云降水物理期末复习_图文_百度文库

1、云降水物理复习整理第一章 绪论云降水物理具体而言就是研究云、雾和降水和形成、发展、维持和消散规律的科学。宏观云物理学:研究水平尺度 10m 100km 以至 1000km , 垂直厚度 10m 10km 范围内云的形成、发展和消散的动 力过程;微观云物理学:研究云体的组成元素 云粒子(包括云滴、冰晶和降水粒子(雨、雪和冰雹等所经历的凝结 (华 、碰并和蒸发等过程;第二章 云雾降水形成的物理基础(云雾形成的宏观条件云是由大气中水汽凝结或凝华形成的足够数量的微小水滴、过冷水滴、冰晶、雪晶等水凝物粒子单一或混合组成, 形状各异漂浮在天空中的可见聚合体。组成云体的单个云滴或冰晶通过凝结等过程产生,通过

2、蒸发或降水等过程而消失,存在时间很短。云体或云系的持续存在是由新的云粒子的不断生成维持的。湿空气达到饱和的主要途径:对相对湿度方程 f=e/es取对数微分得:df f =dee deses;带入平纯水面的双克方程 deses=LvdT RvT2 ,得df f dee LvRvTdTT,带入 Lv、 Rv、 T得:dff dee 19.8dTT,这就是相对湿度变化方程。所以增大相对湿度有两个途径:增加水汽即增湿(de>0和降温(-dT>01. 降温:(1 上升膨胀冷却:对流 (孤立对流、 镶嵌对流即细胞对流 ; 斜升 (锋面斜升、 地形斜升 ; 波动 (风切变、 气流过山 。(2 平

3、流冷却:暖湿空气流经冷下垫面。(3 辐射冷却:夜间辐射冷却。2.增湿:(1 增湿:平流增湿(冷空气流经暖水面、湿空气流入冷地面 ;水汽运载辐合,继之以上升膨胀冷却。(2 湍流混合(温湿均变 :湿空气垂直混合;湿空气水平混合。3.降低水汽饱和标准:(1 冰相出现:云顶或高云的冰晶自然播散;冻结核。(2 大滴出现; (3溶液出现; (4降温; (5水滴带电4. 微观增湿和降温 :(1 水汽垂直扩散; (2蒸发海洋、大气和陆地的水,随时随地通过蒸发、水汽输送、降水、下渗和地表与地下径流等水文过程,进行着连续的 大规模交换,称为水分循环。大气降温机制:绝热降温:设一湿空气块,在它达到饱和以前绝热上升

4、100米,温度大约降低 0.98 (干绝热递减率 ,露点温度大 约降低 0.150.20,比气温降低慢得多。所以只要空气上升得足够高,空气温度最终会降低到等于其露点温度, 这时湿空气达到饱和,这个高度称为抬升凝结高度,再上升冷却就会发生水汽凝结,从而形成云。由于凝结释放潜热,含云湿空气的温度上升冷却率 (湿绝热递减率 就要变小,变小的程度视空气温度和湿度、气压 等状态而异。热力性:对流抬升,积状云;动力性:地形抬升:层状云、上坡雾;锋面抬升:多形成层状云;重力波(开尔文 -赫姆霍兹波 :波状云动力加热力性:低空辐合。非绝热降温:辐射降温:在云层形成后,由于云体的长波辐射很强,云顶强烈冷却,可使

5、云层加厚,并在地面长波辐射使云底增 暖的联合作用下使云层内形成不稳定层结而使云变形,层状云系中夜间有时会激发对流云活动,一些强对流风暴系 统夜间常常加强或猛烈发展与云顶辐射冷却效应有关。此外,辐射冷却可形成辐射雾、露、霜。水平混合降温:两空气团作水平混合,不会都是降温的,其中较暖的一部分空气因混合而降温。两气块混合之后, 变为过饱和。就可能发生凝结,形成云。此种云的水滴不大,不太可能产生降水。垂直混合降温:这种过程在合适的条件下将导致乱流层上部降温增湿, 这种过程有利于云雾在逆温层底 (乱流层顶 形成。相变降温:末饱和空气等压地移经云雾滴或雪花的空间, 或流经水面或积有冰雪的地面时, 一方面吸

6、收蒸发的水汽, 增大湿度,另一方面一部分热量被转化为潜热而消耗,使温度下降。平流降温:暖空气平流过程中经过冷下垫面,暖空气本身发生的降温现象。第三章 云雾的宏观特征(云的宏观形成及观测特征云的宏观特征包括了云的外形、水平伸展、垂直伸展、生命史、能见度、云中温度场、气流场、含水量场等特征。 云内湿度总体上在 98-102%之间, 很少超过 102%的, 而且过饱和机率多于不饱和的。 也有人在云的边缘测得相对湿 度低到 70%,而在云的中心部可高达 107%。云含水量的 “ 水 ” ,泛指固态水及液态水。比含水量,或叫质量含水量,指每单位质量湿空气中所含固态或液态水的质量,常用单位为 g/kg。类

7、似于水汽含量 中的 “ 比湿 ” 。云底的比含水量为零。含水量,或叫体积含水量,指每单位体积湿空气中所含固态或液态水的质量,常用单位为 g/m3。类似于水汽含量中 的 “ 绝对湿度 ” 。可逆湿绝热过程中,比含水量随着高度的增大而增大,直到其中水汽全部凝结出来时,比含水量达最大值。其中空 气因绝热膨胀冷却所凝结出的比含水量,称为(湿绝热比含水量,或饱和比含水量。其值(qlz应正好等于云底 饱和比湿(qsb与各高度饱和比湿(qsz之差。云内含水量:云底温度越低,绝热含水量(Waz 最大值出现的高度降低。一般情况下,云内实际含水量 Waz ,并 受多种因素影响:在云的上升气流区中心,含水量可能接近

8、 Waz ,愈远离上升气流区,含水量愈小;在云的边缘,由于云内外乱流扩 散或挟卷作用,含水量可远比 Waz 小。云中的下沉气流区,以及与干空气混合的区域,由于固液质粒的蒸发,使含有水量减小。在有降水的地方,当雨雪粒子下降速度随高度降低而减小时,出现降水质量的垂直辐合,含水量会大于 Waz ;反之 降水质量辐散的区域,含水量会较小。云厚与云底温度也与云内含水量有关,大体上云层愈厚、云底温度愈高,则其平均含水量及最大含水量都愈大。 积云的特征及其形成:因不稳定空气的对流形成,其垂直尺度决定于不稳定层的厚度和不稳定度的大小,可与其水平尺度相当。 多由较 小的热泡中水汽凝结后不断发展而成,典型水平尺度

9、为 3km ,发展旺盛的积云在垂直方向可伸展到对流层顶,甚至 达到平流层底数公里范围。对流云中的流场 , 气流分布随发展阶段而不同。 在形成阶段, 云中全部为有组织的上升气流, 平均垂直速度一般为每秒几米。 最大的上升气流一般发生在云的中部, 发展早期最大上升气流所出现的位置可稍偏下。 随着积云的发展,这个位置将向积云的中上部移动。在成熟阶段, 垂直气流速度比其发展初期要大, 更重要的是这时云中还出现了与上升气流有着相同数量级的下沉气流。 对流云发展末期, 云中几乎都是下沉气流,同时在云的下半部及云底以下有大量的辐散气流。成熟阶段, 云顶一般直抵对流层顶, 并产生冻结, 形成冰晶化丝缕结构,

10、在对流层顶的阻挡下和高空风切变作用下, 云顶呈砧状,通过冷云降水机制形成降水,降水物下落拖曳和蒸发冷却作用使云内产生下沉气流,但冻结层以上仍 为上升气流,故云内同时存在上升和下沉气流,此时积云发展最旺盛。消散阶段,降水持续,下沉气流范围不断扩大,直至切断维持上升气流的暖湿空气源,造成云体整个下沉。云滴不 再增大,降水逐渐停止,残留云体蜕变,蒸发消散。对流云的含水量 , 积云中含水量的空间分布是不均匀的。 在云顶和云底都比较小, 中部有个极大值。 在同一高度上, 中心部位比边缘部位要大一些。含水量高值中心与上升气流速度的极大值所处的位置是相配合的,因为只有强的上 升气流才能支托大水滴和相应的大含

11、水量。积云形成理论热泡理论 ,热泡形成的 4个阶段是:1局地增温; 2浮升热柱尺度与受热局地尺度相当,热柱推开上方空气,同时形成下沉补偿气流; 3下沉气流 将伸长的热柱切断(下部温度差异小 ,使上升热柱构成热力乱流泡; 4地面持续加热,使热柱再次发生。热泡各部位的气流分布,中心上升气流最强,上部边缘向四周扩张的气流最强,下部边缘向中心会聚的气流最强, 中部边缘的下沉气流最强,从帽顶向四周帽沿下弯,在帽底中心转向上方形成涡旋卷。积云、积雨云的形成 ,热泡升达凝结高度,即可产生云体,由于挟卷、乱流和蒸发作用,先形成边缘破碎的碎积云 (Fc ,当碎积云飘移蒸发致使凝结区的空气湿润,云体就稳定出现,形

12、成淡积云(Cu hum 。热气股持续发展及旁侧其它对流泡的共同作用,使气股维持一定的高温,致使对流维持,云体垂直厚度不断增大, 达到可与水平尺度比拟时,发展为浓积云(Cu cong ,表现为多个云泡突起。当浓积云内含水量大,垂直气流较弱 时,可产生小阵雨。气团雷暴模型 ,气团雷暴对称单体生命期短、尺度小(几公里至十几公里 ,降水效率低于 20%,雷暴内部存在下 沉气流对冲上升暖湿气流的自毁机制,不出现持续强风和冰雹。 书 P211 局地强对流风暴 ,中纬度地区暖季,当出现对流不稳定层结且从对流层低层到高层存在较大的铅直风切变时,可以 发展强烈的局地对流,形成由积雨云组成发展起来的中尺度风暴系统

13、,称为局地强风暴,以区别于气旋风暴,它同 时伴生强降水、大风、冰雹等强烈天气。由于其内部上升与下沉气流互不产生破坏性对冲,故局地强风暴可以维持 很长时间。层状云 :水平方向发展的云。形成:锋面抬升,地形抬升,乱流降温,积云平衍。 亮带(雷达显示屏上反射率特别大的长条区 :凡上部温度低于 0度,下部高于 0度的降水云,在对流不强时,往 往在雷达回波中显示出明显的亮带。位于 0度层以下 80400m ,厚度 15150m ,呈水平带状。降水质粒的反射率 与复折射指数 m 有关,水的折射率因子约为冰的 5倍。雪在下落到 0度层,外层融化成水表,易碰并粘连,折射率 增加 5倍。完全变为水滴时,尺度减小

14、、下落末速增大 反射率减小。由于它是雪花融化所致,故也称融化带。 “ 播种云一供应云 ” 机制:高空对流泡中通过凝华和结淞增长大量冰晶,成为自然“播种云” ,冰晶降落到低层浓 密的层状云中碰并水滴,从而将云水转化为雨水。在低层,由中尺度抬升而产生的浓密的层状云为降落下来的降水 粒子提供了丰富的云水,成为“供应云” 。高层播种云,一般是卷层云,在气旋云系中,高空对流泡是一种典型的播种云。由于高空对流泡尺度小,可能同时 存在好几个,因此,使地面降水存在着小尺度的不均匀结构。供应云,一般指浓密的层状云,如高层云、雨层云、层积云或层云。当供应云受到冰雪晶粒子的播种后,云内会通 过云水碰冻云冰碰连雪晶的

15、有效转化以及碰并等过程,使其降水强度明显增加。温带气旋锋面云系雨带的共同特征:1、存在对流现象; 2、内含雨核结构; 3、具有 “ 播种 供应 ” 降水机制。雾的形成和分类:雾是水汽凝结 (华 物悬浮于大气边界层内,使地面水平能见度降至 1km 以下的天气现象。发生学 分类有辐射雾、平流雾、蒸发雾。辐射雾:大都出现于晴朗的后半夜,日出后消散,强度大的可持续到午后。辐射雾由地面和大气辐射冷却而形成。地面和贴地层空气的辐射降温率可达 10 /h左右,如果空气湿度大,就会有雾形成。平流雾:当暖湿空气移行于冷下垫面时,空气因湍流将热量输送给下垫面而降温,温度低于露点时就有雾形成。这 种由平流冷却而形成

16、的雾称为平流雾。第四章 云降水微观特征(云的微物理特征尺度大一些的大气水凝物粒子,包括雨滴、雪花、冰雹等,称为降水粒子。云顶温度(通常即云内最低温度高于 0的云称为暖云,低于 0的称为冷云。当温度低于 0时,水(特别是小水滴在没有固态界面时不易冻结而处于过冷却状态,大气中的云雾粒子仍以液 态存在,通常称为过冷却。云滴数浓度尺度谱分布即为云滴谱。云滴谱小滴较少,中等尺度滴较多,大滴较少且有长尾巴。云滴谱 Khrgian-Mazin 分布谱函数 n(r=数密度 N=平均半径 rm=含水量 W=一般的,积状云比层状云的谱型宽。对流强的浓积云云滴谱较宽,云滴浓度较低而尺度较大。 (P94,图 5.5积

17、云中自云底向上,云滴谱分布变宽,数密度减小。云滴谱分布有多峰型出现是因为大滴下落过程中碰并小滴,使大滴有增多趋势,造成尺度谱的多峰型。 (多出现在 对流云中,对流运动强烈导致碰并过程更为剧烈将半径小于 100m的水滴称为云滴, 半径大于 100m的称为雨滴。 但云滴典型半径为 10m, 典型大云滴半径为 50m, 典型雨滴半径为 1000m。相对湿度总体上在 98%102%之间,而且过饱和频率多于不饱和。大陆性积云稳定,不易降水。两种积云中的液水含量相差不大,因为大陆上空凝结核多, 核化形成的云滴数量多且凝结核的颗粒较小, 形成的云滴谱窄,大粒子少。大陆性积云为胶状稳定,海洋性积云是胶状不稳定

18、。 浓积云和积雨云中云粒子浓度比淡积云中的要小,但是半径分布尺度更大。随着积云对流加强,滴谱变宽峰值直径加大。自云底往上,云滴谱分布变宽,数密度减小,峰值浓度减小。滴谱随高度的变化是和含水量随高度的变化互相配合的。第五章 云雾形成的微物理基础(水的热力学性质在水表面层内的水分子,具有比水体内部水分子更大的位能,这种位能叫作水的表面能(表面能大,反映内部引力 大 。宏观上看,水面就似有收缩的趋势,好象有一个弹性膜包在水体外面,有沿膜拉紧使膜收缩的张力。从微观 上看,液水的表面张力反应了液水内部水分子对表面水分子的束缚,即液水表面张力越大,表面水分子受内部水分 子的束缚越强。表面张力能的影响因子:

19、温度(随温度的升高而降低 ;表面曲率(凸表面上任一点引力作用球中所含水分子少, 拉向液体内部的力比平表面小,从而减小 ;溶液浓度(浓度越大张力能越大 。纯水滴表面水汽压 开尔文(Kelvin 具体见同质凝结核化 (书 P131 T 及 r 愈小,则 E r /E 值就愈大; E r /E 相对于平水面来说,也可以认为即为相对湿度。 当实际水汽压处于 E r 和 E 之间时, 水滴表面的水汽会向平水面扩散并凝结; 要使水滴产生凝结, 必须 E>Er 。溶液面饱和水汽压 拉乌尔( Rault NaCl 溶剂分压强与溶剂在溶液中的摩尔比成正比。溶液滴表面水汽压 柯拉方程 具体见异质凝结核化 (

20、书 P132 将 40作为同质冻结核化的阈温值, 自然云中可能在对流层顶出现 ,例如比较高的卷云、深厚的对流云。 中值冻结温度:由于相同大小水滴群同质冻结的起始温度存在随机性,常用“中值冻结温度”来表示水滴群的冻结 温度。它指水滴群中有半数水滴已冻结时的温度。异质核化离子的凝结核化:水汽在带电离子上凝结的平衡饱和比 S 较不带电时小。但是,由于离子诱导核化需 要很高的饱和比,所以在实际对流层大气中离子诱导核化似乎不是云滴形成的主要过程。异质核化不溶性平表面上的凝结核化:主要与核的水湿性相关。要产生相同的核化率,亲水性表面比憎水性表 面容易。异质核化不溶性曲面上的凝结核化:主要与核的曲率相关。

21、凹表面比凸表面容易发生凝结核化, 曲率半径越小, 平衡饱和比越大,凝结越困难。平表面可以看成曲率无穷大的曲面。较同质凝结核化过程容易发生,但在自然大气湿度条件下仍不能发生。异质核化可溶性核上的凝结:云雾滴往往是以这些可溶性核为核心形成的。 已知科拉方程 1100rn n r E C C f E r r =+-=, f 为相对湿度。 每一条平衡曲线,其 f 值都有一个极大值,称为“临界相对湿度 f c ” ,其相应的溶液滴半径,称为“临界半径 r c ” 。对任一条 Köhler曲线, 由纯盐粒吸收水份而增大的过程,是由当时的相对湿度大小决定的:环境相对湿度 f 低于 f c 时,盐核

22、吸湿增大是有局限性的, 盐核可增长到与 f 相对应的平衡尺度,处于稳定态;环境相对湿度 f=fc 时,盐滴就会增大到 r c 。 但 r c 与前不同的是处于亚稳态。 如水滴半径因偶然的原因增到大于 r c ,此时它所需的平衡相对湿度就小于环境相对湿度, 于是就有水汽在它上面凝结, 使它继续增大甚至成为云滴,而不会因蒸发恢复到原有半径;当外界相对湿度 f>fc 时,盐核将由小而大地不断增大到超过 f c ,最后能 继续增大成云滴。任一条 Kohler 线上相对湿度最大点左边的平衡曲线上点称为“霾点 ” 。溶液滴处于霾点状态时,就称为 “ 霾粒 ” 或 “ 霾滴 ” 。如果相对湿度不变,处

23、于霾点的水滴是不会增大或减小的。溶液滴半径由于相对湿度增大而一旦增大到 临界点,即半径达到临界半径 r c ,就能被激活而不断增大。因此 r c 也称为“活化半径 ” , f c 也称为“活化相对湿度 ” 。 在云雾形成过程中,可溶性凝结核作为水滴的核后,只有在被激活以后,才能形成云滴,否则只能保持为霾滴。 异质核化异质凝华核化:异质凝华核化的理论处理与异质凝结核华相似。其核华率主要由接触角 、核半径和 温度决定。空气处于水面过饱和,当存在一个合适的凝结冻结核,水汽首先在核上发生异质凝结核化过程,其后再发生冻 结成冰过程。云凝结核 CCN :大气气溶胶中的一小部分可以作为水汽凝结形成水滴的质粒

24、,而这些小水滴在云中实际过饱和度条 件下能够活化和凝结增长形成云滴。这些气溶胶质粒称为云凝结核(简称 CCN 。大陆地区的数浓度大于海洋,污染气团的 CCN 大于清洁气团的。自然冰核 呈现过冷却谱:过冷却谱指不同温度能起冰核作用的核的含量。其特点是温度越低,冰核浓度越高。在全 球冰核浓度与温度之间呈指数变化的性质。 -20o C 时约 1个 /L,温度每下降 4o C 冰核浓度增加 10倍,反映了单位空 气体积内冰核数随温度下降而指数上升的趋向。冰核数往往仅占大气气溶胶质粒数中很少一部分。与温度有关,冰核数密度随温度下降而增多;冰核浓度与湿度也有关系,大体上冰核数密度是随冰面过饱和度 的增大而

25、呈指数律增加。不同气团的冰核浓度有一定差异。在锋面过境时,冰核浓度骤然增加,比气团中的浓度增加一个量级,有人把 这种急剧增加称之“核暴” 。冰核浓度随大气能见度减少而增加,这与大气中影响能见度的悬浮颗粒有关。异质核化冰核起核化作用的条件:1. 溶解度条件:冰核应当在水中是不溶性的。有些可溶性冰核在冰面过饱和时,能起凝华核的作用。一旦当空 中湿度达水面饱和时,就失去作为冰核的作用。2. 质粒尺度条件:异质凝华核化和异质冻结核化,都是冰核质粒愈大,核化温度愈高。冰核质粒如太小,它的 溶解度增大,就会破坏其作为冰核的作用。而且冰核如小于冰胚的尺度,冰胚就难以在其上形成。3. 化学键条件:冰核表面的化

26、学键对成冰有很重要作用。冰的晶格由一定强度及取向的氢键所维系,如果冰核 表面也有氢键,必有利于水汽或液水在冰核表面核化成冰。4. 晶体结构条件:要使冰晶在异质核上生长如同直接在冰晶上生长一样,必然是冰核生长面的原子、离子或分 子所组成的晶体结构和几何排列,尽可能与冰晶某一表面的水分子的晶格和几何排列相近。这样,冰和冰核界面两 侧的原子就能很好配合,以完成接长附生过程。5. 活化位置条件:冰核面上异质核化往往从局部位置发动。这些位置往往在善于接收水汽并形成液水的地方。 此外,核化表面的电荷特性和纯净冰核中所含的杂质也会影响核化过程。第七章 云雾滴的扩散增长(水滴与冰晶的扩散增长云中水滴达到临界半

27、径 r c 后,进入增长阶段。只要过饱和度继续维持,水滴就能靠水汽的扩散而增长。水滴的扩散增长 水滴质量增长方程 :设某点周围的水汽密度梯度为 dvdr有一个垂直于此水汽密度梯度的球面积为 A 。由于此水汽密度梯度的作用,使单位时间通过此球面积的水汽质量为 dMdt量。定义水汽分子扩散系数 D 为 .意义:单位水汽密度梯度作用下, 在单位时间通过垂直于水汽密度梯度的单位面积的水汽扩散质量, 恒为正值。由 D 定义式并进行积分得, dMdt=。这就是水滴质量增长方程的基本形式。以球形估计水滴,将质量换为半径 r 得到 drdt=。利用水汽理想气体状态方程,将密度 换为水汽压 e ,得到 。引入科

28、拉方程、热扩散方程、饱和比及双克方程后得到:。其中, 云滴尺度随高度变化方程:云底高度为 h ,到达地面时的半径:云滴群的凝结增长:当气块上升时,它将膨胀和绝热冷却,并最终达到水面饱和状态。再上升时,就会产生过饱和度。过饱和度最初以正比于上升气流速度的速率增大。 在过饱和度继续增大时, 就有 CCN 被活化。 最先被活化的是最有效的那些核。随着过饱和度的继续增大,有更多的 CCN 被核化,凝结所需的水分增多。当这些生长中的云滴每单位时间因增大所需要的水分达到空气膨胀冷却每单位时间内可以供应的水分时,云中的过饱和度达到最大值,此时云滴的数浓度就固定了, 而且正好等于所能得到的最大过饱和度活化的

29、CCN 浓度。 再向上, 增长中的云滴所消耗的水汽比绝热冷却所提供的水汽更多,所以云中过饱和度开始减小。于是霾粒就逐渐蒸发,被活化的 CCN 形成的云滴继续增长。由于云滴凝结增长速率反比于其半径,较小的云滴比较大的云滴增长的快,结果云中的 云滴尺度就越来越趋向于均匀化,谱宽随高度而减小。冰晶的凝华增长:主要由贝吉隆过程产生。因为热扩散和能量守恒,环境温度必然是远小于 -11.5;生长极大值出 现的温度在 500hPa 低于 1000hPa 。因气压较低时,同样的潜热供应密度较小的空气,造成凝华区局地的温度更高, 亦因为水汽密度梯度存在,水汽扩散系数不一。雪晶是指冰晶通过凝华及撞冻、凝结、碰并等

30、机制增长到尺度大于 500微米后的水成物。 第八章 暖云降水理论(液相降水形成理论仅靠水汽凝结增长太缓慢了,不足以使云滴长大成几毫米半径的雨滴。通过液相过程由云滴发展成雨滴产生降水的 机制,即不同大小云滴因下落末速不同导致的云滴碰并增长。微滴下落末速 :降水粒子在下降时,受力很快达到平衡,使粒子按匀速下降,此时的下降速度称为“下降末速” 。 其主要由 3种力决定:空气浮力、空气阻力、地球重力。空气密度愈向下愈大,所以浮力也就相应愈向下愈大,由于水滴和空气密度差异,可忽略空气浮力。假定水滴在下降过程中,无蒸发、凝结、碰并现象,可认为水滴受到的地球重力无变化 空气阻力两力平衡即得下落末速 u= 书

31、 P101 不同大小的云滴因下落末速不同而导致碰撞,但一个粒子不能和其扫掠体积内的所有其他粒子相碰撞,即存在一个 碰撞效率的问题;而且粒子间即使能碰撞,也不一定都并和在一起,故又存在一个并和效率的问题。综合考虑这两 方面的因素,两者乘积即为捕获效率或碰并效率。碰撞效率:重力作用占主要因素。碰撞的小水滴数和大水滴所扫过的几何截面内全部小水滴数(可能碰撞小水滴数之比称为碰撞效率(系数 E(R,r = 其反映了大滴在其扫掠路径上与小滴的碰撞概率,因此通常小于 1。 设实际碰撞的小滴数 N 与大滴扫掠体积内总小滴数 N 0, 小滴的数密度为 n(r,则在单位时间内:水滴尺度增大, E 很快增大;小于

32、20m的粒子 E 很小。当收集滴远大于云滴时,碰撞效率很小,因为这时云滴更易于随流线绕过收集滴。当云滴大小增大时, E 值增大。这是由于较大的云滴惯性较大,更倾向于按直线运动,而不是完全沿流线绕收集滴运动。粒子的尺度接近,导致粒子间相对速度减小,不利于互相碰撞。大小接近的两个水滴 E 增大,且当半径均大于 40 m 时,因尾流捕获效应能使 E1值大于 1。碰撞效率 E 一般是 R 和 r 的增函数,但当 R>80m时, E 主要决定于 r 。并和效率:并合的个数与碰撞的个数之比称为并合效率。两水滴发生碰撞后究竟并合、弹开还是破碎,决定于两滴间的碰撞角 (两滴接触时球心连线与下落方向的夹

33、角和由它们尺度决定的相对速度。碰并效率近似等于碰撞效率。碰并增长:假设半径为 R 的收集滴,以末速度 u 下落通过被捕获微滴群 n(r,碰并效率为 E(R, r 。求 R 的半径增长 率 dR/dt。在单位时间 R 经过的空间体积,该体积内半径在 r 和 r + dr之间被碰并的小滴个数,被碰并的小滴总体积 即为所求。假设半径为 R 的收集滴,以末速度下落通过被捕获微滴群。在单位时间内收集滴扫过半径为 r 的微滴群的空间 体积是因此如果 n(r为被捕获云滴的谱分布函数,则单位时间内半径在 r 和 r + dr之间被碰并的平均微滴数目是对所有微滴进行积分,可得到大滴总体积增加的速率 dVdt=由

34、球体积公式,可将 V 转换为 r 得到大滴的半径增长率 dRdt=将云含水量 W 的公式代入上式,如果微滴比大滴小得多,则可取 u(r 0, R + r = R,从而得到如下的近似式, 得到 dRdt= 当 R 增大时, u(R随之增大,同时 E 也随 R 的增大而增大,所以由上式知, dR/dt是随 R的增大而增大的,即水滴的碰并增长是一个加速过程。与碰并增长过程相比较, 扩散凝结增长的半径增长是一个减速的过程。对小云滴而言,最初以凝结增长为主,当云滴半径趋近于约 10 微米时,其凝结增长速度很小,在半径处于1520 微米附近时,水滴的增长处于“增长低谷” 。随时间推移,云滴谱拓宽,数密度减

35、少。上升气流速度越大,收集滴在云内所能到达的高度也越大,返回云底时 收集滴的尺度也越大,所经历的时间依次减小。云滴连续的尺度谱分布必然是先由扩散凝结增长过程造成,云滴间存在随机碰并,使云滴谱宽增加,谱型向尺 度增大的方向拓展,各种尺度的云滴和雨滴都参与碰并。初始大滴的来源:巨 CCN 、云不均匀性云粒子增长不同步、湍流作用、随机增长。 凝结与随机碰并结合的作用 :滴谱的凝结变窄是小水滴增大快于大水滴所致。当小水滴增长时,它与大水滴的碰并效率因绕流减 弱及惯性增强而变大,使碰并加速。最初 15分钟内无碰并增长,微滴浓度保持不变,此时凝结作用为其后碰并增长奠定基础。碰并过程开始后进行很快,云滴数急

36、剧减少,过饱和度明显增加。 水滴数减少使总凝结表面减少, 上升空气因绝热膨胀冷却造成的多 余的水汽没有充分的凝结表面凝结,致使过饱和度急增。增加过饱和度能激活新的凝结核,从而引起水滴数的增加,造成一个小的峰值。但这仅仅是短暂的效应,因为 碰并增长又迅速地吞并新形成的微滴雨滴繁生:随着高度的降低,降水质粒的数密度增大。主要途径:一是碰撞破碎(主要 ,二是变形破裂。自然界降水中,水滴直径一般很少大于 2 3mm 。说明:在自然界,雨滴的繁生并不主要由孤立水滴受气流影 响变形所致,更主要的乃是空中水滴碰撞破碎造成。暖云降水连续效应:一个水滴繁生出许多小水滴后,如果云能够较长时间稳定维持,这些小水滴又

37、可被上升气流托 升增大,称为雨滴下降,在下降中又可再度破裂繁生,形成更多的雨滴,使降水质粒很快增多。雨滴谱:最常用的测定降水的宏观特征量就是地面上的降雨率(降水强度 。而最常用的表示降水的微观特征量便 是雨滴大小的分布函数(即滴谱 。降水效率:到达地面的降水质量与进入云中的水汽质量之比,研究降水潜力问题。 书 P238第九章 冷云降水理论(冰相降水形成理论雪花是雪晶或雪晶与冰晶的聚合体。要求地面气温低于或接近 0。温度较高时经历淞附 密度大、湿雪;温度较 低时经历凝华、碰连 密度小、碎雪。碰连(聚并 :雪晶相碰后黏连在一起形成聚合物。是形成雪花或雪团的过程。冰晶与冰晶之间的作用。0-5及 -1

38、2-17是雪花的两个多发区,即雪花直径有极大值。 0附近是由于准液膜理论,而 12附近, 一是冰面过饱和度最大的温度,贝吉隆过程促使冰晶快速凝华增大,二是产生枝状冰晶的温度,枝叉结构的冰晶相 碰容易“钩连”和“攀附”在一起。准液膜理论:在 0附近, 冰表面存在准液膜, 它与冰晶的表面能有关。 这种准液膜存在于冰与空气的界面上, 但当它被夹于两层冰之间 (例如两冰晶相撞 时,就会固体化,使冰晶粘合在一起。凇附(碰冻 :当过冷云滴接触到冰晶表面时,云滴迅速冻结。过冷却云滴在冰晶表面不断冻结沉积称为凇附增长 过程。是形成凇晶、霰和雹的微物理机制。冰晶与水滴之间的作用。冰晶碰撞的小水滴存在尺度范围,在

39、大水滴端和小水滴端均有碰撞效率为零的现象。冰晶的尺度必须大于某一临界值才能碰撞小水滴。稀凇附:冻附的冰质粒稀疏地附于雪晶上。密凇附:冻附的冰质粒已掩蔽雪晶表面,但未改变原来形状。这两者的形成物称为凇晶。霰:大量冻附的冰质粒包围积集于雪晶四周,掩蔽了雪晶的本来形状雹:霰进一步的进行凇附过程,可以形成雹块。冻滴:云中过冷却大水滴凝结而形成的冰粒子。 冻雨是一种天气现象。水滴的悬浮冻结产生冰粒。一种是水滴在上升中因空气绝热冷却时冻结而成,一种是雨滴通过冷空气层时冻结。冰质粒的繁生:由脆弱冰晶的破裂,过冷大滴悬浮冻结破裂,结凇时的繁生。以结凇时的繁生为主。结凇时的繁生:当一个过冷却水滴与一个冰质粒相碰

40、后冻结,其冻结过程可分为两部分。第一个阶段相碰时冰 晶使一部分的水冻结,并使水滴温度升高到正好 0。冻结的第二个阶段把热量从已冻的一部分水滴中传到较冷的 环境空气中,水滴先形成一个冰壳,然后冰壳不断向内部加厚,未冻结的水被禁锢在冰壳内部。当冰壳内部的液态 水最后冻结时,体积膨胀,使冰壳破裂,产生无数碎冰屑。 书 P197 播撒云供应云降水机制 :高层播种云,一般是卷层云,在气旋云系中,高空对流泡是一种典型的播种云。由于高空对流泡尺度小,可能同时 存在好几个,因此,使地面降水存在着小尺度的不均匀结构。供应云,一般指浓密的层状云,如高层云、雨层云、层积云或层云。当供应云受到冰雪晶粒子的播种后,云内

41、会通 过云水碰冻云冰碰连雪晶的有效转化以及碰并等过程,使其降水强度明显增加。降水微物理过程小结:能否降水与云中微物理条件及过程有关,能否产生大量降水,则与云的宏观条件有关。 在云下部的液相过程中,扩散凝结增长倾向于形成尺度相近的云滴,而且增长速度随云滴尺度增加而减小,大滴仅能通过碰并增长形成。在云的发展初期,通过凝结增长形成的大量小滴为后期碰并增长提供了物质基础。当个别云滴超过一定的临界尺度后,碰并增长开始有效进行,云体的胶状稳定状态被打破。其中的初始收集滴可以是云滴群中个别处于优势增长状态的粒子, 也可以由 GCCN 核化形成。 一旦碰并增长过程启动, 收集滴碰并小云滴很快形成雨滴。在雨滴下降过程中,由于碰撞破碎和变形破碎将产生更多的水滴重复上升过程