Cloudová fyzika

Mrak Fyzika je studium fyzikálních a dynamických procesů tvorby oblaků a srážek , které je doprovázejí. Horké mraky se skládají z mikroskopických kapiček a chladné jsou ledové krystaly nebo někdy obojí. Jejich vznik je řízen dostupností vodní páry ve vzduchu a jeho vertikálními pohyby .

Vertikální pohyb může být vyvolán velkým vzestupem , jako je tomu v případě synoptických depresí , nebo mezoscalem, jako v případě bouřky . Fyzika, která řídí tyto procesy, se děje v mikroskopickém měřítku. Řídí se zákony mechaniky tekutin a Raoultovým zákonem, který řídí tlak par kolem kondenzačního jádra. Cloudová fyzika je stále výzkumným tématem, které má od 60. let mnoho nových přístrojů , zejména meteorologický radar , meteorologické satelity a disdrometry .

Dějiny

Studie cloudových fyziky opravdu začíná v XIX th století , ale Otto von Guericke hypotézu, že mraky jsou složeny z vody bubliny ze XVII th století . Měření sněhových vloček sahá mnohem déle, nicméně to bylo popsáno v čínské práci z roku 1358 př. N. L. AD . V roce 1846 použil Agustus Waller pavoučí síť k zachycení těchto bublin v mlze, ale zjistil, že při kontaktu s webem nevybuchly a místo toho vytvořily kapky. V práci pokračovali William Henry Dines v roce 1880 a Richard Assmann v roce 1884, když studovali kapky pod mikroskopem.

Dines a další pak začali studovat rozdělení velikostí těchto kapek neboli velikosti zrn . Například v roce 1895 použil fyzik Weisner filtrační papír pokrytý vodou rozpustným barvivem, který vložil do deště. Kapky dopadající na barvivo dávaly míru jejich průměru. Navzdory vývoji vzducholodí v XVII -tého století, první vědecká měření atmosféry související s teplota, tlak a obsah vodní páry, ale ignoroval mraky. Teprve na konci XIX th století , že první datová struktura mraky byly provedeny na místě .

První laboratorní experiment v rudimentární hyperbarické komoře provedl Coulier v roce 1875. Ukázal, že když je tlak snížen a teplota klesá, vodní pára lépe kondenzuje, pokud je v komoře prach. Jeho experiment využil Aitken a Wilson ukázal, že je třeba dosáhnout určité přesycení , aby došlo ke kondenzaci. Vědci se zaměřili na typ kondenzačního jádra s nejlepšími vlastnostmi a zjistili, že chlorid sodný , mořská sůl, je jednou z nejčastějších v oblacích a dešťových kapkách.

Kondenzace není jediným faktorem při tvorbě kapiček mraků, druhým je srážka mezi těmito kapkami. Pozorování krupobití již dlouho naznačují, že byly zčásti tvořeny srážkami, protože mají často tvar amalgámu krupobití. Descartes již v roce 1637 navrhl, že vítr by mohl být příčinou srážek s krupobitím, které by vytvořily větší. Stejná představa byla navržena pro kapky deště. V roce 1904 provedl Leonard experiment, který prokázal, že kapky mohou skutečně také zvětšit objem, ale že ne všechny srážky uspějí, záleží na náboji kapek a vzduchu, který mohou obsahovat. Potvrdil dříve předložené hypotézy, které předpovídaly, že takto získané kapky nemohou přesáhnout průměr asi 6 mm, protože jejich tvar je příliš nestabilní ve vztahu k proudům vzduchu, které ovlivňují jejich pohyb. Tento proces byl dlouho podceňován, protože většina studií ve středních zeměpisných šířkách se zaměřila na tvorbu ledových krystalů a Bergeronův efekt .

Rozvoj letecké dopravy v XX -tého století pomohla vznést připomínky roste. Vědci mohou nejen provádět experimenty na místě , ale i komerční, vojenští a rekreační piloti mohou hlásit účinky jejich letadel procházejících mraky. Od roku 1940 byly krádeže stále více v horních vrstvách atmosféry a množily se. Současné zavedení radaru umožnilo lépe zkoumat různé vrstvy mraků. Od té doby experimenty a nové přístroje umožnily zdokonalit teorie. Rovněž provedli studie o úpravě počasí .

Výcvik

Atmosféra Země obsahuje různé plyny včetně vodní páry. Absolutní vlhkost , v kilogramech na metr krychlový vzduchu závisí na obsahu vodní páry, ale také na množství hmoty vzduchu v úvahu. Liší se proto, pokud je způsobena expanze vzduchové hmoty. Relativní vlhkost je to poměr tlaku páry a tlak nasycených par, který kvantifikuje, že objem vzduchu může obsahovat maximální vodní páry při dané teplotě. Změny teploty a vlhkosti v troposféře , v níž se pohybují povětrnostní systémy, jsou řízeny slunečním zářením a zdroji povrchové vody. Existují také jemné částice, které ovlivňují radiační rovnováhu a které budou sloužit jako kondenzační jádra pro vodní páru.

Všechno to začíná, když je vzduch zvedán pohyby atmosféry. Teplota obecně klesá s nadmořskou výškou, ale protože množství vodní páry zůstává ve zvednutém objemu stejné, relativní vlhkost stoupá až do nasycení. Následují tři jevy: kondenzace, koalescence a Bergeronův efekt . Elektrické jevy také hrají hlavní roli ve fyzice mraků a srážek.

Kondenzace

Když se zvednutý vzduch stane přesyceným vzhledem k okolní teplotě, začnou se na vzduchu tvořit kapky obecně nad bodem mrazu . V čistém vzduchu, kde by nebyl žádný prach nebo ionty, by bylo nutné dosáhnout přesycení 500%, než dojde k poklesu vodní páry v důsledku povrchového napětí vody.

Tento druh přesycení se však nenachází v zemské atmosféře, kde měření ukázala, že nepřesahuje 1%. Tyto kondenzační jádra , jako je například prach hygroskopické nebo zrnka soli, bude absorbovat vodní páry a chemický roztok získaný sníží povrchové napětí požadované pro vytvoření pokles. Přesycení potom bude stačit jen několik desetin po 1%, aby se vytvořily kapky mraků.

Podle výpočtů Köhlera, který použil Raoultův zákon a Gibbs-Thomsonův efekt , můžeme odvodit následující rovnici, která souvisí s průměrem ( ) kapičky s tlakem vodní páry ( ), tlakem nasycení nad rovným povrchem ( ) , povrchové napětí mezi kapalnou vodou a vodní párou ( ), hustota čisté vody ( ), počet molů rozpuštěné látky ( ) a molární hmotnost vody ( ): ${\ displaystyle D_ {p}}$ ${\ displaystyle p_ {voda}}$ ${\ displaystyle p ^ {0}}$ ${\ displaystyle \ sigma _ {voda}}$ ${\ displaystyle \ rho _ {voda}}$ $n_ {s}$ ${\ displaystyle M_ {voda}}$

{\ displaystyle \ ln \ left ({\ frac {p_ {water} (D_ {p})} {p ^ {0}}} \ right) = {\ frac {4M_ {water} \ sigma _ {water}} {RT \ rho _ {voda} D_ {p}}} - {\ frac {6n_ {s} M_ {voda}} {\ pi \ rho _ {voda} D_ {p} ^ {3}}}}

Diagram vpravo ukazuje vývoj průměru kapky vody za použití zrnka chloridu sodného tří různých průměrů jako kondenzačního jádra. Zvyšuje se s rostoucí relativní vlhkostí, ale pokud relativní vlhkost opět poklesne před dosažením hodnoty mírně nad saturací, což je patrné z vrcholů, kapička se odpaří. Tato část grafu ukazuje, že vodní pára a kapička jsou v termodynamické rovnováze . Souvisí to s tvorbou zákalu, pokud relativní vlhkost nepřesahuje nasycení.

Jakmile vzduch dosáhne potřebného přesycení, budou kapičky pokračovat v růstu, i když relativní vlhkost klesá, pokud vzduch zůstává nasycený, protože povrchové napětí je menší než přitahování vodní páry. Vrcholy se nazývají „kritický průměr“ a odpovídající „kritické přesycení“ závisí na typu a průměru kondenzačního jádra.

Nejprve dochází k tvorbě velmi jemných kapek, které dávají mraku. Jak tyto kapky stoupají, klesají pod bod mrazu, ale zůstanou podchlazené, pokud nejsou přítomna žádná mrazicí jádra . Ty jsou mnohem méně dostupné než kondenzační jádra. Jak se zvětšují v průměru, musí proběhnout druhý proces, koalescence, aby se dosáhlo průměru dostatečného k vytvoření kapek deště. Ve skutečnosti kapičky vytvořené kondenzací dosáhnou pouze několika desítek mikronů v době, která je obvykle nutná k tomu, aby došlo k dešti.

Srůstání

Koalescence je sloučení dvou nebo více kapiček kolizí pro vytvoření větší. Jak kapičky rostou různými rychlostmi, v závislosti na koncentraci vodní páry, budou se pohybovat jinou rychlostí, která souvisí s jejich průměrem a stoupajícím tahem. Větší, kteří se pohybují pomaleji, zachytí ty menší na cestě nahoru a poté, když už nebudou moci být podporováni proudem, vrátí se dolů a budou růst stejným způsobem. Sněhové vločky fungují stejně.

Agregace

Podobně jako koalescence jde o proces, při kterém se srážející se pevné částice spojují v atmosféře a vytvářejí větší částice. Sněhové vločky nebo ledové krystaly různých průměrů se budou v updraft nebo downdraft pohybovat různými rychlostmi a srazí se. Pokud prostředí obsahuje dostatek vodní páry nebo mají pevné částice na povrchu film podchlazené vody, budou se moci navzájem „lepit“. To může vést ke vzniku větších vloček při stratiformních srážkách nebo k velkým krupobitím při bouřkách.

Bergeronův efekt

Bergeronův efekt od svého objevitele Tor Bergerona je nejúčinnější z procesů tvorby deště nebo sněženek. Když se ledové krystaly nakonec vytvoří zmrazením kapiček, mají nižší saturační tlak než okolní kapičky. Kapičky se proto odpaří a vodní pára se usadí na krystalech.

Tyto krystaly také nakonec spadnou a splynou s ostatními, aby vytvořily sněhové vločky. Zachytí také kapky splynutím, které je zmrazí, pokud je teplota nižší než nula stupňů Celsia. Pokud je teplota atmosféry kdekoli pod nulou nad zemí, bude sníh. Na druhou stranu, pokud úroveň mrazu není na zemi nebo pokud jsou v nadmořské výšce vrstvy nad nulou, bude docházet k různým druhům srážek: déšť, mrznoucí déšť, plískanice atd.

Svislé pohyby

Jak vzduch stoupá, v důsledku postupného snižování tlaku se uvolňuje a ochlazuje natolik, že rosný bod nakonec dosáhne teploty prostředí a poté vytvoří mrak. Pokud vertikální tah pokračuje, vytvářejí se srážky . Existují dva typy pozvednutí: pokud je vzduch stabilní, říká se, že mraky jsou stratiformní . Pokud je vzduch nestabilní, říká se, že mraky jsou konvektivní

Vertikální pohyby ve stratiformních mracích jsou slabé, řádově méně než jeden metr za sekundu, ale jsou vyvíjeny na velkou tloušťku atmosféry. Proces tvorby mraků začíná kondenzací. Pokud teplota mraku klesne pod minus 10 stupňů Celsia, může být spuštěn Bergeronův efekt, protože kapičky se mohou proměnit v ledové krystaly. Stanou se hlavním hnacím motorem srážek s koalescenční sekundou. Pokud teploty zůstanou vyšší, bude dominovat koalescence.

V konvektivních oblacích je pohyb nahoru způsoben teplotním rozdílem mezi zvedaným balíkem a chladnějším prostředím ve výšce. Pozemek se při stoupání ochlazuje, ale podle adiabatického teplotního gradientu , tj. Méně než je teplota prostředí v nestabilních případech. Je proto méně hustý než prostředí a prochází archimédským tahem nahoru. Tímto rozdílem je potenciální energie dostupné konvekce (EPCD). Důležitější bude, když se latentní teplo uvolní kondenzací vodní páry obsažené v grafu. Rychlost pohybu leteckého balíku bude úměrná EPCD a může být několik desítek metrů za sekundu. Kondenzace je rychlá, ale podchlazené kapičky mohou přetrvávat až do velmi vysokých nadmořských výšek, hluboko pod bodem mrazu. Kondenzace a koalescence jsou důležitými faktory. Dojde-li k zamrznutí na mrazících jádrech, může dojít k krupobití .

V obou případech, když je hmotnost kapek větší než stoupavý proud, začnou padat a srážet.

Distribuce kapek

Tyto tři procesy kondenzace, narůstání malých kapek většími a kolize mezi kapkami podobné velikosti vedou ke změně průměru (D) kapiček, jejichž velikost částic závisí na typu mraku. V závislosti na čase stráveném v oblaku, svislém pohybu v něm a okolní teplotě tedy budeme mít kapky, které budou mít velmi pestrou historii a distribuci průměrů v rozmezí od několika desítek mikrometrů do několika milimetrů .

Střední hodnotu poloměru kapiček oblaku r e nebo efektivní poloměr lze vypočítat poměrem hmotnosti celkových kapek k celkovému rozdělení jejich objemu. Vyjadřuje se tedy jako:

${\ displaystyle r_ {e} = {\ dfrac {\ int \ limity _ {0} ^ {\ infty} \ pi \ cdot r ^ {3} \ cdot n (r) \, dr} {\ int \ limity _ {0} ^ {\ infty} \ pi \ cdot r ^ {2} \ cdot n (r) \, dr}}}$ Kde: r je poloměr každé kapky a n (r) je distribuce.

V závislosti na hmotnosti vzduchu a použitém rozložení se průměrný průměr kapek mraků, jak je zaznamenáno pomocí dálkového průzkumu Země, pohybuje kolem 14 μm v kontinentálních oblacích a o 15 až 20% více v námořních. Je také možné vypočítat distribuci průměru ledových krystalů a průměrný průměr bude na zemi 25 μm a na moři asi o 5% více.

Distribuce dešťových kapek

Srážky generované mraky budou mít také rozdělení. Bude se lišit od částic mračna, protože tvoří podmnožinu s největším průměrem, která mu umožňuje překonat stoupající proudy a dostat se na zem. Různé srážky ( déšť , sníh , déšť se sněhem atd.) A různé typy mraků, které je vytvářejí, se liší v čase a prostoru, koeficienty funkce rozdělení kapek se budou lišit v závislosti na situaci. Nejcitovanější je stále Marshall-Palmerův vztah, ale je třeba si uvědomit, že se jedná o průměr mnoha stratifikovaných dešťových událostí ve středních zeměpisných šířkách.

Obrázek ukazuje distribuci průměrů kapiček během konvektivních událostí na Floridě s různými rychlostmi srážení. V meteorologické literatuře lze nalézt mnoho forem distribučních funkcí pro přesnější přizpůsobení velikosti částic konkrétním událostem. V průběhu času si vědci uvědomili, že distribuce kapek je spíše problémem pravděpodobnosti vzniku kapek s různým průměrem v závislosti na typu srážení než deterministickým vztahem . Existuje tedy kontinuum rodin křivek pro stratiformní déšť, další pro konvektivní déšť.

Latentní teplo

Kondenzace jednoho gramu vody uvolní asi 2 500 joulů nebo 600 kalorií. Jeho zmrazení uvolní 330 joulů nebo 80 kalorií. Energie mraku je teplo produkované během těchto změn stavu , které se nazývá latentní teplo kondenzace a mrazu. Během bouřky trvající hodinu nebo dvě může velký mrak cumulonimbus uvolnit stejné množství energie, odhadované na 10 7 kWh , jako výbuch malé atomové bomby o velikosti 20 kilotun nebo jaderné elektrárny na několik hodin.

Poznámky a odkazy

(en) Světová meteorologická organizace , „ Cloudová fyzika “ , Eumetcal (přístup 10. dubna 2010 ) .
(in) William Edgar Knowles Middleton , Historie teorií deště a jiných forem srážek , Oldbourne,1966, 223 s..
(in) Frances J. Pouncy , „ Historie oblačných kódů a symbolů “, Počasí , roč. 58, n O 229. prosince 2006, str. 69 - 80 ( souhrn ).
(en) Hans R. Pruppacher a James D. Klett , Mikrofyzika mraků a srážek , Dodrecht, Springer,1997, 2 nd ed. , 954 s. ( ISBN 978-0-7923-4211-3 , číst online ).
(in) Duncan C. Blanchard , Od dešťových kapek po sopky: Dobrodružství s meteorologií na povrchu moře , Mineola, publikace Courier Dover ,2004, 208 s. , kapsa ( ISBN 978-0-486-43487-2 , LCCN 2003067497 , číst online ).
L. Dufour , „ Cloudová mikrofyzika “, Ciel et Terre , sv. 77,1961, str. 68 - 81 ( číst online , konzultováno 12. ledna 2010 ).
(fr) „ kondenzace “ , Pochopení předpověď počasí , Météo-France (přístup 12. září 2009 ) .
(in) RR Rogers a MK Yau , Krátký kurz fyziky mraků , Pergamon Press ,1989, 293 s. , str. 81 - 89.
(fr) „ Coalescence “ , meteorologický slovníček , Météo-France (přistupovat 20. února 2016 ) .
Světová meteorologická organizace , „ agregace “ , glosář počasí , Eumetcal (přístup k 28. dubnu 2012 ) .
(en) „ Bergeronský proces “ , Pochopení počasí , Meteo-Francie (přístup 12. září 2009 ) .
(in) Goddard Earth Sciences Data and Information Services Center, „ Cloud Effective Radius “ (přístup k 26. srpnu 2016 ) .
(in) CJ Stubenrauch , WB Rossow , S. Kinne , S. Ackerman , G. Cesana , H. Chepfer , L. Di Girolamo , B. Getzewich , A. Guignard , A. Heidinger , BC Maddux , WP Menzel , P. Minnis , C. Pearl , S. Platnick , C. Poulsen , J. Reidi , S. Sun-Mack , A. Walther , D. Winker , S. Zeng a G. Zhao , „ Assessment of global cloud datasets ze satelitů: Projekt a databáze iniciované radiovým panelem GEWEX ” , Bulletin of American Meteorological Society , vol. 94, 2013, str. 1031–1049 ( DOI 10.1175 / BAMS-D-12-00117.1 , Bibcode 2013BAMS ... 94.1031S ).
(in) Paul T. Willis, Frank Marks a John Gottschalck, „ Distribuce velikosti kapek deště a měření radaru Déšť na jižní Floridě “ ,2006.
(in) David Atlas , Daniel Rosenfeld a Arthur R. Jameson, „ Vývoj radarových měření: kroky a nesprávné kroky “ , UNESCO (přístup k 26. srpnu 2016 ) .
(in) John P. Rafferty, Storms Violent Winds, and Earth's Atmospher , The Rosen Publishing Group,2010, str. 130.

Podívejte se také

Související články

externí odkazy

L. Dufour , „ Cloudová mikrofyzika “, Ciel et Terre , sv. 77,1961, str. 68 - 81 ( číst online , konzultováno 12. ledna 2010 )

Bibliografie

(en) KC Young , Microphysical Processes in Clouds , Oxford Press,1993, 427 s.
(en) JM Wallace a PV Hobbs , Atmosférická věda: Úvodní průzkum , Academic Press ,1977, 467 s.