Турбулентний обмін. Поряд з вертикальними рухами в конвективних хмарах спостерігаються інтенсивні турбулентні руху. Горизонтальна протяжність турбулентних потоків в купчастих хмарах - від десятків сантиметрів до сотні метрів. Вважається, що ці потоки обумовлені термічній і динамічній турбулентністю. Особливо сильно турбулізован повітря близько підстави і вершин купчастих хмар. Структура турбулентних зон в цих хмарах ще вивчена дуже мало. Про горизонтальній протяжності турбулентних зон в конвективних хмарах даних майже немає [5].
Ще в 1915 році М. І. Касаткіним було висловлено припущення про те, що в процесі росту конвективних хмар навколишнє повітря втікає всередину основного висхідного потоку [4]. Гіпотеза про залучення навколишнього повітря висловлювалася і пізніше, проте систематична її перевірка почалася приблизно з 1947 року, коли були отримані перші експериментальні дані, які підтвердили її. У подальшому наявності залучення підтвердили дані лабораторних експериментів з моделювання руху терміки. Найбільш пізні лабораторні експерименти показали, що 60% захоплення навколишнього повітря відбувається в головній частині Термика і близько 40% - з боків. Досліди Г. Байєрса і його колег з врівноваженими кулями, що запускаються поблизу розвиваються купчастих і грозових хмар, теж підтвердили наявність залучення (кулі втягувалися всередину хмари). За даними літакових досліджень швидкість втеканія виявилася рівною 1 - 2 м/с, а за пізнішими даними 0,2 - 0,5 м/с, причому в навітряного частини хмари спостерігалося переважне втеканіе повітря в нього, а в підвітряного - витікання. На користь існування залучення говорить і той факт, що виміряні значення водності хмари не рівні адіабатичній водності і становлять у середньому половину її значення. Вимірювання вологості і водності дозволили виявити існування всередині хмари зон зі зниженими значеннями. Що є наслідком проникнення обсягів більш сухого навколишнього повітря [5].
В даний час можна вказати на два механізми залучення: турбулентне перемішування і динамічне залучення. Певну роль при цьому відіграє процес фазового переходу.
Турбулентне перемішування в основному відбувається уздовж бічної поверхні хмари. Нестійка стратифікація, горизонтальний зсув швидкості вітру і локальне охолодження повітря на периферії хмари внаслідок випаровування крапель створюють сприятливі умови для розвитку турбулентності як усередині нього, так і в його околиці, що, у свою чергу, підсилює процес взаємодії хмари з оточенням [5]. На початковій стадії розвитку хмари обмін здійснюється периферійними турбулентними вихорами, потім зона обміну розширюється і охоплює весь конвективний потік. Коли інтенсивність турбулентності навколишньої атмосфери і конвективного потоку стає одного порядку, то обмін починає здійснюватися в двох напрямках. Надалі спостерігається посилення відтоку повітря з потоку, що призводить до його руйнування, причому, великі елементи не руйнуються довше, і хмари з великим початковим радіусом досягають великих висот [7].
Динамічне залучення має іншу фізичну природу. Воно обумовлене компенсаційним горизонтальним втеканія повітря в прискорено спливаючу струмінь, так як зростання швидкості з висотою в струмені призводить до зниження тиску всередині неї і до виникнення горизонтального градієнта тиску. Під його впливом, і в силу умови нерозривності виникає компенсаційне горизонтальне втеканіе [5].
Таким чином, наведене короткий опис рухів повітря в конвективної хмарі і його оточенні говорить про те, що воно являє собою складну гідродинамічну сукупність висхідних і спадних потоків, співвідношення між якими і ступінь їх розвитку різні на різних стадіях життя хмари [5].
Температура повітря всередині конвективних хмар не дорівнює температурі навколишнього середовища. Зростаюче хмара в нижніх двох третинах своєї товщі в середньому тепліше, а верхній частині холодніше навколишнього повітря. Температура біля основи хмари вище оточення на кілька десятків часток градуса, в центральній частині мощнокучевого хмари перегрів може досягати 2 - 3, а всередині вершини мощнокучевого хмари температура може бути нижче на 2 - 3, ніж у навколишньому середовищі [5]. На початковій стадії розвитку конвективного хмари висхідні потоки в ньому тепліше навколишнього повітря на 1 - 4, причому це перевищення збільшується з висотою над підставою хмари. Однак не ясно, до якого рівня це зростання триває. Наприкінці зрілої стадії хмари висхідні потоки іноді стають на 0,3 - 1,3холоднее навколишнього повітря. Спадні ж потоки зазвичай холодніше навколишнього повітря, причому на стадії зрілості вони можуть бути холодніше на 4. У стадії дисипації різниця температур зменшується [5].
Розміри і повторюваність хмарних струменів і терміки. За експериментальними дослідженнями розподілу струменів і терміки за розмірами, а також в...
