Jak Powstają Chmury: Stoch, Jądra Kondensji i Poziom Podniesionej Kondensacji

Chłodzenie powietrza do momentu, aż nie utrzyma wody

Warm, moist air near the ground is buoyant and rises. As it climbs, the surrounding pressure drops, so the parcel expands and, with essentially no heat exchanged with its surroundings, cools adiabatically.

Dry air cools at the dry adiabatic lapse rate of about 9.8°C per kilometre; once condensation begins and releases latent heat back into the parcel, the cooling slows to the moist adiabatic lapse rate of roughly 5-6°C per kilometre. The parcel's actual water content, though, does not change on the way up — only its capacity to hold that water as invisible vapour does.

Warm air can hold more water vapour than cold air; the maximum it can hold at a given temperature is the saturation vapour pressure. The height at which the rising, cooling parcel's temperature drops to its dew point — where actual vapour content equals the saturation value — is the Lifted Condensation Level (LCL), and that height is exactly where a cloud's flat base forms.

Below the LCL the sky is clear even though the air is full of invisible vapour; above it, the excess vapour has nowhere to go but into liquid droplets.

Wykształcanie potrzebuje powierzchni do kondensacji

Czysty par wodny opiera się na kondensację na sobie – tworzenie nowej kropli od zera (wykształcenie jednorodnie) wymaga ogromnej zawiesistości, kilkuset procent, ponieważ mała kropla posiada tak dużo napięcia powierzchniowego w stosunku do swojego objętości, że szybko paruje, zamiast rosnąć. Atmosfera nigdy się nie zbliży do tego. Zamiast tego kondensacja zachodzi na cząstkach wykształcających (CCN) – pył, sól morską i inne małe aerozole o średnicy kilku dziesiątych mikrometrów – które pozwalają kroplom wykształcić się przy wilgotności względnej wynoszącej 100-101%. Teoria Köhler formalizuje to: łączy ona karę napięcia powierzchniowego (efekt Kelvina, który opiera wzrost na małych zakrzywionych kroplach) z efektem obniżania ciśnienia pary przez rozpuszczone substancje (efekt Raoulta, który wspomaga wzrost), aby przewidzieć krytyczną zawiesistość, której każdy rozmiar aerozolu musi osiągnąć, aby stać się kroplą w chmurze.

dT/dz ≈ -9.8 °C/km        dry adiabatic lapse rate (unsaturated air)
dT/dz ≈ -5 to -6 °C/km    moist adiabatic lapse rate (after condensation begins)
LCL height ≈ 125 × (T - Td) metres     quick estimate from surface T and dew point Td
supersaturation needed:
  homogeneous nucleation   ~300-400%   (essentially never happens in the atmosphere)
  heterogeneous on CCN     ~0.1-1%     (what actually happens, constantly)

Zrównanie się z warstwą stabilizującą i energię dostępną dla wznoszącego się obszaru

Niezależnie od tego, czy chmura pozostaje płytkim, bawełkowym cumulusie, czy gwałtownie przekształca się w cumulonimbus, zależy to od stabilności atmosfery powyżej LCL: jak rzeczywisty profil temperatury środowiska porównuje się z szybkością, w jakiej rośnie paczka. Jeśli środowisko jest chłodniejsze niż paczka na każdym poziomie — niestabilna atmosfera — paczka kontynuje przyspieszanie do góry, przyciągając więcej wilgotnego powietrza, uwalniając więcej ciepła latentego i chmura może przebić się przez tropopauzę jako pełny cumulonimbus z gradu i błyskawicami. Jeśli środowisko ogrzewa się ponownie w stosunku do paczki na krótką odległość powyżej LCL — warstwa stabilizująca, lub inverzia — wzrost pionowy jest ograniczony a wilgoć rozprzestrzenia się poziomo w postaci płaskiego obszaru: stratus. Energia dostępna dla rosnącej, niestabilnej paczki jest kwantyfikowana jako CAPE (Konwekcyjny Potencjał Dostępnej Energii); przewidowiciele używają go bezpośrednio do prognozowania, czy dany dzień przyniesie pogodę bezproblemową cumulus lub poważne burze z gradu i błyskawicami.

Frequently asked questions

Wypróbuj na żywo

Wszystko powyżej działa bezpośrednio w Twojej przeglądarce — otwórz Cloud Formation i zmieniaj parametry podczas działania. Nic nie jest instalowane ani przesyłane na serwer, cały model działa w jednej karcie.