Aerosols, Precipita/on, and Turbulence Are - - PowerPoint PPT Presentation

Aerosols, ¡Precipita/on, ¡and ¡ Turbulence ¡

Are ¡Turbulence-­‑induced ¡Collisions ¡a ¡ poten/al ¡Buffer? ¡

Preliminary ¡Understanding ¡

• Ini/ally ¡precipita/on ¡is ¡

delayed ¡or ¡supressed… ¡

– Increase ¡Aerosols ¡ – Increases ¡CCN ¡ – Increases ¡Nd ¡ – Decreases ¡precipita/on ¡ due ¡to ¡the ¡effect ¡on ¡ collision ¡efficiency. ¡

Complex ¡Rela/onship ¡

• Meteorology ¡is ¡important ¡

– Humidity ¡at ¡cloud ¡tops ¡

• Ackerman et al. 2004. The impact of humidity above stratiform clouds on indirect

aerosol climate forcing. Nature 432

– Cloud-­‑type ¡ – Wind ¡shear ¡

• Fan et al. 2009. Dominant role by vertical wind shear in regulating aerosol effects on

deep convective clouds. J. Geophys. Res-Atmos. 114

Deep ¡Convec/on ¡

Less precipitation More evaporation Deeper clouds More precipitation Cooling Warming More cloud-active aerosol

Figure 4 | The deepening effect. The local inhibition of precipitation helps

precondition the environment for deeper convection, which then rains more.

Stevens and Feingold. 2009. Untangling Aerosol Effects on Clouds and Precipitation in a Buffered System. Nature 461

Secondary ¡Cloud ¡Forma/on ¡

• In ¡the ¡presence ¡of ¡

moderate ¡wind ¡shear, ¡ squall ¡lines ¡and ¡ secondary ¡clouds ¡form ¡ as ¡a ¡result ¡of ¡ downdraP ¡mo/on’s ¡ reinforcement ¡by ¡ evapora/ve ¡cooling. ¡

Khain et al. 2005. Aerosol impact on the dynamics and microphysics of deep convective clouds. Q. J. R.

• Meteorol. Soc. 131:2639–2663

Precipita/on ¡is ¡Delayed ¡

Figure 17. Time evolution of accumulated rain in the PRE-STORM thermodynamic conditions in maritime and continental aerosol cases.

Khain et al. 2005. Aerosol impact on the dynamics and microphysics of deep convective clouds. Q. J. R.

• Meteorol. Soc. 131:2639–2663

APer ¡ini/al ¡delay… ¡

– Net ¡result ¡is ¡more ¡vigorous ¡convec/on. ¡ – Increased ¡turbulent ¡energy ¡and ¡dissipa/on ¡rate. ¡ – Net ¡precipita/on ¡efficiency ¡over ¡an ¡area ¡may ¡ decrease, ¡but ¡water ¡vapor ¡from ¡a ¡large ¡region ¡can ¡ be ¡concentrated ¡locally ¡into ¡strong ¡storms. ¡[Khain ¡ et ¡al. ¡2005] ¡

• Good ¡condi/ons ¡for ¡turbulent ¡droplet ¡

collisions! ¡

Turbulence ¡and ¡Rain-­‑forma/on ¡

• Turbulent ¡enhancement ¡over ¡a ¡purely ¡

gravita/onal ¡collision ¡kernel ¡is ¡as ¡high ¡as ¡5 ¡for ¡ strong ¡turbulence. ¡

• 1. Increased ¡turbulent ¡collision ¡efficiency ¡
• 2. Increased ¡droplet ¡clustering ¡
• 3. Modified ¡droplet ¡rela/ve ¡mo/on ¡

¡

• 1. ¡Increased ¡Turbulent ¡Collision ¡

Efficiency ¡

¡

Figure 9. Turbulent collision efficiencies for cross-size collisions. (a) a1 =

20 µm, (b) a1 = 30 µm and (c) a1 = 50 µm. Wang, LP., et al. Turbulent collision efficiency of heavy particles relevant to cloud droplets. New J.

• Phys. 10 (2008).

• 2. ¡Increased ¡Droplet ¡Clustering ¡

Walter C. Reade and Lance R. Collins. Effect of preferential concentration on turbulent collision rates. Physics of Fluids, 12(10):2530–2540, 2000.

τp = d2 ρp/ρair 18 νair ⇤κ = ⇥air

• ⇥1/2

St = τp τκ

• 3. ¡Modified ¡Droplet ¡Rela/ve ¡Mo/on ¡

elling 30(11):1326 – 1342 Wang L, Maxey M (1993) Settling velocity and concen- tration distribution of heavy particles in homogeneous isotropic turbulence. J Fluid Mech 256:27–68 Aliseda A, Hainaux F, Cartellier A, Lasheras J (2002) Ef- fect of preferential concentration on the settling velocity

• f heavy particles in homogeneous isotropic turbulence. J

Fluid Mech 468:77–105 de Almeida FC (1976) The collision problem of cloud

Turbulence ¡and ¡Rain-­‑forma/on ¡

• Enhancement ¡is ¡largest ¡for ¡drops ¡of ¡similar ¡

sizes ¡

– Effect ¡of ¡clustering ¡is ¡most ¡pronounced ¡for ¡ droplets ¡of ¡similar ¡size ¡(effect ¡of ¡Stokes ¡number) ¡ – Collision ¡efficiency ¡is ¡also ¡highest ¡for ¡similar ¡sized ¡

• drops. ¡

Figure 2. (a) The ratio of a typical turbulent collision kernel to a purely gravitational collision kernel (Wang and Grabowski, 2009) for ε = 200 cm2 s−3. The ratio on the 45◦ degree line is undefined owing to the zero value of the gravitational kernel. The ratio is essentially one when droplets are greater than 100 µm. The constituent parts of the turbulent collision kernel are shown in (b) the droplet relative velocity, (c) the RDF and (d) the collision efficiency.

Devenish et al. 2012. Droplet growth in warm turbulent clouds. Q. J. R. Meteorol. Soc. 138:1401-129

Turbulent ¡Collision ¡Enhancement ¡ Factor ¡

a2/a1 hT

Wang L-P, Grabowski WW. 2009. The role of air turbulence in warm rain initiation. Atmos. Sci. Lett. 10:1-8

a1 ¡= ¡30 ¡microns ¡ ¡

Turbulent ¡Collision ¡Enhancement ¡ Factor ¡

Figure 3. The ratio of a typical turbulent collection kernel to the Hall kernel. The ratio on the 45o degree line is undefined due to the zero value of the Hall kernel. The ratio is essentially

• ne when droplets are above 100 µm. The flow dissipation rate

is 400 cm2/s3 and rms velocity is 202 cm/s.

Wang L-P, Grabowski WW. 2009. The role of air turbulence in warm rain initiation. Atmos. Sci. Lett. 10:1-8

IPCC ¡AR5 ¡Chapter ¡7 ¡

¡

In summary, it is unclear whether changes in aerosol–cloud interac- tions arising from changes in the availability of CCN or IN can affect, and possibly intensify, the evolution of individual precipitating cloud

• systems. Some observational and modelling studies suggest such an

effect, but are undermined by alternative interpretations of the obser- vational evidence, and a lack of robustness in the modelling studies. The evidence for systematic effects over larger areas and long time periods is, if anything, more limited and ambiguous.

7.6.4 Effects of Aerosol–Cloud Interactions on Precipitation