人工影响暖云降水原理

– 而海洋性暖积云的滴谱较宽，云体内含有较多 的大水滴，通过大云滴碰并小云滴，易实现云 雨转化。总之，大水滴的存在是暖云降水的关 键。
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暖云人工增雨原理
• 暖云降水机制 • 人工影响暖云基础 • 人工影响暖云原理
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人工影响暖云降水的基础
• 暖云中水滴大小均匀,不易降水。
⑤能量守恒方程 关系
⑥柯拉方程
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质量、热扩散的
云滴特点
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云滴的凝结增长
柯拉方程 云滴特点
可以看出，溶液滴的饱和水 汽压是由三个因子决定的： 温度效应：由E∞决定，T越 高，Ern越大；曲率效应： 由Cr/r决定，r越大，Ern越 小；浓度效应：由Cn/r3决 定，浓度越大，Ern越小。
降温与增湿
宏观与微观
粒径为10 µm的云滴增长到1mm的 雨滴，其体积需要增长一百万倍！
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暖云微物理过程
• • • • 凝结增长过程 蒸发过程 碰并增长过程 破碎过程
云滴增长 降水形成
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云滴的凝结增长

研究云雾滴的凝结增长，必须有下面六个方 程:
①饱和比表达式 ②克拉珀龙—克劳修斯方程 ③质量扩散方程 ④热扩散方程 与环境的关系 与环境的关系
dr 4 r w 4 rD v rv dt
2
dr D r v rv dt w
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云滴的凝结增长
– 水汽密度水汽压
1 e Ern 状态方程 v rv Rv T Tr dr D e Ern r dt w Rv T Tr
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云滴的凝结增长
S 1 dr r dt L2 w w RvT 2 K a RvT DE T
dr S 1 r dt a b
1 2 2 t r r0 c
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霭 霭 停 云 濛 濛 时 雨
云雾形成的宏微观条件
尺度 本质 增 湿 宏 观 过 程 乱 流 混 合 原因 平流增湿 途径 冷空气流经暖水面 蒸汽雾 举例
湿空气流入冷地面
雾、有时地面附有淞附物
水汽运载 继之以上升膨胀冷却 为形成云创造重要条件 辐合 湿空气垂 乱流层顶降温增湿而 St、Sc等 （ 直混合 致 温 冷湿空气被混合后增 锋际云雾 湿 均 湿空气水 温增湿（增湿为主） 变 平混合 暖湿空气被混合后降 ） 温降湿（降温为主）
降温
工业雾 产生雷达 回波 飞行尾迹 不重要
云雾形成的宏微观条件
尺度 本质 原因 途径 举例
增湿 水汽沿 饱和空气接受外界扩散来的水 碎雨云、秋晨水面雾、 垂直递 汽 夏季雨后雾、极烟等 微 度扩散 观 过 降温 （本身只能使空气饱和） 为形成云雾创造条件 程 增湿 蒸发 增湿造成水汽密度效应，可促 进扩散增湿
湿空气达到饱和的主要途径
Moisture
Moisture
云雾形成的宏微观条件
尺度 本质 原因 冰相出现 冻结核 途径 云顶或高云的冰晶自然播撒 举例 雪幡
新冻结核增入
产生雷达 回波
微 观 过 程
降温达冻结核活化温度 雪花下降融为大滴 降 低 吸湿性巨核溶化形成大滴 水 大滴出现 混合核表面吸湿成大滴 汽 饱 碰并成大滴 和 标 溶液出现 盐粒或SO2、CO2、NH3等溶入水滴 准 高温水滴被气流带入低温区 高温区有低温气流进入 局地膨胀降温 水滴带电 离子附于水滴
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云滴的凝结增长
– 对于所研究的云滴表面薄层，假设所有物理量均与 方向无关，即各向同性。
– 由D的定义式有
d v d v dM 2 AD 4 l D dt dl dl dM dl 2 4 Dd v dt l
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暖云人工增雨
把盐质粒播撒到云底附近，以便提供形成云滴所必须的核。
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吸湿性凝结核
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小结
1. 大水滴的存在是暖云 降水得以发生的关键。 2. 播撒吸湿性巨核可以 增加暖云中大水滴数 浓度。 3. 吸湿性巨核在云底催 化，影响暖云核化过 程。
云滴的凝结增长
– 在定常过程中，D不因距离而变
dM dt


r
v dl 4 D d v 2 rv l
dM 4 rD v rv dt
水滴质量增长方程的基本形式
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云滴的凝结增长
– 质量增长率半径增长率
dM d 4 3 2 dr r w 4 r w dt dt 3 dt
第二章 人工影响天气原理
暖云人工增雨原理
人工影响天气包括：
• 人工增雨(冷云、暖云）
• 人工防雹
• 人工消雾
• 人工削弱闪电 • 人工削弱台风 • 人类无意识影响天气
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暖云人工增雨原理
• 暖云降水机制 • 人工影响暖云基础 • 人工影响暖云原理
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云雾形成的宏微观条件
• 单凭凝结作用，形成的 云滴谱仅是半径为1到10 微米间的较均匀的狭谱。
凝结引起滴谱演变(示意图)
降水发生困难！！！
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暖云碰并过程
• 碰并过程是暖云 降水形成的 主要微物理过程。
• 粒径大于20µm 的云滴出现， 碰并过程才能 有效发生。
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微滴下落碰并增长
– 引入柯拉方程
dr D r dt w Rv
e E T Cr Cn 1 3 Tr r r T
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云滴的凝结增长
– 定义导热系数 意义：单位温度梯度作用下， 在单位时间通过垂直于温度梯 度的单位面积的能量； – 热扩散方程
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云滴的凝结增长
–柯拉曲线（续）
• 纯水滴饱和比随半径增大而很快减小，溶液滴饱和比则 随半径增大而增大。前一曲线位于1线以上，说明曲率 因子使饱和比大于1。后一曲线位于1线以下，说明溶液 因子使饱和比小于l。 •从综合曲线(即柯拉曲线)看， 半径较小时，综合曲线在1线 以下，说明溶液因子比曲率因 子更起控制作用；当半径较大 时，综合曲线在1线以上，说 明曲率因子反而比溶液因子更 为重要了。
dQ 1 dt K A dT dl
dQ 4 rK a T Tr dt
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dQ -Lv dm
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云滴的凝结增长
克拉珀龙—克劳修斯方程
des Lv es 2 dT RvT
d s
Lv 1 dT dT 2 s RvT T
对上式有温度Tr积分到T，对应饱和水气压为 s (Tr )
• 影响暖云降水的基本原理就是扩展云滴 谱。
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暖云人工增雨原理
• 暖云降水机制 • 人工影响暖云基础 • 人工影响暖云原理
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暖云人工增雨
基本原理
在因为缺乏大水滴而不能降水或降水强度不 大的云内，改变云内滴谱分布，使之变宽，促使
云内碰并过程有效地进行，从而导致降水的产
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宏 观 过 程
降 温
上升 膨胀 冷却
平流 冷却
辐射 冷却
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
云雾形成的宏观条件
Lee wave cloud
Peak
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湿空气达到饱和的主要途径 - 降 温机制
尺度 本质 原因 途径 对流 孤立对流 举例
Cu、Cb、Ac等 镶嵌对流， Ac、Cc等 即细胞对流 斜升 锋面斜升 暖锋、缓行冷锋、静止锋上的Ci、Cs、 As、Ac、Ns等 地形斜升 上坡雾、Sc等 波动 风切变 荚状、波状、涡条状Ci、As、Sc等 气流过山 暖湿空气流经冷 暖区雾、海上及陆上平流雾及Sc等 地面 夜间辐射冷却 地面、逆温层顶、尘埃或云层顶部形 成的辐射雾及层状云
水滴通过水汽扩散产生凝结增长的半径变 化方程（Maxwell方程，1890）
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云滴的凝结增长
– 讨论
• 凝结增长正比于e-Ern • 半径增长率与r成反比，即随r的增大，r的增长率将减小
– 质量为10-12克(r=0.48μm)的NaCl核，在过饱和度ΔS=0.0005的 环境中长成半径r=50μm的水滴，需11.5小时
云滴的凝结增长
S 1 dr r 2 dt L w w RvT 2 K a T RvT D T , P E T
15 10 5 0 -5 -10 -15 0 t 5 10
云滴凝结增长
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r
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云滴的凝结增长
s (T ), 其中
s (Tr ) s (Tr ) ln( ) 1 , 最后可得: s (T ) s (T )
Lv Tr T s (Tr ) s (T ) s (T )( 1)( ) 2 RvT T
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云滴的凝结增长
dM dM 4 rD v rv Lv 4 rK a Tr T dt dt
云滴的凝结增长
dM 1 dt D A d v 意义：单位水汽密度梯度作用下， dl 在单位时间通过垂直于水汽密度梯
– 定义水汽分子扩散系数为
度的单位面积的水汽扩散质量； D恒为正值。
T D 0.211 T0
1.94
p0 o o , 40 C T 40 C p
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思 考
冷云降水 形成的 物理机制
冷云降水 人工增雨机制
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纯水
纯溶液滴
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云滴的凝结增长
– 对云滴的增长或变小，都假定是由于空气中的水汽 分子扩散所致。 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 dM 。
dt
d v – 设某点周围的水汽密度梯度为 dr ，有一个垂直于此
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Lv Tr T s (Tr ) s (T ) s (T )( 1)( ) 2 RvT T
三个方程相结合，可以ห้องสมุดไป่ตู้到：
4 r[ v / s (T ) 1] dM 4 r[ S 1] Lv Lv Lv Lv 1 1 dt ( 1) ( 1) K aT RvT D s (T ) K aT RvT D s (T )
生，提高降水效率。
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暖云人工增雨
• 向暖云提供大云滴的方法也有二种: 直接喷洒水滴 播撒吸湿性物质(NaCl， CaCl2……)
• 引入盐粒后，影响其成长的因素主要是云中的上 升气流速度、液水含量大小及云体厚度等自然条 件，同时引人盐粒的大小、浓度及催化部位、时 间也直接影响人工催化的效果。
空气 浮力 空气 阻力
地球 重力
碰并增长与凝结增长对比
云滴凝结 增长 云滴碰并 增长
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云滴谱分布
海洋性 暖积云 大陆性 暖积云
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云滴碰并增长
海洋性 暖积云
大陆性暖积云
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暖云人工增雨
– 大陆性暖积云很难产生降水，降水效率不高。 是由于云滴谱很窄，云滴大小较均匀，碰并过 程进行得很慢。