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7.6: Kollision und Sammlung - Geowissenschaften


Größere Hydrometeoren (mit einem größeren Masse-Widerstands-Verhältnis) fallen am schnellsten. Infolgedessen bewegen sich verschiedene Hydrometeore mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten, sodass einige kollidieren (sich gegenseitig schlagen). Daher kann diese positive Rückkopplung bewirken, dass Hydrometeoren schnell groß genug werden, um auszufallen.

Alles, einschließlich Wolken und Regentropfen, wird von der Schwerkraft angezogen. Die Gleichgewichtsgeschwindigkeit, die sich ergibt, wenn die Schwerkraft den Reibungswiderstand ausgleicht, wird als bezeichnet Endgeschwindigkeit.

7.6.1.1. Wolkentröpfchen

Für Partikel mit einem Radius R < 40 µm, zu denen die meisten Wolkentröpfchen und Aerosole gehören, Stokes Drag Law gibt die Endgeschwindigkeit wT wie

( egin{align}w_{T} approx-k_{1} cdot R^{2} ag{7.29}end{align})

wo k1 = 1,19x108 ich–1·s–1 . Das negative Vorzeichen zeigt an, dass die Tröpfchen fallen.

Wenn Tropfen mit ihrer Endgeschwindigkeit fallen, wird die Anziehungskraft auf die Tropfen durch Reibungswiderstand auf die Luft übertragen. Mit anderen Worten, das Gewicht der Luft beinhaltet das Gewicht der Tropfen darin. Tröpfchenbeladene Luft ist daher schwerer als wolkenfreie Luft und verhält sich wie kälter (siehe virtuelle Temperatur, Gl. 1.22). Fallender Regen neigt auch dazu, Luft mit sich zu ziehen.

Typische Endgeschwindigkeiten dieser kleinsten Tröpfchen und Aerosole sind mm s–1 zu cm s–1 relativ zur Luft. Die aufsteigende Luft in Wolken hat jedoch oft Aufwindgeschwindigkeiten (cm s–1 zu m s–1), die größer sind als die Endgeschwindigkeit der Teilchen. Das Nettoergebnis ist, dass Wolkentröpfchen und Aerosole in der Wolke nach oben getragen werden.

Beispielanwendung

Welcher Aufwind wird benötigt, um ein typisches Wolkentröpfchen (R = 10 µm) am Fallen zu hindern?

Finde die Antwort

Gegeben: R = 10 µm

Suche: wT = ? Frau–1, und verwenden Sie: woben = – wT

Verwenden Sie Gl. (7.29):

wT = (–1,19x108 ich–1 so–1)·(10x10–6 m)2 = = –0,012 m·s–1 = 1,2 cm so–1

woben =1,2 cm so–1

Prüfen: Einheiten in Ordnung. Physik in Ordnung.

Exposition: Die erforderliche Aufwindgeschwindigkeit beträgt positiv 1,2 cm s–1, das ist eine sehr sanfte Luftbewegung. Da sich die meisten Wolken durch adiabatische Abkühlung in Luftaufwinden bilden, halten diese Aufwinde auch Wolkentröpfchen in der Luft.

7.6.1.2. Regentropfen

Regentropfen sind ausreichend groß und fallen schnell genug, dass das Stokes-Widerstandsgesetz nicht angemessen ist. Wenn Regentropfen perfekte Kugeln wären, dann

( egin{align} w_{T} approx-k_{2} cdotleft(frac{ ho_{o}}{ ho_{air}} cdot R ight)^{1 / 2} ag{7.30}end{ausrichten})

wo k2 = 220 m1/2·s–1,Ö = 1,225 kg·m–3 ist die Luftdichte auf Meereshöhe und ρair ist die Luftdichte in der Fallhöhe. Auch hier bedeutet das negative Vorzeichen in der Gleichung eine Abwärtsgeschwindigkeit.

Die größeren Regentropfen werden jedoch aufgrund des Widerstands beim Fallen abgeflacht (siehe Abschnitt Polarimetrisches Radar im Kapitel Satelliten & Radar). Sie haben keine Tropfenform. Diese Abflachung erhöht den Luftwiderstand noch weiter und verringert ihre Endgeschwindigkeit gegenüber der einer Kugel. Abb. 7.18 zeigt die Endgeschwindigkeiten von Regentropfen. Für die kleinsten Tropfen hat die Kurve eine Steigung von 2, entsprechend dem Stokesschen Gesetz. Für Zwischengrößen R = 500 bis 1000 µm beträgt die Steigung 0,5, was Gl. (7,30). Bei den größeren Größen um R = 2,5 mm weist die Endgeschwindigkeitskurve eine Steigung von nahezu Null auf, da das Tröpfchen so verformt wird, dass es anfängt, wie ein Fallschirm auszusehen. Tropfen mit einem Radius von mehr als etwa 2,5 mm neigen dazu, aufzubrechen. Die größten Regentropfen überschreiten selten einen Radius von 4 mm.

Sei R der Äquivalentradius einer Kugel mit dem gleichen Volumen wie der verformte Tropfen. Eine empirische Kurve für die Endgeschwindigkeit (relativ zur Luft) über den Bereich 20 ≤ R ≤ 2500 µm lautet:

( egin{align} w_{T}=-c cdotleft[w_{o}-w_{1} cdot exp left(frac{R_{o}-R}{R_{1 }} ight) ight] ag{7.31}end{align})

wo wirÖ = 12 m s–1, w1 = 1 m·s–1, RÖ = 2500 µm und R1 = 1000 µm. Diese Kurve ergibt eine maximale Endgeschwindigkeit von 11 m s–1 für die größten Tropfen. Der Dichtekorrekturfaktor ist c = (ρ70kPaLuft) 1/2 ≈ (70 kPa/P) 1/2, wobei P der Umgebungsdruck ist. Regen fällt schneller, wenn die Luft dünner (weniger dicht) ist.

Beispielanwendung

Bestimmen Sie die Endgeschwindigkeit eines Tröpfchens mit einem äquivalenten Radius von 1500 µm bei P = 70 kPa.

Finde die Antwort

Gegeben: R = 1500 µm, c = 1 bei P = 70 kPa.

Suche: wT = ? Frau–1.

Verwenden Sie Gl. (7.31):

wT = –1·[(12m s–1) – (1m s–1)· exp{(2500µm–1500µm)/(1000µm)}] = 9,3 m s–1

Prüfen: Einheiten in Ordnung. Physik in Ordnung. Stimmt mit Abb. 7.18 überein. Negatives Vorzeichen bedeutet nach unten fallend.

Exposition: Dies wT ≈ 34 km h–1. Aufwinde bei Gewittern sind schnell und halten diese großen Tropfen in der Luft.

7.6.1.3. Hagelkörner

Die Endgeschwindigkeit wT eines Hagelkorns relativ zur Luft wird angenähert durch:

( egin{align} w_{T}=-left[frac{8}{3} frac{|g|}{C_{D}} frac{ ho_{i}}{ ho_ {Luft}} R echts]^{1 / 2} ag{7.32}end{ausrichten})

wo |g| = 9,8 m·s–2 ist die Größe der Erdbeschleunigung, CD ≈ 0.55 (dimensionslos) ist a Luftwiderstandsbeiwert des Hagelkorns durch die Luft, ρich ≈ 900 kg m²–3 ist die Dichte des Hagelkorns, ρLuft die Luftdichte ist und R der Hagelradius ist. Das negative Vorzeichen bedeutet, dass das Hagelkorn nach unten fällt.

Der Luftwiderstandsbeiwert variiert zwischen 0,4 und 0,8, da Hagelkörner unterschiedliche Formen, Oberflächenrauheiten und Tumblings aufweisen. Die Dichte des Hageleises kann aufgrund unterschiedlicher Mengen eingebetteter Luftblasen geringer sein als die Dichte von reinem Eis. Die Luftdichte nimmt mit zunehmender Höhe ab (siehe Kapitel 1); Hagelkörner fallen in dünnerer Luft schneller. Bei nicht-sphärischen Hagelkörnern wird R als äquivalenter Radius einer Kugel genommen, die das gleiche Volumen wie das tatsächliche Hagelkorn hat.

Große Hagelkörner bilden sich nur bei Gewittern mit starken Aufwinden. Somit ist die Hagelkörner-Endgeschwindigkeit relativ zum Boden die Summe der Aufwindgeschwindigkeit der Luft (eine positive Zahl) und der Hagelkörner-Endgeschwindigkeit relativ zur Luft (eine negative Zahl).

Beispielanwendung

Plotten Sie die Endgeschwindigkeit der Hagelkörner gegen den äquivalenten Durchmesser (0,01 bis 0,1 m) in 5 km Höhe.

Finde die Antwort

Gegeben: z = 5 km

Suche: wT (Frau–1) vs. D(m), wobei D = 2·R.

Angenommen: std. Atmosphäre. AlsoLuft = 0,7361 kgm–3 bei z = 5 km, aus Kapitel 1.

Angenommen: CD = 0,55 undich = 900 kg m–3 , ruhige Luft.

Verwenden Sie eine Tabellenkalkulation, um Gl. (7.32).

Prüfen: Die Beträge stimmen mit der Handlung in den Kapiteln zu Gewitter überein. Das Vorzeichen ist negativ (was einen Abfall nach unten impliziert).

Exposition: Massive Hagelkörner, die mit dieser hohen Geschwindigkeit fallen, können Menschen töten, Laub und kleine Äste von Bäumen abstreifen, Ernten zerstören und Tiere töten.

7.6.2.1. Warm-Cloud-Prozess

Die Verschmelzung zweier Flüssigkeitströpfchen (Abb. 7.17c) heißt Zusammenwachsen. Dies ist das einzige Verfahren zur Herstellung von Hydrometeoren in Niederschlagsgröße, das in warmen Wolken (Wolken wärmer als 0°C) passieren kann und wird daher als . bezeichnet Warm-Cloud-Prozess.

Wenn sich Tröpfchen unterschiedlicher Größe annähern, verschmelzen sie nicht immer. Ein Grund dafür ist, dass der kleinere Tropfen der Luft beim Umströmen des größeren Tropfens teilweise folgt und somit nicht mit dem größeren Tropfen kollidieren darf (Abb. 7.19). Dies wird quantifiziert durch a Kollisionseffizienz (E), die klein ist (0,02 < E < 0,1), wenn das kleinere Tröpfchen sehr klein ist (2 < R < 5 µm). Wenn jedoch beide Tröpfchen relativ groß sind (z. B. wenn das kleinere Tröpfchen R > 10 µm und das größere Tröpfchen R > 30 µm hat), können die Wirkungsgrade 0,5 E ≤ ​​1 betragen.

Selbst wenn zwei Tröpfchen kollidieren, verschmelzen sie möglicherweise nicht, da zwischen den beiden Tröpfchen eine dünne Luftschicht eingeschlossen werden kann (Abb. 7.20b). In dieser Situation prallen die beiden Tröpfchen voneinander ab und verschmelzen nicht. Das Koaleszenzeffizienz (E’) ist sehr klein (0,1 ≤ E’ ≤ 0,3), wenn beide Tropfen groß sind (300 ≤ R ≤ 500 µm). Die Effizienz ist größer (E’ > 0,8), wenn beide Tröpfchen klein sind (R < 150 µm, wie in Abb. 7.20a).

Das Produkt beider Wirkungsgrade ist der Sammeleffizienz: Ec = E · E’ . Der maximal mögliche Wirkungsgrad ist 1,0, aber in der Regel sind die Wirkungsgrade kleiner.

7.6.2.2. Cold-Cloud-Prozesse

Wenn Eispartikel kollidieren und an anderen Eispartikeln kleben (Abb. 7.17a), heißt der Vorgang Anhäufung. Eine solche Aggregation wird unterstützt, wenn die kollidierenden Partikel Dendriten sind, bei denen die Schneeflockenarme ineinandergreifen können. Wenn die Eispartikel wärmer als –5 °C sind, wird die Eisoberfläche außerdem klebrig, sodass sich mehrere Eiskristalle zu weichen, unregelmäßigen Schneeklumpen ansammeln.

Das Wachstum von Eispartikeln durch Sammlung und sofortiges Gefrieren unterkühlter Flüssigkeitströpfchen (Abb. 7.17b) in Mischphasenwolken heißt Zuwachs oder lecken. Hydrometeore, die so stark umrandet werden, dass sie die ursprüngliche Gewohnheit vollständig bedecken und maskieren, werden als . bezeichnet graupel. Graupel hat die Konsistenz eines Zuckerwürfels (d. h. viele einzelne feste Körner kleben zusammen), aber oft die Form eines Kegels oder einer Kugel. Damit ein Aggregat als Graupel bezeichnet wird, darf sein Durchmesser nicht größer als 5 mm sein.

Wenn das gesammelte Wasser beim Kontakt mit dem Eispartikel nicht sofort gefriert, sondern vor dem Gefrieren umfließt, kann sich Hagel bilden. Graupel enthält viel Luft zwischen den gefrorenen Tröpfchen auf dem Graupel und ist daher oft weicher und weniger dicht als Hagel. Weitere Informationen zu Hagel finden Sie in den Kapiteln zu Gewitter.

7.6.3.1. Warme Wolken

Wie hängen Endgeschwindigkeit und Sammeleffizienz mit der Bildung großer, niederschlagsgroßer Partikel in warmen Wolken zusammen? Denken Sie daran, dass: (1) die Atmosphäre eine übermäßig große Menge an CCN aufweist; (2) dies bewirkt, dass das verfügbare Kondensat in einem aufsteigenden Kühlluftpaket in eine große Anzahl kleiner Tröpfchen (Tröpfchen zu klein zum Ausregnen) aufgeteilt wird; (3) Tröpfchen neigen dazu, aufgrund von Diffusion monodispers (fast die gleiche Größe) zu werden; (4) Tröpfchen der gleichen Größe haben die gleiche Endgeschwindigkeit und würden daher wahrscheinlich nicht miteinander kollidieren, wenn sie im Aufwind in der Luft gehalten werden; und (5) ohne Kollisionen würden wir nicht erwarten, dass sich in warmen Wolken größere Niederschlagstropfen bilden.

In der realen Atmosphäre passiert jedoch warmer Wolkenregen ganz gut, besonders in den Tropen. Warum?

INFO • Meteore und Meteorologie

Die alten Griechen definierten "Meteoren" als alles, was am Himmel ist. Sie waren besonders besorgt über Raketen, die die Götter abwerfen könnten, wie Felsbrocken, Eis oder Blitze.

Erst viel später unterschieden Wissenschaftler zwischen Raketen aus dem Weltraum (Gesteinsbrocken namens Meteoroiden) und Raketen aus der Atmosphäre (Stückchen von fast allem anderen vom Himmel). Aber bis dahin“Meteorologie“ war als Name für . fest verankert atmosphärische Wissenschaft.

Laut dem Glossar der Meteorologie untersuchen Meteorologen die folgenden Meteore:

  • Hydrometeoren – nass: Wolken, Regen, Schnee, Nebel, Tau, Frost usw.
  • lithometeors – trocken: Staub, Sand, Rauch, Dunst
  • magmatische Meteore – Blitz, Korona
  • Elektrometeore – Blitz (wieder), Donner
  • leuchtende Meteore – Regenbögen, Halos usw.

Mit Ausnahme von „Hydrometeoren“ werden diese Begriffe nur noch selten verwendet.

Fünf Faktoren können helfen, Regen aus warmen Wolken zu erzeugen:

  • Erstens kommt es zufällig zu einer kleinen Anzahl von Kollisionen, was das Spektrum der Tropfengrößen erweitert. Dies erweitert den Bereich der Endgeschwindigkeiten, um mehr Kollisionen zu ermöglichen, die durch positives Feedback (mit Hilfe des Aufbrechens größerer Tropfen) beschleunigt werden.
  • Zweitens haben nicht alle CCN die gleiche Größe – einige heißen are Riesen-CCN (Partikel > 3 µm Radius, mit benetzbarer Oberfläche) und kann eine kleine Anzahl größerer Wolkentröpfchen erzeugen, die relativ zu den anderen Wolkentröpfchen fallen (und mit ihnen kollidieren).
  • Drittens können Turbulenzen klare Außenluft in die Oberseite und die Seiten einer Wolke mitreißen, wodurch einige Tröpfchen teilweise verdampfen, wodurch das Spektrum der Tröpfchengrößen erweitert wird, was wiederum Kollisionen ermöglicht.
  • Viertens kann IR-Strahlung von einzelnen Tropfen in der Nähe der Wolkenoberseite und an den Seiten die Tropfen leicht unter die Umgebungslufttemperatur abkühlen, was ein stärkeres Kondensationswachstum dieser Tropfen im Verhältnis zu den inneren Tropfen ermöglicht.
  • Fünftens kann der Aufbau elektrischer Ladung in kumulierten Wolken (siehe Kapitel Gewitter) Tröpfchen unterschiedlicher Ladung zusammenziehen und Funken zwischen benachbarten Tröpfchen verursachen, damit sie effizienter zusammenfließen können.

7.6.3.2. Kalte Wolken

Bei kalten Wolken (T < 0°C) ermöglicht die geringere Anzahl von Eiskeimen in der Atmosphäre, dass sich das verfügbare Kondensat auf wenige größere Eispartikel ablagert. Selbst in Mischphasenwolken kann der WBF-Prozess Wassermoleküle aus der großen Anzahl von Tröpfchen entfernen und sie auf eine kleine Anzahl von Eiskristallen ablagern. Dadurch werden die Eiskristalle größer und können als Niederschlag fallen. Außerdem haben die Kristalle oft eine große Auswahl an Größen und Formen, so dass sie leicht kollidieren und aggregieren können, was auch ausreichend große Partikel erzeugt, um als Niederschlag zu fallen.

Cumuliforme Wolken einschließlich Gewitter können tief genug sein, um ihre Basis in warmer Luft und ihre Spitzen in kalter Luft zu haben (Abb. 7.21). Daher können Eispartikel durch den WBF-Prozess, Aggregation und Riming im kalten Teil der Wolke zu einer großen Größe (Größenordnung von 1-5 mm) anwachsen und dann zu großen Regentropfen schmelzen, wenn sie näher am Boden durch wärmere Luft strömen . Der meiste Regen von Gewittern in mittleren Breiten bildet sich auf diese Weise. Weitere Informationen zu Starkregen finden Sie in den Kapiteln zu Gewitter.

Auch in den seltenen Fällen, in denen im späten Herbst oder frühen Frühling Gewitter ausgelöst werden können, können die Grenzschichttemperaturen kalt genug sein, damit Schnee von Gewittern als große Schneehaufen (Schneebälle) den Boden erreicht, ohne vollständig zu schmelzen, begleitet von Blitzen und Donner vom Sturm. Dies ist manchmal ein Spitzname Gewitter.

Egal, ob Wolken warm oder kalt sind, eine einfache Niederschlagsregel lautet: dickere Wolken können bei größeren Tropfen zu stärkeren Niederschlagsraten führen. Der Hauptgrund ist, dass Hydrometeoren länger brauchen, um durch dickere Wolken zu fallen, was ihnen mehr Zeit zum Wachsen gibt.


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