностью менее 2 0 0 м) облач­ ных сл о ев —.это либо зарождающ иеся, либо, наоборот, распада­ ющиеся и «тающие» облака Ч Т а б л и ц Зз Слоистые облака (St) Экспедиция Одесса, Рига, 1951-1953 гг. 1953-1954 гг. 1953-1954 гг, Облака N N N ГсрИ- Гср[^.Сплошные капельные без осадков 4,163 5, 5,, (общее среднее Гср) 4,14 1982 4, 1/3 высоты.................................. 1349 3, 2/3 „..................................... 2209 4,66 4630 4, 3/3.................................... 8238 5,96 2439 4,14 10138 5, Сплошные капельные без осадков, ДЯ = 100-200 м....................... 1421 3, Смешанные без осадков, АЯ 100 м 2102 3, Сплошные смешанные с осадками. 3, 1/3 высоты................................. 3, 2/3............................................... 1340 2, 3/3......................... 4590 3, 1 Могут, конечно, быть случаи, когда тонкие облачные слои сохраняются длительное время (например, подынверсионные слоистые облака). Однако та­ кие облака связаны с малоинтенсивными вертикальными потоками, что в свою очередь обусловливает их мелкокапельность.

М ожно заметить также, что в чисто капельных сплошных о б ­ лаках St обычно размеры капель увеличиваются с высотой. Это отмечается, например, по данным экспедиций 1951— 1953 гг. и по наиболее полным рижским материалам. Подобный характер рас­ пределения капель является в настоящее время установленным фактом.

Несколько иной ход радиусов в функции высоты наблюдается в смешанных облаках с осадками, где часто минимальные р аз­ меры отмечаются не на нижней границе облаков, а внутри их.

и где вообще изменение размеров капель по высоте менее пра­ вильно.

Облака S c (табл. 17) удалось разделить на 6 подгрупп и в трех из них оказалось возможным рассмотреть изменение р аз­ меров капель по слоям, как в табл. 16. Однако такие детализи­ рованные подгруппы среди S c с осадками можно было выделить только по материалам экспедиций 1951— 1953 гг. и в меньшем количестве по материалам наблюдений в Риге.

Размеры капель для облаков различных подгрупп были одно­ роднее, чем в St, и различие Гср, доходивш ее до 3 (д в St, здесь.

было не больше 1,5 р,. Н аиболее крупнокапельными оказались Sc достаточно мощные, сплошные, капельные, не дающ ие осад­ ков, а наиболее мелкокапельными — облака малой мощности и смешанные облака.

В сплошных капельных Sc, не дающ их осадков, почти во всех пунктах размеры капель возрастали от нижней границы, к верхней.

Sc, дающ их осадки, так ж е как в аналогичных St, в одном:

В случае.капли внутри облака !бьгли яеоколько мельче, чем у ниж­ ней границы, в д р у го м — раопределение было аналогично наблю­ даем ому в облаках без осадков.

Весьма характерный пример такого распределения приводил.

А. М. Боровиков [17]. На рис. 27 представлено наблюденное им распределение среднего радиуса г (неисправленного) и радиуса наиболее часто встречающихся капель при полете двух аэро­ статов 14— 15/Х 1947 г. Полет этот происходил в массе теплого морского полярного воздуха, притекавшего с запада на ЕТС. На рис. 27 видно, что г и г „ быстро и почти линейно возрастали при­ мерно до середины облака, а дал ее оставались почти постоян­ ными. Лишь у самой верхней границы намечалась некоторая тен­ денция к уменьшению радиусов.

Несколько неожиданным является тот факт, что в своей;

верхней части смешанные облака в табл. 17 оказались весьма крулнока'пельными (Гср=5,|1-r-i6,7 [д,). Вероятно, это вызвано тем, что большинство наблюдавшихся облаков в этой группе было «зараж ено» кристаллами сравнительно недавно и их присутствие еще не сказалось существенным образом на крупнокапельной фракции.

89 о •Sf CO TfT oo s Ю AD IO C ^5 03 CO NЮ CЮ t- c^r si s g Th Oco о CM s ю со CO 53 м CO Ю Ю ю" fu - co^ ей Ч I ^o 520 s С П CO e to о » о ce (7 lO ссГ со" = Л' О i о ус I о CU SЙ u 2 is 5 T-w Ю CO.Сй C (M о O.о O' N.

J 0 Ю to. o CO t“ 00 CO CO CO Ю s u s о e?

oo CO О to -si* Зависимость микроструктуры облаков от географического* района вы1 р ажена сравнительно слабо. Действительно, как пока­ зывает табл. 14, обл ак а-St и S c на 'побережьях (О десса, Рига) несколько более мелкокапельны, чем те ж е облака внутри кон­ тинента, хотя эта,р аз»ица очень мала. Так, по данным полетов, внутри континента, Гср е облаках St р ав е н 6,15 fx, в то время ка,к в Рите Q равен 6,0 ц, а в О д ессе—4,6 [л. Соответственно в случае H S c имеем для континйнтальных облаков Гср=б,4— ^5,8 [х, а для облаков на побереж ьях—^4,6— 4,3|х. Э та ж е зависимость повто­ ряется для некоторых дет1 ализир.ованных форм этих облаков,, например Sc сплошных капельных б ез осадков в табл. 17. Боль­ шую мелкокапельность облаков на побереж ье обнаруж или гм Рис. 27. Распределение средних ( I ) и преобла­ дающих (2) радиусов капель в облачном слое.

Полет 114—15/Х 1947 г. в облаках Sc.

(по А. М. Боровикову).

Я Тонкова с.Рещиковой [20i6]. В озм ож но, что при прочих равных условиях капли облаков St — Sc в прибр1 еж:ных районах в сред­ нем более «молодые», чем (В районах континентальных.

Д ля облаков Ns и Ас такой зависимости обнаружить не уда­ лось. В А с как будто д а ж е обнаруживается обратная зависи­ мость, хотя материал наблюдений по ним очень невелик. Таким образом, практически микроструктура облаков почти не зависит от географического положения.

Этот вывод расходится с упомянутыми результатами Льюиса.

Возможно, специфические условия Тихоокеанского побережья США — наличие вблизи берега высокой горной цепи и холод­ ного океанского течения — оказывают существенное влияние на процессы облакообразования.

§ 17. о РЕПРЕЗЕНТАТИВНОСТИ СРЕДНИХ ХАРАКТЕРИСТИК ОБЛАКОВ Возникает вопрос — можно ли охарактеризовать микрострук­ туру облака, сфотографировав один или несколько кадров, на­ пример 100 или 1000 капель, а также могут ли существенно отли­ чаться спектры размеров капель подобных по форме облаков.

М ожно привести пример, когда 10/III 1954 г. в О дессе в ка­ пельных слоистых облаках мощностью от 130 до 560 м были взяты у нижней границы 2 пробы — одна в 3 часа 58 мин., дру­ гая в 5 час. 17 мин. Средние радиусы капель были соответ­ ственноравны 2,1 и 7,8 }г. Число капель в пробах было соответ­ ственно 246 и 206. • В другом случае зондирования облаков в Риге 10/III 1954 г.

пробы,.взятые внутри облака в одинаковых условиях, через 15 мин. показали;

что в первой было Гср = 2,32 [х, во второй — ^"ср=5,0 |л, а число капель соответственно было равно 525 и 636.

Имеются и другие аналогичные примеры.

Такие большие различия спектров капель в единичных про­ б а х вызваны, видимо, «аличием больших флуктуаций размеров капель виутри О'блака. Д ля последнего, оч:0видно, отдельные пробы, включающие несколько сотен капель, нехарактерны, и не ^обходим'о выводить средний радиус из наблюдений большего числа (порядка 10 ООО) капель.

Д ля ответа на второй вопрос были взяты науд.ачу 8 случаев облаков Sc, сплошных капельных, не дающ их осадки, в одном пункте — Риге (6Д1;

6, 9, 10, 11, 12, 15, 23/111). И з них в 6 сл у­ чаях величина Гср колеблется в пределах от 4,4 до 5,0 [х (4,7;

5,0;

4,5;

4,4;

4,6;

4,8), а в двух других величина г^р была много ме ньше — 1,3 и 2,6 |х. Одно из этих мелкокапельных облаков имело малую мощность (менее 2 00 м) и находилось в стадии распада, а в другом незадолго до наблюдений отмечались кри­ сталлы, что, видимо, и объясняет малые размеры капель в о б ­ лаке. Очевидно, в устойчивых облаках одинаковой М 10щн0)сти с однородной фазой и в отсутствие осадков размеры капель д о ­ вольно постоянны.

Вышеприведенные примеры показывают также, что колеба­ ния гср В отдельных облаках одной формы того ж е порядка, а мо Т а б л и ц а Форма облаков Форма облаков ГР ср - /cpfj.

Sc — 1/ St 5.0 4. St — 1/3 Sc — 2/3 4. 3, St — 2/3 Sc- 3 / 4,5 5. St — 3/3 6.0 - 7. Ns —все 5. Sc — Bee A c-. 4.5 - 5, 5, гут и превышать колебания Гср в облаках одинаковых форм в разных географических районах.

Таким образом, средние характеристики микроструктуры различных форм облаков в табл. 16— 17 можно считать годными для различных географических районов ЕТС, учитывая при этом, что значения Гср отдельных облаков этих форм могут отличаться.на ± i l —i [j,.

Д ля практических целей можно предложить следующую т аб­ лицу значений Гср для различных форм облаков (табл. 18) и для различных уровней внутри них.

§ 18. МИКРОСТРУКТУРА КУЧЕВЫХ ОБЛАКОВ Н аиболее подробные и систематические данные о микрострук­ туре кучевых и мощно-кучевых облаков опубликовал в 1948 г.

В. А. Зайцев [75], [76]. И х дополнили в 1954 г. А. П. Чуваев и Г. Т. Крюкова [237].

При ваблю девиях сгам'олет по нескольку р аз заходил в изучае­ мое облако на разных высотах над его основанием. Всего было получено 107 микрофотографий проб, взятых в облаках Си и Си cong., причем число капель в некоторых пробах достигло 900.

При подсчете капель не вводились какие-либо поправки на ко­ эффициент улавливания заборника. И з-за этого число малых ка­ пель (с г = 2 — 3 [х) заметно занижается, так ж е как и средний ра­ диус капель.

Капли с радиусом до 1,25 [д встречались в облаках Си очень, редко — в среднем в количестве около 0,66%. Наибольш ее число таких капель— 1,8 % общего их числа — наблюдалось в облаке Си cong. 2 3 /V n i 1947 г. на высоте 80 м над его основанием и в Си 8 /IX того ж е года на высоте 30 м, т. е. в самой нижней части облака. Крупные капли с г 2 5 ц, такж е наблюдались редко, не­ сколько чаще в центральной части облака. Лишь в отдельных случаях они появлялись в большом числе, например, в невысо­ ком, расположенном м еж ду 1,07 и 1,66 км Си 12/VIII 1947 г., где число капель с г 2 5 [х достигло 8 % общего (в данном случае очень малого) числа их. В облаках мощностью менее 0,5 км, как отмечает автор, капли с г 2 5 ц не отмечались вовсе, так ж е как и на периферии облаков, где, вероятно, идет их частичное испа­ рение.

Кривые распределения радиусов круто поднимаются со стороны малых радиусов к вершине и затем более полого снижаются. Кривые эти симметричнее и уж е, и облако бо­ лее монодисперсно в его нижней части, где максимум повторяе­ мости, д а ж е по неисправленным данным, приходится на г = 3 |а, а наибольший радиус не превосходит 18 [х. В более высоких ча­ стях облака кривая распределения растягивается далеко в сто­ рону больших капель. Максимальные радиусы достигают 150 [х, т. е. тут уж е появляются капли мороси.

Диаметр Рис. 28. Кривые распределения диаметров ( —) и относительных объ ем ов ( -----------) капель в кучевых облаках 23/V III 1947 г. в 11 ч. 15 м. — 11 ч. 56 м.

Район Л енинграда. Высоты в метрах над основанием облака (располож ен­ ным на высоте ‘ 00 м ) ;

/-IS O, г -3 0 0, 3 - 500, 4 - 680, 5 - 9 8 0, 5 - 1080, 7 - 1150, S - 1200, 9 - (по В. А. Зайцеву).

На рис. 28 пр1ивед'0ны средние кривые распределения диамет­ ров капель на высотах от 0,06 до |1Д км « а д основанием облака, построенные по данным измерениям болеечем 26 О О капель в Си О и Cu.cong. Тенденция к расширению спектр-а с высотой здесь видна совершенно ясно. Эти кривые такж е выявляют большую неоднородность строения верхней части кучевого, облака.

Мы рассчитали, по данным наблюдений Зайцева для высот от О д о 700 м, среднее распределение радиусов капель в Си и Си cong.

И з табл. 19 видно, как интервал максимальной повторяемости с высотой смещается в сторону больших радиусов и как сама эта повторяемость в максимуме постепенно при этом уменьшается.

Средний радиус г (см. табл. 20) возрастает приблизительно ли­ нейно от 4,9 |л в слое О 100 м — д о 9,7 |х в слое 500— 700 м. Кап­ ли кучевых облаков, таким обра­ зом, оказываются очень крупны­ ми в сравнении с каплями других облаков.

Сопоставляя распределение, представленное в табл. 19, с фор­ мулой (15.1), мы нашли, что и для кучевых облаков экспери­ ментальные значения г/ = Inn — 21nr в функции г довольно хоро­ ш о укладываются для всех высот в интервале г от 4 до 16— 17 цн а прямую линию, Т. е. что формула (15.1) удовлетворительно опи­ сывает и спектр капель кучевых форм. Соответствующие значе­ Рис. 29. Распределение преобла­ ния Ь такж е приведены в табл. 20. даю щ их радиусов капель в зави­ Д л я малых капель с г 4 [х на­ симости от высоты в мощ но-куче­ вом облаке, рассчитанное по блюденное п было меньше ука­ данным:

зываемого формулой, что, веро­ t — Зайцева, 2 — А. П. Ч уваева и ятно, объясняется неполным з а ­ г. Т. Крюковой.

хватом капель. Заметим, что в табл. 20 приведены значения Гср= - у, т. е. величины, наиболее ^йорошо характеризующей спектр кашель и близкой к той, которая получается после введения поправок на коэффициент захвата;

/"ср несколько меньше г, вычисленного по данным непосредствен­ ных наблюдений. В табл. 20 приведены такж е модальные (наи­ более часто повторяющиеся) значения оцененные с по­ мощью табл. 19. Одновременно приведены и модальные значения 2/* вычисленные с помощью формулы = получаемой /•mod, Tm od иа формулы (15.1).

Д ля сравнения с данными Зайцева можно привести также Oi !

со QQ сч со с. о^ ч ^ о '§ Cf с* о to о' о" о" юо' 'с * s xo Ю « 5 со со сч соо SS S ”.

со o' о'' сою о" о* 1 "m ь g •О t ю Й12 ч о“ 1 * с " с " о —ч о" o" счсо I 1 Т ТН с Н- со ч сою со 0 0о о о^ ^с ч с" о о* г-^ с " ч Й ( (Мю со CJ V со сч ю ой oo ч о~ с " о с" ю ч о*—* " SS со B 5 1 g о^ S э ООО С с * T t h -" о Юо о аГо" CNCO ea 00 со s 1.

сч C7i с ^ ч ю S 1 Г о" сч о" " Th сою о* * ТН - ( (N M t- о " о CU С5 сч CO й f:. to to СЧ о ю Юt-.

CO С гГ CN to CO co't*-" gfs s §й s О сч оо с" о сч т — 0 сч S toS D S O D о со CO 1. to to (M Ю CN о CN 09 ООО О CO C lO O Oi— N CN P M CN ж 1 о, 'со ^ f2 0с0о со О о ООО Ю ю с " с~ с " о оо o О o’ о '* * * " т c^T * co cn 0 ^ CO сч сч CO СЧ о о 00 CO CO VIC о* о о' * сч с?

о IЮ сч сою со s OCN ° R, CO о о C t^ " D* p? оо о о si's S x -^ оо S8S о — сч T-H OI cc t 2s S I I оI c О О О I els о о о 2g§ i§” 3 go ю j3-o Ю со ю Cоо Q Cоо Q сведения о преобладаю щ ем ради усе капель в о б л а к ах Си cong.

н а разны х, вы сотах н ад основанием о б л а к а по наблю дениям Ч у ­ в аев а и К рю ковой [237] в 1950— 1952 гг. С плош ная кри вая на рис. 29 очень близко сой,падает с крИ(В0й г mod (1пувкт1ир), что оп ять-таки говорит в п ользу применимости ф ормулы (15.1). З а ­ метим, что экстр ап ол яц и я обеих кривы х д о /г = 0 д ает г —2 jx;

в е­ роятно, в сам ы х ниж них слоях о б л а к а, толщ иной не более 50 м, пересы щ е­ ние велико и капли р а ­ стут значительно быстрее с высотой, чем на боль­ ших вы сотах.

С хем а распределени я капель разн ы х разм еров в кучевом о б л аке м ощ ­ ностью 1,2— 1,3 км, с о ­ ставл ен н ая Зайцевы м (рис. 3 0 ), п оказы вает, что в нижней зоне, то л щ и ­ ной около 60 м, происхо­ дит, очевядйо, о б р а зо в а ­ ние больш ого числа новы х кап ел ь, р ад и у с которы х тут почти н и ко гда не пр е вы ш ает 8 ц..

В зоне II, до высоты 400 М, больш инство ка- Рис. 30. Схема распределения капель в ку ’ „ чевом облаке. / — зона новообразующихся пель им еет рад и у с до 7 ц,капель, II — зона укрупнения капель за счет И автор п олагает, что тут конденсации и коагуляции, Я / — зона наи уж е и гр ает зам етную более крупных капель, растущих главным роль коагуляци я. Зон а III “ бР^зом за счет коагуляции, /У _ п е р и ф е ^ йг рииная зона частичного испарения капель, яв л яется н аи более кр^ш- указанные высоты (в метрах) — это высоты нокапельны м ядром о б л а - над уровнем основания облака (по ка и простирается почти В. И. Зайцеву и И. И. Честной)', до его ®ершины. С редние ради усы кап ель здесь п оряд ка 9— 10 |д. В зоне IV, т. е. на краю о б л ака, происходит частичное смеш ение с окруж аю щ им более сухим воздухом и постепенное испарение капель.

Т а б л и ц а г* /г(м) р.

V -' /-[X ср ^ m o d l^ ' f f l o d f ^ около около 0-100 4,86 0,932 3,22 3,8 2, 110—200 5,74 0,723 4,8 2, 4, 6, 210—300 0,614 4,88 4,8 3. 310—500 8,16 0,421 7,13 4, 6, 6, 510—700 9,69 0,328 9,14 6, 7 Ф изика облаков § 19. Э М П И РИ Ч Е С К И Е Ф О РМ УЛЫ, П Р Е Д С Т А В Л Я Ю Щ И Е СП ЕКТР Р А С П Р Е Д Е Л Е Н И Я О БЛ А Ч Н Ы Х К А П ЕЛ Ь В о многих случаях д л я изучения тех или иных облачны х про­ цессов необходимо зн ать аналитическое вы раж ение, описы ваю ­ щ ее спектр капель. Д л я этого пользую тся т а к или иначе п одобран ­ ными эмпирическими ф орм улам и. К сож алению, теория процесса роста капель д о сих пор ещ е не см огла п одсказать, каков д о л ­ ж ен быть общий вид этой формулы.

В 1940 г. Ш ум ан [574], исходя из теоретических соображ ений М. С молуховского, п оказал, что элем ентарны й процесс ко а гу л я­ ции м елких капель д олж ен д а в а т ь плотность распределения 5/- л (г) = Лг2е (19.1) где Го — рад и ус капель, даю щ и х м аксим альны й в к л ад в вод ­ ность. О днако д л я этого долж ны вы полняться д в а условия: ко­ эф ф ициент (вероятность) коагуляци и % двух частиц д олж ен быть независим от их разм еров, и н ачальн ое распределение долж но удовлетворять определенным требован иям. В частности, если при ^=0 все частицы имею т одинаково м алы е разм еры, то через не­ которое Время устан авл и вается распределение (19.1). Т а к к ак эти условия обычно н е удовлетворяю тся, то распределение (19.1) не соответствует наблю даем ом у в природе ни в каки х ф орм ах облаков.

В 1951 г. Б ест [280] предлож ил эмпирическую ф орм улу р а с ­ пределения капель 1 _ / 7 = е“ Н ^ (19.2) где F — «накопленная м асса воды», т. е. д о л я общ ей водности, заклю ч ен н ая в кап л ях радиусом меньш е г. Зн ач ен и я постоянных а и k были определены Бестом по данны м наблю дений р я д а з а р у ­ беж ны х авторов (М азура, Д и м а, Ф риса и д р.). П ри этом вы ясни­ лось, что а колеблется в п ред елах от 12 до 29 а й — от 1,92 до 4,90, т. е. обе постоянные д л я различны х облаков меняю тся в ш и­ роких пределах. К акой-либо зависим ости этих коэффициентов от форм ы облаков обнаруж и ть не удалось.

С ледует у к азать, что ф орм ул а Б еста, в ы р а ж аю щ ая зав и си ­ мость доли накопленной массы от ради уса, весьма неудобна в практическом применении. Д л я последнего, к а к правило, необ­ ходимо зн ать плотность распределения числа капель и в функции их разм еров. Э та последняя, по Бесту, в ы р аж ается в виде д (г ) = А г*“ ^е~ W, (19. весьм!а неудобном д л я расчетов,, поакольку постоянная k я в ­ л яется дробной величиной и м еняется от случая к случаю.

П осле того к а к А. М. Б оровиковы м в 1949 г. был собран впер­ вы е больш ой систематический м атер и ал о р азм ер ах облачны х капель [17], стало возм ож ны м подобрать удобную эмпирическую ф орм улу д л я п { г ). В 1952 г. А. X. Х ргиан и И. П. М ази н п ред ло­ ж и л и у ж е упомянутую в § 15 ф орм улу вида n (r)= a г% -* ^ (19.3) 3 W М ы у ж е п о казал и в § 15, что Ь — — и что а — 1,45 -д—.

' Ср. ' Ср К а к было у ж е сказан о, в системе координат Х г=г, i/2= lg « — — 21gr ф орм ула (19.3) приним ает вид yz = — b x ^ \ g e,- \ - \ g a, (1 9.3 ') т. е. и зо б р а ж ае т прямую линию, тан ген с у гл а которой с осью равен — b \ g e = — 0,434&.

Н а рис. 31 приведены примеры распределени я капель в коор­ д и н атах (Х2, г/г) в о б л а к ах S t, Sc, N s.' В них соответственно Ь = 0,5 4 6 = 0,3 9 6 = 0,3 3 [д,-', а коэф ф ициент корреляц ии м еж д у рассчитанны м и истинным значением R р ав н ял ся 0,999;

0,997;

0,993, т. е. был очень высок.

Выш е, в таб л. 13, мы п оказал и, что этот коэф ф ициент ко р р е­ л яции вы сок во всех других случаях, а так ж е, что ф орм ула (19.3) пригодна не только д л я слоистообразны х, но и д л я кон­ вективны х облаков 2. О н а, KpiOiMe того, 13,начитёлыно щрйще и у д о б ­ нее д л я различны х расчетов, чем, наприм ер, ф орм ула Б еста.

В 1953 г. Л. М. Л еви н [124] в ы сказал предполож ение, что р а с ­ п ределение капель по р азм ер ам подчиняется логариф м ическом у н орм альном у закону, откры том у А. Н. К олмогоровы м д л я р а зм е ­ ров золоты х песчинок в россы пях, спектр распределени я ко то ­ ры х оп ределяется процессом многократного дроблен и я. Этот з а ­ кон д ает следую щ ую зависим ость плотности распределени я от рад и у са капель:

= ’ (19-4) где имею тся д ве постоянные: Го — медианный ради ус и о — сред (нее квадрэпическое отклонение л о гар и ф м а р ад и у са капель.

Х отя Л еви ну и не уд ал ось обосновать аналогию этих двух 1блеви!я тверды х части ц и укрупнения капель, п р о ц ессо в —^др| ’ П ри подсчете Ь для S t брались значения от г = А |х д о 22 ]л, для З с и N s — от г = 4 [X д о /•= 2 7 ц.

2 Здесь, как и в езде, речь идет о среднем статистическом распределении капель в облаках, полученном в результате больш ого ряда, наблюдений в есте­ ственных условиях.

7* тем не менее мож но п оказать, что ф орм ула (19.4) д а е т хорош ее согласие с эксперим ентальны м и данны ми. Д л я этого восполь­ зуем ся, к а к и Л евин, понятием функции распределени я выборки F(r)= f n{r) dr.

S t Sc Ns Ри с. 31. Р а с п р ед ел е н и е ради усов кап ел ь в о б л а к а х N s, S c и S t в ко о р д и н ат ах (rlg n —2\gr ).

i^ (r), таким образом, определяет долю капель радиусом меньш е г в общ ем числе капель. И спользуя д л я п {г) в ы р аж ен и е (19.4), получим, прим еняя подстановку ^ = 0l n f - ^ j, I n ---- ^ ''о In Го = 5^(^), (19.5) гд е '‘F ( g ) — норм ированное распределение, связан ное с и нтегра­ л ом вероятности Ф ( |) соотнош ением (g) = ^ [ 1 + Ф (Е )]. Если те л ер ь ввести функцию обратную 'F ( |), то из равен ства (19.5) получим ^ [ F (г)] [F (I)] = g = (19. У равнение (1,9.60 в коорди натах л:= l g r и / = '*F"'F(r) и з о б р а ­ зи т ся прям ой линией, тан ген с у гл а н акл он а которой к оси абсцисс равен, а отрезок, отсекаемы й на оси ординат, Гп Р а^ен Д л я обработки эксперим ентальны х данны х бы ла построена ко о р д и н атн ая сетка, где по оси ордин ат непосредственно н а н е ­ сены зн ач ен и я (г), построенные !в ш кал е Ч'’“'^ ’(г), а по оси аб сц и сс — зн ачен ия г в логариф м ической ш кале. Обычно эм пи­ рические даганые в такой сетке хорош о уклад ы ваю тся и а 'прямую, т. е. хорош о описы ваю тся ф ормулой Л евина.

О тсю да видно, что эксп ери м ен тальн ы е данны е о расп ределе­ нии облачны х капель по р азм ер ам могут быть довольно хорошо отраж ен ы каж д о й из трех ф орм ул (19.2), (19.3) и (19.4) при с о ­ ответствую щ ем п одборе входящ их в каж дую из них парам етров.

Н аи б о л ее простой и удобной явл яется одноп арам етри ческая ф ор­ м у л а (19.3).

П озднее, в 1956 г., А. X. Х ргиан и И. П. М ази н [223] рассм от­ р ел и более д етальн о точность, с которой упомянуты е три ф ор­ мулы п редставляю т эксперим ентальны е данны е. П о м атери ал ам наблю ден и й 1951— 1953 гг. в слоисто-кучевы х об лаках, не д а ю ­ щ их осадков (с общ им числом измеренны х капель более 500 ООО), бы ло найдено, что средние квадрати чны е отклонения сг* наблю ден н ы х величин y 2— \g n — 2 \g r от вы численны х равны со­ ответственно 0,14;

О, li6 и 0,13.

В таб л. 21 приведены значения а* д л я некоторы х других облаков.

О чевидно, ф орм ула Л еви на (19.4) имеет преимущ ество боль­ ш ей точности. О днако наличие двух входящ их в нее констант и 'больш ая слож ность в некоторы х случаях затр у д н яю т ее прим е­ нение.

О тметим здесь, кстати, что согласно (19.3), м аксим альную 2 2/* ' -f =, п о в т о р я е м о с т ь и м е ю т к а 'п л и с р а д и у с о ;

М Гщоа = а ме­ д и ан н ы й р ад и у с равен Го=0,880/*ср.


Выше, в §15— 18, мы у ж е д ал и более подробны е сведения О зн ачен иях f ср и Го в разл и чн ы х ф орм ах и типах облаков. О ни л о зв о л я ю т с учетом всего сказан н ого получить представление не то л ь к о о средних разм ер ах, но и о спектре облачны х капель.

в последнее врем я Л еви н предлож ил [583] описы вать спектр р азм ер о в частиц с помощ ью т а к н азы ваем ой форм улы «гам м а распределения», имеющ ей вид 2“ Л^ = Г /п -I- П R + 1^ ^ (19.6) '^ с сВ “ В частности, ф орм ула (19.3) п олучается из (19.6) п р и а = 2. Л е ­ вин п о казал, что при распределении (19.6) средний ради ус ка д пель р авен / 'с р = '- |- ( а - Ы ) ;

ради ус капель, даю щ и х м акси м аль D ный в к л ад в водность, Г т = - | - ( а + 3 ) и т. д. О б р аб о тка около 500 проб облачны х капель, взяты х в естественных о б л а к ах и в искусственны х ту м ан ах [6:83], п о казал а, что в больш инстве слу чаев наилучш ее совпадение с эксперим ентальны м и данны м и по­ лу чается При а = 8. К х арактери сти ке средних спектров, получен­ ных из больш ого числа наблю дений в определенной ф орме о б л а ­ ков, ф орм ула (19.6) ещ е не прим енялась.

Т аблица 0* 0* Диапазон ф ормулы Число разм еров формулы В и д облаков ( 1 9.3 ) капель капель ( 1 9,4 ) М азина и Л евина ((-) Хргиана S t сплош ны е капельные б ез осадков...................................... 4— 8238 0,2 6 2 0,2 8 N s сплош ные капельные с осад ­ 0, ками................................ 4 583 5 — 17 0,2 2 N s ( S c ) сплош ные капельные б е з осадков................................. 4 — 17332 0,1 2 9 0,1 4 С ледует отметить, что из (19.6) мож но получить и Гср У а+ I ’ где а — среднее квад рати ч еское отклонение радиусов. Очевидно, убы вает о ростом а, т. е. больш ие значения а характери зую т • Ср более монодисперсны е пробы облачны х капель. С редние спектры из.больш ого числа проб о разны м и а, несомненно, более ш иро­ кие и, следовательно, описы ваю тся в целом ф ормулой (19.6) с бол-ее низким индексом а.

Ф орм ула (19.6) зави си т от двух парам етров. П оэтом у ее в общ ам случае мож но точнее «подопнать» под д ан н ое экопери (М ентально;

е распределени е. Это ее достоинство! м о ж ет ком пенш р'Оватъ ее несколько больш ую 1 СЛ0Ж1 0!Сть.

Н § 20. ВОДНОСТЬ ОБЛАКОВ В одность W, т. е. м асса воды в ж идкой или твердой ф азе, при-, х-одящался 1 единицу Ю ъем а в оздуха, являе'Гоя одной и з 'в аж ­ на б ных хара.кте|ри'ст1 'к о б л ак а.,О б ы ч н о в аэрологии она и зм еряется и в г/м®. И з определения понятия водности об лако в видно, что она экви вален тн а принятом у в коллоидной химии понятию «весовая концентрация», однако уп ом ян утая единица изм ерения водности на 6 п орядков меньш е единицы и зм ерения весовой концентрации (г/м® вместо г/см®).

П ер вы е попытки изм ерения водности были произведены Ш лагинтвейтом в 1851 г. в горах в густом тум ане [570]. П олучен­ ные им при трех н аблю ден и ях зн ачен ия водности были равны 3,83, 3,00 и 1,53 г/м®. Эти и зм ерения были единственны ми до конца XIX в. Л и ш ь в 1899 г. К онрад, а в 1908 г. В агнер сделали небольш ое количество измерений водности об лаков в А льпах [318]. Ч ер ез 12 лет несколько измерений водности были сделаны К елером в горах в Ш веции [424], [426].

О тсутствие систем атических измерений водности об лаков з а ­ висело от того, что не было п одходящ их летно-подъем ны х средств и отсутствовала простая и н ад еж н ая м етодика измерений. П р а к ­ тическое зн ачение этого элем ен та д олгое врем я было неясным.

Л и ш ь после второй мировой войны д ан ны е о водности стали кр ай н е необходимы д л я исследования обледенения сам олетов, конструирования противообледенителей, р азр а б |0тки способов вовдействия 'На о б л а к а и вы зы ван и я осадков, ан ал и за условий поглощ ения У(КВ в о б л а к а х и лр.

В Советском Сою зе исследования водности с сам олетов п рово­ дились в основном силам и Г лавной геофизической обсерватории и Ц ентральн ой аэрологической обсерватории. П оследн яя орган и ­ зо в ал а и зм ерения водности об лаков на всех пунктах сам ол ет­ ного зон ди рован ия С С С Р. О б р аб о тка м атери алов, полученных с такой сравнительно ш ирокой сети, п озволи ла в значительной степени расш и рить наш и зн ан ия о водности облаков, полнее слоистообразны х и меньш е кучевы х. В следствие трудностей полета в СЬ д ан ны е изм ерений W в них пракпически отсут­ ствуют. Д ан н ы е о водности см еш анны х облаков, хотя и многочис­ ленны, но к ним необходимо подходить осторож но. С ущ ествую ­ щ ие методы не позволяю т не только изм ерить в к л ад в водность, со здаваем ы й кристаллической ф азой в см еш анном облаке, но д а ж е хотя бы более или менее н ад еж н о оценить коэф ф ициент у л ав л и в ан и я кристаллов.

М ож но определенно считать, что в см еш анны х о б лаках, когда «кри сталли ческая» водность м ал а по сравнению с капельно-ж ид кой, б ольш ая часть кри сталли ков у л ав л и в ается приборам и.

В случаях, когда п реоб ладаю т кри сталлы, и зм еряется, по­ видимому, лиш ь водность, д а в а е м а я каплям и. П оэтом у и зм ерен­ н ая водность см еш анны х об лаков в больш инстве случаев несколько зан и ж ен а. П ростого и надеж ного м етода изм ерения водности кристаллических об лаков в н астоящ ее врем я нет, по­ этом у д ан ны е о ней весьм а м алочисленны и приближ енны.

С ледует т а к ж е зам етить, что в тех случаях, когда из об л ако в вы п адаю т осадки, ф актически и зм еряется водность не только собственно о б л а к а, но та к ж е и водность осадков, и граю щ ая осо­ бенно больш ую роль в ниж нем слое об лака.

М ож но за р а н е е предполож ить, что сущ ествует зави си м ость водности о б л а к а от тем пературы и тем пературного град и ен та внутри об лака, высоты н ад ниж ней границей, ф азового состоя­ ния, формы о б л а к а и, наконец, от терм одинам ических условий его р азви ти я. П ри этом зн ачен ия водности в п ространстве под­ верж ены значительны м колебан и ям, они изм еняю тся нередко на протяж ении сотни м етров в несколько раз. И н огда в слоисто-ку­ чевых о б л а к ах в изм енениях водности мож но подм етить д овольн о явно вы раж енную периодичность, а в других случаях, например,, в кучевы х о б лаках, в резких изм енениях нет законом ерности.

З а в и с и м о с т ь в о д н о с т и о т т е м п е р а т у р ы. П р ед ­ п о л агая, что при охлаж ден и и (наприм ер, при ади абати ческом подъем е) вся сконденсированная вода остается взвеш енной в в о з­ духе, легко получить зависим ость от Г из форм улы М агн уса д л я упругости п ара at E = E o \Q ^ t, где а = 7,6 3, р = 241,9, ^ = 7 ' — 273,16. П оскольку аб солю тн ая Е вл аж н о сть водяного п ар а а р ав н а - н - ^, то da _ l' —а Ll g e ( P -1-^) dT П одъем воздуш ной м ассы на определенную высоту h д о л ж ен со зд ав ать при этом в ней водность W = h y a ^ ^ r -. П оэтом у при сходном физическом процессе о б р азо в ан и я и при одинаковой мощ ности облаков = = (20.1) где / ( —‘.константа, оц ен иваем ая из опыта и, В1 роятно, в о зр аста ю ­ б щ а я с h, т. е. с мощ ностью облаков.

Д ан н ы е о водности в зависим ости от тем пературы воздуха,, полученны е при об раб отке собранного в Ц А О м атер и ал а, приве­ дены в т аб л. 21а. С татистически наиболее обеспечены были иа них п ервы е три пункта наблю дений, что позволило т а к ж е п роиз­ вести о б р аб отку м атер и ал а д л я каж д ого из них отдельно. П ри об р аб о тке м атер и ал а внутрим ассовы е о б л ака ф орм S t, S c и А с рассм атр и вал и сь совместно, равно к а к и ф ронтальны е о б л а к а N s, As и N s — As. В табл.- 22 приведены д ан ны е Л. Т. М атвеева и В. С. К о ж ар и н а [141] д л я рай он а Л ен и н град а. Эти д ан ны е по­ лучены на основании 493 измерений водности в о б л а к ах р азл и ч ­ ных форм.

Р о ст средних значений водности Wcp по м ере повы ш ения тем ­ п ературы виден и в таб л. 2 1 а и н аи более отчетливо в данны х т а б л. 22. Л учш е всего в ы р аж ен а эта зависим ость у внутримассо вы х о б лаков слоисты х форм и сл аб ее у ф ронтальны х облаков.

З ави си м о сть м акси м альн ы х значений водности от тем п ера­ ту р ы д а ж е более зам етн а, чем средних. Н аруш ение указан ной зави си м ости при вы соких п олож ительны х тем п ературах вы звано, очевидно, лиш ь выборочностью методики измерений, т а к к а к н аи ­ более теплы ми бы ваю т ниж ние части облаков, но в них водность наи м ен ьш ая. К ром е того, в теплое врем я года мощ ны е о б л ака слоисты х форм, а т а к ж е о б л а к а теплы х фронтов, в которы х сле­ д о в а л о бы ож и д ать больш их значений водности, к а к правило, н аб лю д аю тся редко.

Т аблицы 21а и 22 п озволяю т в п ред елах некоторого д и а п а ­ зо н а тем ператур эмпирически определить величину коэф ф и­ циента К в фор^муле (i20.1). Н а рис. 32 а видно, что во воем д и а п а ­ зо н е тем ператур эксп ери м ен тальн ы е дан ны е таб л. 22 близки к кривой, построенной по уравнению (20. 1 ) с коэффициентом К = О Л - П ри t от — 12,5 до + 7,5 ° зн ачен ия таб л. 21, средние по всем пунктам, т а к ж е л е ж а т близко к рассчитанной кривой при iC = 0,8. Д ан н ы е д л я М инска при t от —25 до + 5 ° соответствую т / ( = 1, а наблю дения в Р и ге при t от — 12,5 до + 7,5 ° д аю т /С =0,5.

Во всех случаях, по-видимому, с повыш ением тем пературы зн а ­ чения коэф ф и ци ен та К ум еньш аю тся. О собенно это зам етн о при TeMineiparrypax ниж е —^112,5°, т. е. при этих тем п ературах в о зр а с т а ­ ние водности с тем пературой и д ет /медленнее. К рам е увеличения Yd при низких температурках, здесь, по-видимому, сказы ваю тся д р 0(Цбссы, н е учиты ваем ы е приведенной формулой. В частности, с увеличением ibokhoictih о б л ака в о зр аста ет концентрация частиц в нем и, •следювательно, вероятн ость их коагуляц и и, и х роста и о саж д ен и я и з об лака. П р и теадпераггуре и и ж е —^12,5° пр'оцесс осаж ден ия сконденоиров!а!нной в л аги и з-за наличия ледяной ф азы и дет н аи бо л ее интенсивно.


П р ед ставлен н ая на рис. 32 б зависим ость средней по всем пунктам водности ф ронтальных облаков от тем пературы о б л а ­ д а е т одной интересной особенностью — довольно ярко в ы р аж ен ­ ным наруш ением общ ей законом ерности в и н тервал е тем ператур о т — 12,5 до + 7,5 °. И менно водность ф ронтальны х об лаков почти не во зр астает при повыш ении тем пературы от — 25° до — 7,5°. П ри б олее высокой тем пературе эксперим ентальны р точки л о ж атся вбли зи кривой с /С= 0,5. П о данны м отдельны х пунктов, происхо­ дит д а ж е уменьш ение водности с ростом тем пературы в области около — 10°.

Д л я М инска при тем п ературах от — 22,5 до — 12,5° во фронг тальн ы х о б л а к ах эксперим ентальны е точки л е ж а т вблизи кривой с К = 0,8, а от — 7,5° до + 2,5 ° К = 0,7. В Р и ге при тем п ературах от — 17,5 до — 12,5° /С =0,4, при t — 7,5° К = 0,3. Д л я М осквы до тем ператур — 7,5° / ( = 0,8, выш е — 2,5° /С =0,5, т. е. везде К суш,е CTBI0BHO ум еньш ается с ростом тем пературы. В ероятно, в о фрон йв 0. ОА 0. 0, 0, 0, 0, Оf,O - -30 -25 -20 -15 -5 1Г Р и с. 32. Зав и си м о ст ь средн их зн ачени й водн ости от тем п е­ р а ту р ы в Sc, S t, A c (а) и в N s, As, N s — A s (б).

По данным 1 — Ленинграда, 2 — Риги, 3 — Минска, 4 — Москвы, 5 —средние д л я всех пунктов.

тальн ы х о б л аках процессы об лакооб разован и я протекаю т более бурно, мощ ность так и х об лаков [т. е. значение h в (20. 1 )] в сред ­ нем значительно больш е, чем внутримарсовы х об лаков слоисты х форм. П оэтом у следовало бы ож и дать, что водность Ns — As д о л ж н а быть больше, чем внутримассовы х. Это действительно и н аб лю д ается при тем п ературах ниж е — 12,5°. С другой стороны, вы падение осадков препятствует накоплению в Ns — As зн ачи ­ тельны х количеств сконденсированной воды. П оэтом у средн яя -^00 Th 1^ юсо 1а ГЗ —t — S S S S ? о "о "о "о " 0 оо 0 1—t г —с 1— со со г - 1 с ч,-Н т-Ч COCQ do 1 CO ^счсч^ —' СЧ ’Л 1 dD о "о "о "о " 0 со со-Ч#* S счсо со с ч 1* с ч с ч ч со 1 -с т -н ^ с о \о,—( г-н Cd “Ж ^,-и o o o o s g ^_2 S ? 5 2 g CO с ч i-*ooi-^ r-Tooi-^ 'А[ do o o o o • o o o o 1 оооою t1 IIO 4— CO Ю 0 0 —»

•^•ч^СОО do СЧСЧСЧСЧ to c ^ ^ c o 1- ^юоо^ ' ooo*o" o 'o o c T 05 C Cl Ov РЗ rh О О О loocoop Q. СЧ CO CO 0 0 ^ * 4 ^ C 4 T t o o o o o o o o l.TtC Ю 4'4h 1 ' 00Oil# — Си do I CO o o b-Thc О С Чг^^ ОСЧОО^ Oi-«1 C o o o ^ - O o o o o o o o o O C IO O O C со^сч 'S S ?5^_S 5^ do СЧСОСЧСО ж о o’o’o~ ** oooo 0 с t—« l-H CO o T-« СЧ Oi—' C G r-fC OO 4 Ю СОСОО Th 05 Ю do O O r-4^ ’Л Ю05 0 с o o o o С1ч L O t^ i-« t- и ^ж N.O O O O C4C0C0l- «COCO ’- ^ - - ' O r O O i- ^ O r - СЧ Th S СЧ do СЧ _5coSS ^ж о o”о o"' o ^ o o о do •Ж -A С CO T CO Ч 00 0 C ^ 0 hC O O © ’‘o ' o^ C^ ^ ^ CO coco Ю b*. Ю O t-hC O ^ Ю оососч^ o *' t^O ^C M do ж T-H СЧ СЧ с ч ^ с о с ч (N Ю do 'Ж o o o o O O O O o" s s s C3 я CO ?d S « H H H « я H X я -Q та « a X -а сз н n s К a н оа a о td о J с и К с ?.g * Д.& ° s s^ § о g e g CL) иё§ О gI " О о u S «1^ т CQ =."

si3 X о 2 i§.

s я о я Шо D-^CQir: D,:^cQ c a. S c Q c :

ta О о т iti с а T о =s Ч ю (J Ю « о о CO (Л со z s S CO § §• & Т а б л и ц а Интервалы тем п ератур (град.) ю сч Средняя о водность и т I тем пература o' ю !

о 10 22 29 44 0,110 0,1 3 7 0,1 6 0,0 8 0,0 2 4 0,0 3 0 0,0 5 0,0 0 - 3 2,7 - 2 6, 9 — 2 2,7 — 1 7,3 —12,1 - 7, 1 — 2,4 1. Таблица 23 Повторяемость значения водности в функции температуры в облаках (%) И нтервалы тем п ер атур (град.) • сГ 05 г* !"' В одн ость * oT Of- о ( г / м3) 1 o^ o^ юо ic o “ ою С о счсм to о*" 1Л о II 'i li 6,0 6, 4,9 3. 9, 2 2,5 1 4, 1 6. 0,0 1 3, 1 7,0 1 6, 2 1, 4 7.7 2 6, 3 3,7 5 2 8, 0,0 5 — 0,1 1 4,4 1 1. 1 8,0 1 1, 2 3, 3 3,3 1 7,5 1 7, 0,1 1 — 0,1 1 7.7 7 5, 1 3,9 1 0,5 1 1. 1 3, 1 1,2 5 1 3, 0,1 6 — 0,2 10, 10,6 9.8 7, 1 0, 7.5 4. 8, 0,2 1 — 0,2 8, 8, 8,2 7. 6. 5. 3,7 0,2 6 — 0,3 6.8 6, 5.2 5, 4.0 - 5. 1,2 0,3 1 — 0,3 4.7 6.4 7. 2.0 3.4 4, 0,3 6 — 0,4 6. 4. 3,0 3, 2, 1,2 5 1. 0,4 1 — 0,4 2,1 2 5, 6, 1,9 3, 1, 1,2 5 0, 0,4 6 — 0,5 3,0 3,0 1. 1.2 1. 0, 0,5 1 — 0,5 2, 0,2 2,1 2, 1, 0, 0,5 6 — 0,6 3, 0,2 1.0 1. 0, 0,6 1 — 0,6 1, 0,8 2, 0, 0, 0,6 6 — 0,7 2, 0,8 1, 0. 0,7 1 — 0,7 1.2 1, 1, 0.1 1. 0,7 6 — 0,8 1. 1. 0,8 1 — 0,8 0,2 1, 0,1 1, 0,8 6 -0,9 0. 0. 0,9 1 -0,9 0,8 1, 0,1 0,3 0, 0,9 6 — 1,0 0. 0,1 0, 1,0 1 — 1,0 0, 1,0 6 -1,1 0, 0, 1,1 1 — 1.1 0, 0,1 0, 1,1 6 — 1,2 0, 1,2 6 — 1.3 0, 0, 1,5 1 — 1,5 0, 1,5 6 — 1,6 0,8 1, 1,6 429 12,80 455 855 Ч исло случаев водность Ns м ала, несм отря на непреры вно идущ ий процесс кон­ денсации. Это наблю дается ясно при тем п ературе выш е — 7,5°.

О братны й ход средней водности при тем п ературах около — 10° у казы в ает на больш ую роль кри сталлов, зар о ж д аю щ и х ся на не­ сколько более высоких уровнях в данном об лаке и стим улирую ­ щ их осадки. П ри этих тем пературах, к а к известно, н аи более ве­ л и ка разн ость насы щ аю щ ей упругости водяного п а р а н ад водой и н ад льдом и одноврем енно резко в о зр астает вероятность п о яв ­ ления ледяной ф азы.

Н а рис. 32 видно, что средн яя водность к ак внутрим ассовы х, так и ф рон тальны х о б лаков н аи бол ьш ая в М инске и в М оскве, м еньш ая в Р и ге и, наконец, м и н и м ал ьн ая в Л ен и нграде, т. е. при почти равн ы х тем п ературах зам етн о ум еньш ается с ю го-зап ада на северо-восток. Очевидно, в восточные районы приходят более стары е о б л ака, в которы х процессы коагуляции и осаж д ен ия идут более интенсивно и, ком е того, ф ронтальны е р азд ел ы там менее активны. ' С ледует т а к ж е отметить, что при отрицательны х тем п ерату­ р ах разл и чи я водности от пункта к пункту более значительны, чем при п олож ительны х тем пературах. П ри этом н аи более н из­ кие зн ачен ия водности имею т место в северны х рай он ах (в Л ен и н ­ гр ад е и Р иге, по-видимому, и з-за увеличения на севере веро­ ятности о б р азо в ан и я ледяной ф азы ).

А н алогичная зависим ость водности от тем пературы д л я куче­ вых облаков, очевидно, отсутствует, т а к к а к эти о б л а к а н аб л ю ­ даю тся только в теплый период года и, что н аи более важ н о, имею т значительную мощ ность. Б л а г о д а р я этом у р азн и ц а тем пе­ ратур у основания и в верхней части одного и того ж е о б л а к а м о­ ж е т дости гать 20— 25°, а наибольш ие зн ачен ия водности в таких о б л а к ах н аблю даю тся обычно вблизи их верхней границы, т е.

в области сам ы х низких тем ператур.

§ 21. П О ВТО РЯЕМ О С ТЬ Р А ЗЛ И Ч Н Ы Х ЗН А Ч Е Н И И ВО Д Н О С ТИ Н екоторы й практический интерес имеет т а к ж е повторяем ость различны х значений водности в зависим ости от тем пературы.

П о-видимом у, во всех пунктах наш их наблю дений р асп р ед е­ ление повторяем ости аналогично, что позволило объединить их д ан ны е вместе. Ч то касается форм, то только д л я слоисто-куче­ вых о б лаков м атер и ал наблю дений был достаточно велик, чтобы их мож но было изучить отдельно (табл. 23). О б л ак а S t и А с и з-за относительно небольш ого количества м а т е р и а л а.объединены с S c (табл. 2 4 ), о б л а к а N s — с As (табл. 25).

С глаж ен н ы е кривы е на рис. 33 а показы ваю т, что во всех ф орм ах о б лаков и во всех и н тервал ах тем пературы м аксим ум по­ вторяем ости л еж и т в весьм а узких п ред ел ах значений водности от 0,05 д о 0,25 г/мз. П ри этом повторяем ость резко в о зр астает от, о к м аксим ум у и более плавно убы вает при увеличении водности.

В п ереохлаж денн ы х о б л аках этот спад вы раж ен значительно резче, чем в теплых. К ривы е повторяем остей в теплы х и переох­ л аж д ен н ы х о б л а к ах оказы ваю тся к а к бы сгруппированны м и от­ дельно. В ероятно, л ед ян ая ф а за при отрицательны х тем п ерату­ р а х б лагопри ятствует к а к выпадению части сконденсированной воды из об лака, т а к и уменьш ению водности капельной части см еш анного о б л ака, переходящ ей частично в кристаллическое со­ стояние. В озм ож но, наконец (см. § 77), что уменьш ение водно­ сти п ереохлаж денны х об лаков вблизи 0° обусловлено н ед остат­ ком методики измерений.

Таблица О б л а к а S c, S t, A c И нтервалы тем п ер атур (град.) Oi сгГ В одн ость о оГ (г/мЗ) о^ юо о ю о** 6. 10, 2 9.3 4,8 5. 0,0 5 16,1 4. 2 3, 12, 2 9.3 3 0, 0,0 5 — 0,1 0 3 5.0 2 8.9 2 3,2 17.4 1 5. 11.8 20. 1 1.4 1 6. 0,1 1 — 0,1 5 2 5,9 13,2 9. 2,1 4 1 3. 12.6 10.6 20. 3.4 1 8. 0,1 6 — 0,2 0 14.6 1 4. 9,8 1 1. 10.6 11, 3.4 5.3 1 0, 0,2 1 -0,2 5 7.5 9.7 14,1 13.3 8, 0,2 6 — 0,3 0 5,3 5,7 7.2 7. 5.9 9.2 8.5 1 3.3 6,0 6,0 6. 1. 0,3 1 — 0,3 5 3,4 3.3 7.2 6. 1, 0,6 6, 0.3 6 —0,4 0 1.7 3. 3.8. 4. 2. 0,6 3. 0,4 1 — 0,4 5 1.4 5. 3.7 4.2 1 3,3 2,0 20, 0, 0,4 6 — 0,5 0 0.7 1,7 5. 1.9 3. 1. 0,5 1 — 0,5 5 0,3 0. 1.9 2.5 2, 0.2 1. 0,5 6 -0,6 0 0.7 2.3 1. 1. 0.6 1.0 1.2 2, 0. 0,6 1 — 0,6 2. 0. 0,6 6 — 0,7 0 0,5 0.5 0, 0.2 0.6 1, 0,7 1 — 0,7 5 2. 1, 0,7 6 — 0,8 0 0.0 9 0. 1. 0, 1, 0.0 0,8 1 -0,8 5 0.0 7 1. 0,8 6 -0,9 0 0.1 3 0.1 5 1.3 0, 0. 0,9 1 — 0,9 5 0, 0.1 0.2 0, 0, 0,9 6 — 1,0 0 0.0 9 0. 0,6 0. 1,0 1 — 1,05 0.0 7 0. 1,0 6 — 1,1 0 0, 0. 1.1 1 — 1,1 5 0.3 1,1 6 — 1,2 0 0,0 7 0.3 0, 1,2 6 — 1,3 0 0,3 1,5 1 — 1,5 5 0.0 7 0,1 1,5 6 — 1,6 0 0, 0,5 1, 1,6 Число случаев 174 58 1240 1484 649 306 106 ПО Х арактерны м д л я S c (рис. 33 б) яв л яется то, что м аксимум кривой повторяем ости м ало зави си т от тем пературы и обычно приходится на зн ачен ия 0,05— 0,10 г/м^. В ы сота ж е м акси м ум а повторяем ости при изменении тем пературы от + 1 0 до — 25° в о з­ р ас тает почти в 3 р а з а — от 14 до 38%, т. е. по м ере пониж ения тем пературы он становится все более остры м. О дновременно ве­ роятность больш их значений водности с пониж ением тем п ера­ туры р езко убы вает.

Таблица О б л а к а N s — As И нтервалы тем п ер атур (град.) Oi о СЛ В одность т— оГ (г/м З) О О I О^ ЮО*' 2., ЮО о^ Ю Ю** II ю" 0,3 2.3 9. 0,7 5.2 3. 1 1. 0,0 12,2 1 2,7 9. 2 0.3 2 3. 3 1. 0,0 5 — 0,1 0 2 6,1 2 4. 1 3.8 5.7 4. 15. 2 0. 2 4.6 1 8, 2 6, 0,1 1 — 0,1 1 1.3 1 2.7 1 4. 1 6.3 13. 13,1 9.9 1 7, 0,1 6 -0,2 10. 11. 12.1 1 1.3 9. 1 3. 4.3 1 1, 0,2 1 — 0,2 8,2 6,2 8,4 1 9, 1 6, 1 7.4 2.9 1 0. 0,2 6 — 0,3 1.6 1 0.9 5, 8.3 1 4. 4.3 6.3 5. 0,3 1 — 0,3 6. 1,1 3. 4. 4.9 2. 0,3 6 -0,4 6. 1.6 6,9 4. 3,4 2. 0,4 1 -0,4 5 2. 8. 1.6 5.1 4. 1,1 1. 0,4 6 -0,5 0 0, 0,6 3.2 2. 1,3 2. 0,5 1 — 0,5 1, 0, 0,6 3,9 2. 0,5 6 -0,6 0,8 1.3 1.1 5 4, 0,6 1 — 0,6 1. 0,6 0,3 4. 0,6 6 -0,7 0,8 2.3 1.1 0, 0,7 1 — 0,7 1.0 1.1 0,7 6 — 0,8 0 0, 0,3 1.1 0. 0,8 1 — 0,8 0, 0,8 6 — 0,9 0, 0,9 1 — 0,9 0, 0,9 6 — 1,0 0, 1,0 1 — 1, 0,2 0,3 4, 1,0 6 — 1,1 0,2 1.1 1,1 1 — 1,1 1.1 1,2 6 — 1,3 311 Ч исло случаев 23 К а к будет п оказан о ниж е, в о б л а к ах S c водность в озрастает от ниж ней их границы вверх, д ости гая м акси м ум а несколько н иж е верхней границы. П оскольку часто встречаю тся о б л а к а Sc, имеюш,ие небольш ую мош,ность, и, кром е того, м а л а я W имеется в ниж ней части каж д ого, д а ж е и более мощ ного об лака, то, сле­ д овательно, го разд о ч ащ е н аблю даю тся м алы е значения W, Рис. 33. П овторяемость средних значений водности в зависимости от температуры.

а — для Sc, 5—для Sc, St, Ac, в — для Ns, As, fis—As.

Й -25° r -20°. 2) —, r - 15°, 3) -13° Г -10°.

20° -10° r -6°, 5) -5° r 0°, 6) 0° r 5°. 7) 5° 4) r 10°), 8) 10° T15°.

Б ольш и е зн ачен ия ~W отм ечаю тся лиш ь в верхней части м ощ ­ ных облаков, вероятность п оявления которы х быстро убы вает с ростом их мощ ности. С ам ы е м алы е зн ачен ия водности встре­ чаю тся в очень тонких слоях о б л ака, вблизи его границ, где ве­ роятность нахож ден и я сам ол ета при измерении м ала.

Х од кривы х повторяемости значений водности в зависим ости от тем пературы в о б л а к ах S t и Ас аналогичен ходу в Sc. П о ­ скольку м атер и ал наблю дений в этих ф орм ах облаков менее многочислен, повторяем ости значений водности в зависимости от темп^ературы д л я всех трех форм об лаков (Sc, S t и Ас) были объединены (табл. 24, рис. 3 3 в ). С ходство кривы х рис. 3 3 а и 33 б п оказы вает, что выводы, сделанны е выш е д л я Sc, сп равед ­ ливы д л я всех внутрим ассовы х об лаков Sc, S t и A c.

Д ан н ы е наблю дений в N s и As объединены в таб л. 24. П о ­ вторяем ость различны х значений водности в о б л а к а х Ns и As (рис. 33 в, табл. 25) сходна с наблю даем ой во внутрим ассовы х о б л ак ах, но в N s и As более зам етн о разли чи е кривых повторяе­ мости в теплы х и п ереохлаж денны х облаках. П ри всех тем пе­ р ат у р а х м аксим ум ы повторяем ости в них более пологи и более отчетливо вы раж ен о см ещ ение м акси м ум а повторяемости в сто­ рону меньш их значений водности по мере пониж ения тем п ер а­ туры от 0,3 г/м® при -1-7,5° до 0,'1 г/м® при —22,5°. М аксим ум, однако, при этом не становится столь острым, к а к во внутри м ас­ совы х о б л а к ах при низких t.

Во ф ронтальны х о б л а к ах осаж дение, т. е. перенос воды сверху вниз, приводит к уменьш ению водности в верхних их частях и к возрастани ю ее в нижних. П оэтом у больш ие значения водно­ сти равновероятны в значительной толщ е об лака, и максим ум повторяем ости на кривой распределения Получается тупым. В то ж е врем я и н теграл ьн ая водность во всем об лаке в о зр астает по мере повы ш ения тем пературы. Этим, по-видимому, м ож но о б ъ ­ яснить см ещ ение м акси м ум а повторяемости значений водности с изменением тем пературы.

Б л а го д а р я больш ей их мощ ности и процессу осаж д ен ия в N s— As вероятность значений W, меньш их 0,2 г/м® и превы ш аю ­ щ их 0,6 г/м®, меньш е, чем во внутримассовы х.

П еттит в К ан ад е [531] на основании 1182 измерений водности п ереохлаж денн ы х облаков при осреднении за 13 сек. и 975 и з­ мерений при осреднении з а период более 52 сек. вывел повторяе­ мость разли чн ы х значений водности д л я о б лаков кучевы х (Си, СЬ, Ас) и слоиеты х (Sc, St, Ac, Ac—A s) форм. Е го данны е при­ ведены на рис. 34 а, б, в, они весьм а сходны с полученными нами.

В р я д е случаев, в частности при изучении обледенения сам о­ летов, надо зн ать повторяем ость W при отрицательны х тем п ера­ турах. В табл. 26 вероятность эта в процентах приведена по данны м Л ью и са д л я СШ А д л я об лаков S t и Sc, Ас и Ас— As, Си и СЬ, а т а к ж е по данны м Ц А О д л я о б лаков Sc, S t, Ac, N s— As 8 Ф изика облаков ИЗ и Си, СЬ. К роме того, в таб л. 27 приведены д ан ны е П еттита д л я переохлаж денны х облаков кучевы х и слоисты х форм.

П о данны м Л ью и са [456], д л я S t и Sc при отрицательны х тем п ературах м аксим ум повторяемости приходится на значения п7„ iO Л \ 10 к \ v i.j\ О 1.0 1.2 \,h t,6Wz/M^ О 0.2 0,4 0. Рис. 34. П овторяемость значений водности по данным Петтита.

Значения водности: а — средние (!) и максималь­ ные (2) дл я всех облаков, б — максимальные д л я St (3) и Си (4), в — средние дл я St (3) и Си (4), водности от 0,10 ДО 0,19 г/м^, значения, превы ш аю щ ие 0,6 г/м^, встречаю тся кр ай н е редко, значения W, 'пр^евышающие 0,9 г/м^, не встречаю тся вовсе. По данны м Ц А О, д л я облаков Sc, S t и Ае м аксим ум повторяемости приходится на значения менее 0,1 г/М^ вероятность значений от 0,1 до 0,6 г/м^ несколько м еньш ая, чём у Л ью иса, а м акси м альн ы е зн ачен ия достигаю т 1,6 г/м®. По д а н ­ ным П еттита, в о б л а к ах слоисты х ф орм м аксим ум п овторяе­ мости приходится на зн ачен ия 0,1 г/м®, а абсолю тный максим ум дости гает 1,4 г/м®.

Таблица П о данным Л ью иса По данным Ц А О О tn S г ч ч ч • ч с/Гю эК В одность ( г /м3) 2S л -'S,»Я о я§ о сл ® я. ffi 3 О ffi о^ S 9.

л м о СО Z r-i ч U r4 к О со е( СОсО 1(м ч:

12 50 3 5,5 2 9, 0,0 0 -0,0 9 Q1 0/, / Oi 32 2 8,8 3 1, 0,1 0 -0,1 22 20, 1 6, 0,2 0 — 0,2 9 ОЛ ОА О Z 9,0 1 0, 0,3 0 -0,3 9 12 1 3, 4, 0,4 0 — 0,4 9 7V ' 0 2,5 2, 0,5 0 — 0,5 9 0 1.2 0,7 0, 0,6 0 — 0,6 9 1П А. ft 1U 4, 0 0, 0, 0,7 0 -0,7 9 1, 0 0, 0,3 0,2 0,8 0 — 0,8 9 Л,о иQ / 0 0 0,3 0,0 0,9 0 — 0,9 0 0 2 0,. 0,2 1,0 0 — 1,1 9 0,2 0 1,0 0, 0,0 5 1. 1,2 0 — 1,3 0 0 0 0,00 0. 0,0 1,4 0 — 1,5 0 0,00 0,00 0. 0, 1,6 0 — 1,7 Таблица Н абл ю ден и я П етти та в К ан аде М аксимальная водность Средняя водность наибольш ая наибольшая Тип облаков абсолютный средний повтор я­ повторя­ максимум максимум ем ость ем ость 0,2 0, К учевообразны е 0,1 1. 0,1 0 0, С лои стообразны е 0,1 1. 0,1 1 0, О б щ ее для в сех типов 0,1 9 1, М аксимальная водность Средняя водность Н акопление частоты (%) Си St общ ая Си St общ ая 0. 100 0.8 0, 1. 1,5 1. 0,6 0,3 90 0,5 8 0,5 8 0.2 0,3 0,22 0,10 0,1 50 0,2 5 0,2 4 0,1 0,0 0,1 4 0,1 4 5 0,0 6 25 0,1 5 0,0 8* М аксим ум повторяемости в о б л а к а х Ас, Ас—As, по Льюису„ приходится на м алы е (менее 0,1 г/м®) зн ачен ия водности, м акси ­ м альн ы е значения водности д л я этих ф орм облаков при отри ц а­ тельны х тем п ературах не превы ш аю т 0,5 г/м®. В Си и СЬ м акси ­ мум повторяемости т а к ж е приходится на м алы е (менее 0,2 г/м®) значения водности, однако вероятность значений до 1,0 г/м®* остается ещ е весьма, больш ой и нередки значения, достигаю ­ щие 1,8 г/м®.

По данны м П еттита, в кучевообразны х о б л а к ах м аксим ум по­ вторяем ости приходится на 0,2 г/м®, а м акси м альн ы е зн ач ен и я водности в них достигаю т 1,5 г/м®.,, Т аким образом, в С С С Р, СШ А и К ан ад е значения водности п ереохлаж денны х облаков р азн ятся мало.

§ 22. ЗА ВИ С И М О С ТЬ ВО ДН О С ТИ ОТ РАССТОЯНИ Я Н А Д Н И Ж Н Е Й Г Р А Н И Ц Е Й О БЛ А К А П о л ага я, что: об л ак а образую тся вследствие ад и аб ати ческого подъем а влаж н ого воздуха, следует ож и д ать возрастан и я вод ­ ности с подъемом н ад ниж ней границей об лака. Если считать^ что общ ее влагосод ерж ан и е индивидуальной Массы воздуха остается постоянным, то водность W на высоте г н ад нижней границей о б л а к а будет функцией тем пературы на нижней- г р а ­ нице о б л ака и гради ен та тем пературы в облаке. Т ак, по ф ор­ м уле Л. Т. М атвеева и В. С. К ож ари н а, 2 1 \ / _ (22. 1) W = ^{B ooe где 00 — упругость водяного п ар а у земной поверхности, Е о- 'упругость насы щ ения при Т о— темперашуре земной noiBepx — ности, g — ускорение силы тяж ести, — уд ел ьн ая газо в ая по­ стоянная воздуха, Т ^ — средн яя тем пература слоя от земной по­ верхности до уровня 2, m и р — константы в ф орм уле М агнуса.

.Для вычислений по (212.1) использую тся обычно ади абатн ы е г р а ­ фики, наприм ер эм аграм м а.

Мы у ж е зам етили, что к а к в отдельны х об лаках, т а к и в сред ­ нем измеренны е значения водности, за исклю чением сам ы х н и ж ­ них слоев о б л ака, оказы ваю тся меньш е, чем они долж ны были быть в предполож ении постоянства вл агосод ерж ан и я. К этому ведет;

а) «разбавлен и е» индивидуальной массы более сухим окруж аю щ им ее воздухом при турбулентном перем еш ивании или ж е вовлечении более сухого воздуха со стороны, б) вьш адение сконденсировавш ейся воды.

В слоисто-кучевы х и вы соко-кучевы х 0|блаках обы чно водность резко во зр астает, начин ая от нижней границы об лака, а затем растет более медленно. М ак си м ал ьн ая водность обычно н аблю ­ д ается в верхней трети о б л ака, часто около его верхней границы.

В близи верхней границы водность : начинает резко уб ы вать по направлению вверх (рис. 35). В слоях изотермии и инверсии тем пературы в о б л а к ах водность всегда резко убы вает.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 13 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.