Як утворюються хмари: коливання, ядро конденсації та ЛРК

Охолодження повітря до точки, коли воно не може утримувати вологу

Тепле, вологе повітря біля поверхні є піднятим і піднімається вгору. Під час підйому навколишнє тиск знижується, тому пакунок (air parcel) розширюється, а з урахуванням практично відсутності теплообміну з оточенням, охолоджується ізобарно. Сухе повітря охолоджується з сухою адіабатичною швидкістю приблизно 9,8°C на кілометр; після початку конденсації та повернення теплоти (latent heat) в пакунок, охолодження сповільнюється до вологої адіабатичної швидкості близько 5-6°C на кілометр. Важливо зазначити, що фактична кількість води в пакунку не змінюється під час підйому – лише його здатність утримувати цю воду у вигляді невидимого пару змінюється.

Повітря може утримувати більше водяної пари, ніж холодне повітря; максимальна кількість, яку воно може утримувати за заданої температури, дорівнює тиску насичення (saturation vapour pressure). Висота, на якій піднімається, охолоджуване пакунок досягає своєї точки роси – де фактичний вміст пару дорівнює тиску насичення, є Піднятою Конденсаційною Рівнем (Lifted Condensation Level, LCL), і ця висота точно відповідає висоті, на якій утворюється рівень основи хмари. Нижче LCL небо прозоре, навіть якщо повітря сповнене невидимого пару; вище водяного пару більше, ніж він може утримувати, і він переходить в рідкі краплі.

Для початку конденсації потрібна поверхня

Чисте водяне паро має стійкість до конденсації на собі — утворення нової краплини з нуля (гомогенна нуклеація) потребує величезної надмірності, декілька сотень відсотків, оскільки маленька крапля має таку велику поверхневу напругу відносно свого об’єму, що вона випаровується швидше, ніж росте. Атмосфера ніколи не досягає таких значень. Замість цього конденсація відбувається на ядрах конденсації (НКК) — пилу, морській солі та інших мікроскопічних аерозолях розміром декілька десятих мікрометрів, які дозволяють утворювати краплини при відножній вологості 100-101%. Теорія Кьолера формалізує це: вона поєднує штраф за поверхневу напругу (ефект Кельвіна, який протидіє росту на невеликих викривлених краплях) з ефектом зниження тиску пару від розчиненої речовини (ефект Рауля, який сприяє росту), щоб передбачити критичну надмірність, необхідну для активації кожного розміру аерозолю в хмарну краплю.

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)

Від плоских кумулів до величних кучевенічних хмар

Чи залишиться хмара як неглибокий, бавовняний кумум або вибухово перетвориться на кученівнічну, залежить від стабільності атмосфери над LCL – тобто від того, наскільки фактичний температурний профіль середовища відповідає швидкості охолодження піднімаючоїся маси. Якщо середовище холодніше за масу на кожному рівні – нестабільна атмосфера – то маса продовжує прискорюватися вгору, затягуючи більше вологого повітря, виділяючи більше потенціальної теплоти та хмара може пробити тропосферу як повноцінну кученівнічну з градом і блискавками. Якщо середовище нагрівається відносно маси на невеликій відстані над LCL – стабільний шар або інверсія – вертикальний ріст обмежується, а волога розтікається вбік у вигляді плоскої шару: стратосфера. Енергія, доступна піднімаючійся нестабільній масі, кількісно визначається як CAPE (Конвекційна Доступна Потенціальна Енергія); прогнористи використовують її безпосередньо для передбачення того, чи принесе день «чисті» кумули або сильні зливи.

Frequently asked questions

Спробуйте наживо

Усе, що вище, працює прямо у вашому браузері — відкрийте Cloud Formation і змінюйте параметри під час роботи. Нічого не встановлюється, нічого не завантажується на сервер, уся модель живе в одній вкладці.