Облака над горами: что они нам могут рассказать о ветрах на высоте?
Съездив в отпуск в Сочи летом, я также оказался на верхней точке горнолыжного курорта «Красная поляна».
До этого я бывал в горах только зимой, когда катался на лыжах.
Летние горы выглядят несколько иначе, чем зимой, особенно это касается наблюдаемого поведения облаков на склонах и гребнях гор.
Летом влаги в воздухе содержится в разы больше, чем зимой, что делает летние облачные процессы намного ярче для визуального наблюдения, особенно на фоне тёмных каменных склонов и зелёной растительности (см.рис.1-2.)
Рис.1. Облака в долине между гор летом.
Рис.2. Облака между остроконечными горными пиками.
Так мне удалось наблюдать «ненаблюдаемое» движение воздуха на границе тёплых и холодны восходящих воздушных потоков, где явно было заметно выпадения паров воды в туман при подъёме и адиабатическом охлаждении воздушных масс.
Именно адиабатическое охлаждение воздуха с образованием облаков при подъёме ввысь по атмосфере здесь сейчас и рассмотрим.
Принцип образования облаков и тумана в горах
Основная схема высокогорного образования облаков показана на схеме (см.рис.3-5.)
Рис.3. Схемы образования влажных и сухих зон на разных сторонах горных склонов. Два варианта с разной степенью художественности даны для разнообразия: а- скучно академическая форм; б- наглядно развлекательная форма.
Рис.4. Наглядная иллюстрация конденсации паров воды в туман при подъёме от водоёма в сторону крутой горной гряды. Правда, это иллюстрация к вечернему бризу в норвежском фьорде, где холодый воздух после заката движется со склона к тёплому морю, а тёплый влажный воздух поднимается вверх, при всплытии создавая слой адиабатического тумана над водой.
Рис.5. Несколько вариантов картинок про образования прибрежного переменного по суткам ветра типа «бриз».
Одну из этих картинок с адиабатическим охлаждением воздуха при подъёме по высоте атмосферы я уже использовал ранее в одной из своих статей. Тогда это касалось сущности работы вихревой трубки Ранка –Хилша.
Теперь мне стало интересно разобраться с конкретными цифрам в процессе адиабатического охлаждения воздуха при подъёме в атмосфере.
Адиабатическое охлаждение воздуха в атмосфере Земли
Воздух в атмосфере Земли – это смесь газов азота (78% по объёму) и кислорода (21%). Оставшийся 1% приходится на примеси других газов, включая пары водя.
При перемещении по высоте атмосферы меняется давление, что приводит к изменению объёма перемещаемой массы газа.
Так при подъёме на высоту 5,5 км давление падает приблизительно в 2 раза.
Это вызывает адиабатическое расширение воздуха в 1,64 раза при показателе адиабаты k=1,4 для воздуха.
Адиабатическое расширение описывается выражением:
Р1/Р2=(V2/V1)^k
Откуда получаем :
V2= V1 *(Р1/Р2)^(1/k)
А при падении давления в 2 раза получаем расширение до V2=1,64*V1:
V2= V1 (1/0,5)^(1/1,4)= V1 1,64
Температура расширенного воздуха упадёт в пропорции:
(Р1*V1)/(Р2*V2)=Т1/Т2
Откуда получим Т2 =248К ( минус-25С) при охлаждении от Т1=+303КС (+30С) в долине:
Т2=Т1*(Р2*V2)/ (Р1*V1)
Т2=303*(0,5*1,64)/(1*1)=248К ( минус-25С)
На Красной поляне высота пиков всего 2200м от уровня моря, а потому и расширение с охлаждением оказываются сильно меньше.
Динамика изменения давления и температуры по высоте приведена в таблице для стандартной атмосферы (см.рис.6.)
Рис.6. Таблица изменения атмосферного давления и температуры воздуха по высоте.
Так как таблица ведёт расчёт от Т1=15С на уровне моря (высота 0 над уровнем моря), а температура воздуха в Сочи внизу у моря была около +30С, то в летнее время на высоте 2200м будет уже +15С, а не как по таблице +0,7С.
Именно такая прохлада около +15С на верхней обзорной площадке Роза-пика был при моём посещении, когда внизу у моря было около +30С.
Так что взятая с собой флисовая куртка и шарф оказались весьма кстати при длительном сидении на открытом кресле подъёмника.
Согласно таблице, на высоте 2200 м над уровнем моря давление 0,775атм, что соответствует расширению до V2=1,2*V1:
V2= V1 (1/0,775)^(1/1,4)= V1 1,2
Расчётная температура расширенного воздуха на высоте 2200м упадёт в пропорции:
Т2 =303*(0,775*1,2)/(1*1) =282К ( +9С)
И как это связать с образованием облаков?
А тут нам нужно обратится к характеристике паров воды на линии насыщения.
Особенностью паров воды на линии насыщения в том, что не существует точной аналитической формулы для вычисления состояния пара при данных параметрах.
Для применения в прикладных расчётах используют таблицы состояния паров воды по давлению или по температуре.
Именно эту мысль приводят для студентов в учебниках для ВУЗов (см.рис.7.)
Рис.7. Фрагмент учебника по газовой термодинамике в приложении к водяному пару.
Такие таблицы параметров водяного пара по давлению и по температуре приведены ниже (см.рис.8-9.)
Рис.8. Таблица параметров водяного пара на линии насыщения по температуре (столбец слева).
Рис.9. Похожая таблица параметров водяного пара на линии насыщения , но уже по давлению (колонка слева).
Для земной атмосферы нужны только первые шесть строк таблицы, а остальные применяют в основном в большой энергетике для расчётов паровых турбин.
Более подробно нужный нам участок малых температур, включая отрицательные температуры, рассмотрен в И-Д диаграмме влажного воздуха (см.рис.10.)
Рис. 10. Стандартная И-Д диаграмма влажного воздуха для расчётов систем вентиляции и кондиционирования.
Чтобы пользоваться И-Д диаграммой нужно объяснить значение отдельных линий, что отлично показано на следующей картинке (см.рис.11.).
Рис.11. Расцвеченная диаграмма с обозначением смысла каждой линии.
На этой расцвеченной диаграмме хорошо заметно пересечение под очень острым углом жёлтой линии температуры +20С с чёрной линией плотности воздуха Y=1,2 кг/м3.
Именно это пересечение линий демонстрирует причину возникновения главной движущую силы для воздуха в атмосфере, а именно:
Сухой воздух тяжелее влажного при одинаковой температуре.
То есть влажный воздух будет всплывать в более тяжёлом сухом воздухе с той же температурой.
Именно это всплытие более лёгких объёмов воздуха как раз и порождает ветры в атмосфере, которые возникают при подныривании тяжёлых потоков воздуха вдоль земли (или моря) под более лёгкие всплывающие тёпло-влажные массы воздуха.
Величина разницы плотностей зависит от абсолютной влажности воздуха.
При высокой температуре воздуха воздух способен содержать большее количество водяных паров, что делает разницу плотностей более высокой.
Так пары воды плотностью 0,82 кг/м3 (18 гр/моль) для воды замещают воздух с плотностью 1,2кг/м3 (29гр/моль).
При максимальном парциальном давлении паров 4кПа при +30С доля паров составляет всего 4% по объёму воздуха.
При +30С разница веса кубометра сухого и 100% влажного воздуха может достигать 12гр, тогда как при минус-10С разница по массе не превышает 2 граммов.
То есть сила гравитационной тяги в атмосферных процессах летом может быть в 5-6 раз выше, чем в холодное зимнее время.
Именно по этой причине в тёплых морях летом ветры сильнее, чем зимой, достигая силы урагана.
Особенность адиабатических процессов в атмосфере планеты
Использовать И-Д диаграмму напрямую для воздуха на высоте нельзя, так как диаграмма создана для условий на уровне моря с плотностью воздуха 1,2кг/м3.
При подъёме воздуха вверх плотность воздуха снижается от падения давления по высоте, при этом численно плотность воздуха на высоте меняется пропорционально расширению объёма V2 по высоте.
В той же пропорции меняется и концентрация паров воды в воздухе.
Расширение воздуха в 1,2 раза на высоте 2200 м в такой же пропорции понизит парциальное давление паров воды.
Но свойства паров воды на линии насыщения коррелируют именно с температурой и собственным парциальным давлением, а не с давлением окружающих посторонних газов.
Так при расширении воздуха в 1,2 раза снизилось и парциальное давление паров, после чего ещё и последовало охлаждение до +9С.
Если бы у водяного пара был показатель адиабаты «k» таким же как у воздуха, то никакой проблемы не возникло.
Но у паров воды показатель адиабаты около k=1,3, что сильно ниже, чем у воздуха k=1,4 (см.рис.12.)
Рис.12. Показатели адиабаты различных газов и паров воды при различной температуре.
Более низкий показатель адиабаты у паров воды говорит, что при одинаковом объёмном адиабатическом расширении пары воды охлаждаются значительно меньше, чем окружающий воздух.
Получается, что адиабатически охладившийся окружающий воздух начинает охлаждать малую массовую примесь водяных паров, вызывая их конденсацию. При этом повышенная температура паров и выделяемая энергия конденсации воды начинает подогревать окружающий воздух.
Если в исходном состоянии воздух на берегу моря имеет параметры +30С -70% (влагосодержания с 19гр/м3) при 1атм, то при расширении воздуха на высоте 2200м происходит снижение парциального давление в 1,2раза (влагосодержание 16гр/м3), а при охлаждении до +9С с предельная концентрация паров воды составит уже всего 7гр/м3.
То есть морской влажный воздух при подъёме на 2200м должен потерять 16-7=9гр/м3.
Эти 9гр/м3 должны выпасть в виде тумана, при этом выделится 2400*9=21,6кДж/м3.
Тогда выпадение в туман такого количества воды вызовет нагрев окружающего воздуха на дТ=21,6С при плотности воздуха 1 кг/м3 на высоте 2200м.
Но это получается, что воздух вообще не остынет, и не сможет сконденсировать всю расчётную воду.
В реальности же конденсация паров начнётся задолго до высоты 2200м. Первоначально на критической высоте начала «туманного слоя» ( где относительная влажность станет 100%) сконденсируется малое количество паров, обеспечив небольшой нагрев окружающего воздуха.
А вот чуток подогретый воздух пойдёт вверх ещё интенсивнее, так как нагрев вызовет дополнительное расширение этого воздуха.
Получается, что в облаках действительно тепло!
Это широко известно среди альпинистов.
А постепенная конденсация паров по высоте будет обеспечивать планомерный рост толщины слоя и плотности тумана (облаков) в горах при почти постоянной температуре в них на большой толщине слоя тумана (см.рис.13-17.)
Рис.13. Подъём влажного воздуха по склону с постепенным наращиванием плотности тумана с ростом высоты.
Рис. 14. Перепад высоты облачных слоёв по разные стороны горного хребта.
Рис.15. Различные системы облаков: кучевые облака на высоте много выше гор и низкая облачность в долине ниже горных хребтов.
Рис.16. Перетекание слоя тумана через хребет в Хибинах летом. Слева под плотным слоем тумана может моросить дождь, а справа разрозненные рыхлые кучевые облака с явными просветами до земли (дождя явно нет).
Рис.17. Справа видны облака над заснеженным склоном за хребтом, при этом склоны слева от хребта сухие и безснежные. Это говорит о климаторазделительной роли хребта, отделяющего сухую пустыню слева, от влажной приморской зоны за хребтом справа. Перья облаков в подветренной зоне слегка поднимаются над хребтом из турбулентной зоны и сносятся основным сухим ветром вправо и вверх обратно во влажную долину. Такую картину я сам наблюдал над хребтами в Сочи на Красной поляне: это очень интересное зрелище в динамике!
Ветер над горами
Похожие тепло-конденсационные эффекты возникают при обтекании потоками ветра высоких гор даже при безоблачном небе.
Это так называемые «лентикулярные облака» .
Краткое описание данного явления приведено в тексте из интернета(см рис.18-20.)
Рис.18. Текстовое объяснение эффекта «лентикулярных облаков» из интеренета.
Рис.19. Графическое объяснение эффекта «лентикулярных облаков» из интеренета.
Рис.20. Графическое объяснение эффекта «лентикулярных облаков» из интеренета.
Над реальными горами «лентикулярные облака» могут принимать разные формы(см.рис.21-23.)
Рис.21. Лентикулярное облако над особо высоким пиком в горном хребте.
Рис.22. Лентикулярное облако над вершиной Эльбруса при ясном небе. Это облако показывает сильный ветер слева направо по снимку.
Рис.23. Вид на Эльбрус издалека для понимания масштаба возвышения данной горы над окружающими горными хребтами Кавказа.
Похожие «лентикулярные облака» возникают над крыльями летящих самолётов, когда они пролетают через воздух с высокой относительной влажностью.
Так как над крылом самолёта в полёте присутствует резкое локальное снижение давления с адиабатическим охлаждением, то это приводит к мгновенному появлению видимого тумана в зоне разрежения над крылом (см.рис.24-27.)
Рис. 24. Выпадение видимого тумана в зоне разреженного воздуха над крылом самолёта при пролёте через воздух при 100% влажности под низкими облаками или в слоях разреженного тумана. При восстановлении атмосферного давления за крылом туман мгновенно испаряется вновь.
Рис.25. Тот же эффект «лентикулярной конденсации». Под крылом давление повышенное, то есть там воздух нагревается от адиабатического сжатия и конденсат не выпадает. Дополнительно видны длинные вихревые шнуры за самолётом, внутри которых достаточно долго сохраняется пониженное давление с выпавшим туманом.
Рис.26. Тот же эффект «лентикулярной конденсации». Вид сверху на туман над крыльями грузового Ил-76.
Рис.27. Тот же эффект «лентикулярной конденсации». Вид сверху на туман над крыльями боевого истребителя.
Выпадение дождя из облаков
Конденсация паров в туман при адиабатическом охлаждении приводит к резкому снижению объёмной доли лёгкого пара в воздухе. При этом сконденсированные микрокапли воды остаются внутри слоя воздуха, тем самым ещё больше повышая его плотность.
Микрокапли жидкой воды начинают медленно падать сквозь газообразны воздух.
Но из-за очень малого размера капель их скорость падения под действием силы тяжести может быть меньше скорости всплытия самого воздуха (скорость витания капли).
Тогда получается известная ситуация, что туман поднимается вверх вместе с потоком восходящего воздуха. Именно так возникают кучевые облака с высотой слоя тумана в несколько километров.
В какой-то момент поднимающийся воздух на столько охлаждается, что конденсироваться уже нечему и всплытие воздуха затормаживается на некоторой высоте, а сами потоки воздуха расходятся вбок в виде горизонтального высотного ветра, образуя грибовидную шапку облака (см.рис.28-32.)
Рис.28. Подъём особо мощного кучевого облака в стратосферу, где верхушка облака расползается в горизонтальном направлении.
Рис.29. Подъём особо мощного кучевого облака в стратосферу, где верхушка облака расползается в горизонтальном направлении.
Рис.30. Подъём особо мощного кучевого облака в стратосферу, где верхушка облака расползается в горизонтальном направлении. Судя по снимку из иллюминатора самолёта, верхушка этого облака поднялась на высоту 11-12км, так как сам самолёт летит на высоте 10-11км.
Рис.31. Схема устойчивой циркуляции потоков воздуха в кучевом облаке и вокруг него. В данном случае показан разрез экваториальных пассатов.
Рис.32. Устойчивые воздушные течения на Земле, связанные с конвективно-влажностными процессами в атмосфере над океанами.
При достижении предельной высоты в облаке микрокапли воды начинают постепенно снижаться по абсолютной высоте и слипаться друг с другом, образуя более крупные капли.
Более крупные и тяжёлые капли могут уже быстрее падать сквозь воздух.
Так как в облаке везде воздух со 100% влажности, то капли при движении вниз в облаке могут только набирать вес от подхваченных встречных микрокапель, но не могут испарятся.
Именно так к нижней границе облака долетают уже достаточно крупные капли дождя, которые способны долететь и до земли не испарившись по пути. (см.рис.33-34.)
Рис.33. Схема роста облака от невидимого пара в «голубом термике» до мощного грозового облака с дождём.
Рис.34. Фото узкой зоны дождя под гигантским дождевым облаком.
Зимние облака
Зимой нижняя граница облачности в Москве всего около 200м от земли.
Именно по этой причине в северных городах типа Москвы нет смысла строить дома-небоскрёбы выше 200м, чтобы их верхние этажи не оказывались на всю зиму в нижних слоях облаков.
Обидно было бы заплатить большие деньги за панорамный вид на город с большой высоты, но вместо красивого вида из окна получить молочный туман за окном на несколько зимних месяцев (см.рис.35-39.)
Рис.35. Небоскрёбы Москва-сити в низкой осенней облачности днём.
Рис.36. Небоскрёбы Москва-сити в низкой осенней облачности ночью.
Рис.37. Небоскрёбы Москва-сити в низкой облачности зимой (виден снег на земле).
Рис.38. Небоскрёбы Москва-сити в низкой облачности зимой (виден снег на земле).
Рис.39. Небоскрёбы Москва-сити и здание МГУ в низкой зимней облачности (видны дымы из труб котельных справ). Высота МГУ со шпилем 235 м.
Высота 200м – это падение давления всего на 2%, что сопровождается понижением температуры на дТ=1С.
Но если у земли температура +0С при 100% влажности, то на высоте уже 200м будет отрицательная температура минус-1С и начнёт образовываться туман и снег.
При подъёме воздуха выше в облако температура понизится ещё ниже, тогда концентрация тумана и размер микрокапель увеличатся.
Микрокапли в минусовой температуре замерзают и начинают падать через стопроцентно влажный воздух, конденсируя на себя встречный перенасыщенный пар.
При этом растущие из конденсируемого пара льдинки превращается в 6-ти лучевые снежинки.
Именно так идёт снег при температуре около нуля зимой.
Зимой солнечного света мало и испарение воды с земной поверхности идёт за счёт охлаждения самой земной поверхности.
Прикрыта облаками Земля и излучать своё тепло в космос не может, так что остаётся только конвективно-испарительный способ теплоотдачи.
Газы вообще не излучают инфракрасное тепло.
Зато капли жидкой влаги и твёрдые снежинки в верхних слоях облаков могут отдать тепло через излучение в космос, дополнительно охлаждаясь перед падением вниз через облако к земле.
Замер инфракрасной температуры облаков и чистого неба.
В одной из предыдущих статей про атмосферу я сообщал, что излучающая температура неба может быть на несколько десятков градусов ниже температуры воздуха у земли.
Тогда я эту информацию взял из какой-то чужой статьи.
Потом мне самому захотелось её проверить, для чего я купил «пирометр»- прибор для дистанционного измерения температуры предметов по его инфракрасному излучению (см.рис.40.)
Рис.40. Примерный вид пирометра
В период Ковида подобными по принципу пирометрами дистанционно измеряли температуру тела у пассажиров на проходе в метро.
В результате многочисленных замеров я получил, что зимой в пасмурную погоду температура земли отличается от температуры облаков всего на 2-3С.
Так при температуре заснеженной земли минус -13С температура облаков получилась минус -16С.
Аналогичные перепады температур 2-3С между землёй и облаками наблюдаются и при плюсовых температурах воздуха летом.
А вот ясное безоблачное небо даёт падение температуры уже сразу на дТ=25-30С!
То есть в ясную летнюю ночь с температурой воздуха около +20С звёздное небо излучает уже с отрицательной температурой!
Так что выходя тёплым летом на улицу под звёздное небо мы совсем не зря ощущаем «зябкость», после чего хочется накинуть что-то тёплое на плечи.
Именно такое выхолаживание поверхности земли инфракрасным излучением через безоблачное небо в космос приводит к появлению росы (и даже инея) на траве летом под утро.
И таким же образом летом выхолаживаются особо крупные облака, так что из них вместо жидких капель начинают лететь ледяные шарики града.
В зимнее время «ледяное дыхание» неба в безоблачную погоду способно охлаждать землю до экстремально низких температур, что как раз и приводит зимой к экстремальному холоду минус -55С в безоблачном Оймяконе в Якутии.
В Москве небо не менее ледяное в ясную зимнюю ночь.
Так однажды у меня пирометр даже выпал за границы диапазона измерений, когда при температуре минус-26С на улице я попытался измерить температуру ночного ясного звёздного неба. То есть тогда небо имело излучающую температуру ниже минус-50С.
Москву от таких экстремальных морозов спасает большая влажность воздуха, идущего от тёплых морей, что приводит к появлению согревающего одеяла облаков.
А вот в континентальном якутском Оймяконе вокруг нет тёплых морей, да и сам посёлок находится в сухой климатической зоне в окружении горных хребтов (см.рис.41.)
Рис.41. Фрагмент Яндекс-карты, где отчётливо видно кольцо гор вокруг Оймякона.
Общее расположение на континенте и горные хребты вокруг Оймякона создают своеобразную сухую котловину, а над этой котловиной возникает зона неподвижного сухого холодного воздуха с прозрачным небом.
Таким способом это место становится идеальным локальным «космическим морозильником» на поверхности сравнительно тёплой планеты.
А ведь Оймякон далёк от полярного круга и по широте находится чуть южнее Архангельска, где зимние температуры в среднем не опускаются ниже минус-15С (абсолютный минимум минус -45С).
Вот только Архангельск стоит на берегу Белого моря, до которого ещё доходят отголоски тёплого течения Гольфстрим с тёплыми влажными облаками.
