Лекция 9 Вода в атмосфере
реклама
Лекция №9 Водяной пар и вода в атмосфере Влагооборот Влагооборот постоянный обмен влагой между атмосферой и земной поверхностью, состоящий из процессов испарения, переноса водяного пара в атмосфере, конденсации его в атмосфере, выпадения осадков, стока. Влагооборот – это один из главных климатообразующих процессов. Водяной пар – это вода в газообразном состоянии • Влажность воздуха – это содержание водяного пара в атмосфере Количественно содержание водяного пара в атмосфере характеризуется следующими параметрами: 1. Упругость водяного пара е – это давление, которое производит содержащийся в воздухе водяной пар как газ. 2. Упругость насыщенного пара (упругость насыщения) Е – это максимальное давление водяного пара, возможное при данной температуре. 3. Дефицит влажности воздуха d – это разность между упругостью насыщенного пара при данной температуре и фактической упругостью его. Характеристики упругости водяного пара и дефицит насыщения выражаются в тех же единицах, что и давление воздуха, т.е. в паскалях (Па) и гектопаскалях (гПа). 4. Относительная влажность воздуха r – это отношение фактической упругости водяного пара, содержащегося в воздухе, к его максимальному значению при данной температуре, выраженное в процентах. 5. Абсолютная влажность воздуха (массовая доля) q – это масса водяного пара в граммах, содержащаяся в 1 м³ воздуха (г/м³) или 1 кг воздуха . 6. Точка росы τ – температура воздуха (С), при которой водяной пар, содержащийся в воздухе при данном атмосферном давлении, достигает состояния насыщения относительно плоской поверхности чистой воды. В этом случае е = Е, d = 0, а r = 100%. Испарение и конденсация Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации растений. Испарение, в отличие от транспирации, называют физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением. Процесс испарения состоит в том, что отдельные молекулы воды отрываются от водной поверхности или от влажной почвы и переходят в воздух как молекулы водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения. Это происходит вследствие собственного движения молекул (молекулярная диффузия) и вместе с воздухом: в горизонтальном направлении с ветром, т. е. с общим переносом воздуха, а в вертикальном направлении путем турбулентной диффузии, т. е. вместе с турбулентными вихрями, всегда возникающими в движущемся воздухе. Испарение сопровождается охлаждением жидкости. Насыщенный пар: е=Е(t) Упругость насыщенного пара (упругость насыщения) Е – это максимальное давление водяного пара, возможное при данной температуре. Если воздух не способен удерживать бóльшее количество водяного пара, он переходит в состояние насыщения, и тогда вода с открытой поверхности перестает испаряться. Содержание водяного пара в насыщенном воздухе находится в тесной зависимости от температуры. Даже если кипения нет, над поверхностью воды (влажной поверхности) в.пар находится в динамическом равновесии с ней, т.е. число молекул, вырывающихся в единицу времени из жидкости и переходящих в паровую фазу, равно числу молекул пара, возвращающихся в жидкость за то же время. Связь температуры и давления фазового перехода (кипения, плавления и др.) теоретически определяется по уравнению Клапейрона – Клаузиуса На практике применяют эмпирические формулы Например, формулу Магнуса → При t=150C и при любом давлении Давление насыщеного пара (над водой) равно E [гПа] = =6.11∙107.63 ∙15/(241.9+15) ≈17 гПа Диаграмма состояния трех фаз воды (лед, вода, пар) • Фазовое равновесие - это одновременное существование термодинамически равновесных фаз при одинаковых P и T • • Графики, изображающие зависимость одних термодинамических переменных от других в условиях Ф. р., называются линиями (поверхностями) равновесия, а их совокупность – диаграммами состояния. Линия Ф. р. может либо пересечься с другой линией равновесия (тройная точка), либо кончиться критической точкой. 1) Парциальное давление насыщения зависит только от температуры 2) В воздухе атмосферы не может содержаться пара больше, чем нужно для насыщения ( а в технических устройствах перегретый пар возможен). 3) давления насыщения: Е(1000С)1000 гПа, Е(200С) 20 гПа, Е(00С)=6,11 гПа, Е(-200С) 1 гПа Температура насыщенного пара называется точкой росы Td • Разность T – Td называется дефицитом точки росы • Если фактическая температура T>Td, то происходит испарение воды • Если фактическая температура T<Td, то происходит конденсация пара Важное следствие из закона насыщения Давление насыщения определяет максимально возможное количество пара, которое может содержать воздух при заданной температуре Если в воздухе содержится мало водяных паров, и воздух ненасыщен вп, то при понижении температуры до точки росы он становится насыщенным и конденсируется. Если же пар насыщен, то при понижении температуры наступит конденсация пара, и все предметы покроются капельками влаги Чем выше температура, тем больше пара может содержаться в воздухе Характеристики водяного пара • Значение газовой постоянной водяного пара 461,5 Дж/кг/К (м2/с2/К) • Значение теплоемкости воды – 4,18 кДж/кгК, • пара – 1,84 кДж/кгК, льда – 2,1 кДж/кгК. • Значение скрытой теплоты фазовых переходов воды (испарения и конденсации)- 2500 кДж/кг. • Формулу зависимости давления насыщения от температуры (ф-ла Магнуса) Средние характеристики влажности воздуха • Среднее значение относительной влажности по Земному шару F ≈ 70% • Среднее парциальное давление пара e ≈ 12 гПа • Средняя массовая доля водяного пара q ≈ 8 г/кг • В столбе атмосферы сечением 1 м2 содержится примерно 29 кг водяного пара Суточный и годовой ход 30 30 25 25 20 20 15 10 5 e(гПа) 15 t(оС) 10 e f%/10 5 t 0 f%/10 -5 0 I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII -10 0 5 10 15 время суток, ч 20 25 30 -15 -20 • Суточный ход давления пара мал, поэтому суточный ход относительной влажности определяется температурой • Годовой ход относительной влажности сравнительно мал , поэтому годовой ход давления пара определяется температурой Зависимость массовой доли водяного пара от широты и высоты Зависимость от высоты в тропосфере 12 10 8 T/T0 p/p0 ρ 6 e/e0 f E(t)/E(t0) 4 2 • Влажность убывает с высотой быстрее всех остальных величин • НО влажность насыщения убывает еще быстрее • Поэтому с высотой в атмосфере достигается состояние насыщения 0 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1,2 1,4 С высотой упругость водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и удельная влажность. Это вполне понятно: ведь давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой. Особенность в том, что процентное содержание водяного пара по отношению к постоянным газам воздуха также убывает с высотой. Это значит, что упругость и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее (даже значительно быстрее), чем атм. давление и плотность воздуха. Зависит это от того, что водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу и, распространяясь вверх, конденсируется в более высоких слоях вследствие понижения температуры. Поэтому в нижних слоях его больше по отношению к сухому воздуху, чем в верхних. Относительная влажность над континентами мала и изменчива в приэкваториальных областях В полярных районах относительная влажность велика Относительная влажность над океанами почти постоянна Джунгли Амазонии – самое влажное место на Земле Самое сухое место на Земле – это Антарктида Это Мирный, но самое холодное и сухое место – это ст. Восток. Зимой температура там достигает -80 0С, и при относительной влажности 70% парциальное давление водяного пара зимой не превышает 0,07 гПа. Самое засушливое место на Земле – пустыня Атакама В Южной Америке пустыни, располагаясь между 5° и 30° ю. ш., образуют вытянутую, свыше 3 тыс. км, полосу вдоль западного Тихоокеанского побережья материка. Здесь с севера на юг расположены пустыни Сечура, Пампа-де-Тамаругаль, Атакама, а за горным хребтом Анд пустыни Монте и Патагонская. Летом в предгорных областях Анд при температуре 36 0С относительная влажность по гигрометру меньше 1% испарение процесс перехода вещества из жидкого состояния в газообразное с влажной поверхности. Процесс испарения является обратным процессам конденсации- переходу из парообразного состояния в жидкое и сублимации- переходу из парообразного состояния в твердое (лед), минуя жидкую фазу. Испарение – источник атмосферной влаги • При испарении часть молекул воды с самыми большими скоростями вылетает с поверхности воды, унося с собой значительную энергию. • Вода теряет энергию и охлаждается • Потерянная энергия является скрытой теплотой парообразования L=2500 кДж/кг Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации растений. Испарение, в отличие от транспирации, называют физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением. Подсчитано, что с 1 га посева пшеницы в результате транспирации за вегетационный период выделяется около 2 тыс. т воды, кукурузы — 3,2 тыс. т, капусты — 8 тыс. т. Значения теплоты фазовых переходов воды Сублимация водяного пара • Сублимация водяного пара в атмосфере, процесс непосредственного перехода водяного пара, содержащегося в воздухе, в твёрдую фазу воды (лёд, снег). Может иметь место при отрицательной температуре воздуха, когда упругость водяного пара превышает упругость насыщения по отношению к поверхности льда. • С. в. п. происходит как в свободной атмосфере, так и на земной поверхности и на земных предметах. • В атмосфере водяной пар сублимируется на замёрзших капельках, снежинках и некоторых твёрдых частицах. При температурах ниже -40 °С С. в. п., по-видимому, возможна на любых частицах, а также и на комплексах молекул воды. Продуктом С. в. п. в атмосфере являются ледяные кристаллы, вырастающие затем в снежинки. На земной поверхности и на земных предметах образуются изморозь и иней. С. в. п. играет важную роль в процессе образования облаков и осадков атмосферных Испарение и испаряемость характеризуют количеством испарившейся воды за единицу времени – E - скоростью испарения Единицами измерения служат кг/с, а поскольку слой воды толщиной 1 мм на площадь 1 м2 весит 1 кг, то применяют и единицу измерения 1 мм слоя воды за сутки Например, Е = 2 мм/сутки = =2/(24·3600) кг/с лизиметр Е измеряют с помощью Испарителей почвенных и с водной поверхности Максимально возможное испарение в природе – это испарение с неограниченной поверхности открытой воды (озеро, море) или увлажненной почвы–испаряемость Для расчета применяется формула • Эта формула основана на экспериментальных выводах Дальтона и носит его имя Испарение Е отличается от испаряемости Ео • Испаряемость зависит только от сухости воздуха (дефицита влажности) и температуры испаряющей поверхности • Испарение зависит еще и от увлажненности подстилающей поверхности (п/п): Е= w/w0·Eо Где w – фактическое увлажнение п/п w0 – предельное для данной п/п Годовая испаряемость, мм слоя воды испарение Карта испарения в среднем за год Карты испарения показывают: Вследствие неполного насыщения почвы водой Испарение с океанов существенно больше, чем с суши Конденсация в атмосфере Конденсация — переход воды из газообразного в жидкое состояние — происходит в атмосфере в виде образования мельчайших капелек, диаметром порядка нескольких микронов. Конденсация начинается тогда, когда воздух достигает насыщения, а это чаще всего происходит в атмосфере при понижении температуры. В атмосфере охлаждение возникает либо при расширении, либо при контакте с холодным воздухом или предметом При подъеме частицы воздуха Расширяются и охлаждаются. Возникают условия, когда T(z)<Td За счет контакта с поверхностью, У которой T<Td Новая характеристика влажности : уровень конденсации • Н – это высота уровня конденсации • Но она показывает, как высоко нужно подняться, чтобы было достигнуто насыщение • Поэтому является оценкой нижней границы облачности Образование облаков Количество водяного пара, недостаточное для насыщения, с понижением температуры до точки росы становится насыщенным. При дальнейшем понижении температуры избыток водяного пара сверх насыщения, переходит в жидкое состояние. Возникают зародыши облачных капелек, т. е. начальные комплексы молекул воды, которые в дальнейшем растут до величины облачных капелек. Если точка росы значительно ниже нуля, то первоначально возникают такие же зародыши, на которых растут переохлажденные капельки; но затем эти капельки замерзают, и на них происходит развитие ледяных кристаллов. Единственный процесс, приводящий к образованию облаков – это охлаждение частицы воздуха при его подъеме Почему воздух поднимается? 1) Конвекция 2) Перетекание через горы 3) Турбулентность 4) Натекание теплого на холодный воздух 5) Подтекание холодного под теплый воздух Пересыщение чистого пара • Пока воздух не насыщен, он охлаждается адиабатически на один градус на каждые 100 м подъема. Таким образом, для воздуха, не очень далекого от насыщения, вполне достаточно подняться вверх на несколько сотен метров, в крайнем случае на одну-две тысячи метров, чтобы в нем началась конденсация. • Чистый насыщенный пар самопризвольно переходит в воду только при очень больших пересыщениях (8001000%). • Это связано с низкой вероятностью стольких столкновений молекул пара, чтобы образовались зародышевые капли. • Однако в реальной атмосфере конденсация начинается сразу после достижения пересыщения. Почему? • Потому, что всегда есть поверхность другой фазы (жидкости, твердых тел) В воздухе капельки при конденсации могут образоваться только при контакте с твердыми частичками, называемых ЯДРАМИ КОНДЕНСАЦИИ • В очищенном воздухе возможно образование капель из пара только при пересыщении в 4-5 раз • В 1 см3 воздуха для конденсации достаточно 102-103 активных ядер. • В 1 см3 воздуха в городе содержится 105 пылинок, вне городов 104 пылинок. Значение ядер конденсации для образования облаков 1.Образование капелек при конденсации в атмосфере всегда происходит на некоторых центрах, называемых ядрами конденсации. 2. Если воздух искусственно освободить от ядер конденсации, то конденсации не будет даже при большом перенасыщении. 3. Однако ядра конденсации в атмосфере всегда есть, и потому сколько-нибудь значительные перенасыщения не наблюдаются. Аэрозольные примеси к воздуху являются ядрами конденсации. Важнейшими ядрами являются частички растворимых гигроскопических солей, особенно морской соли, которая всегда обнаруживается в воде. Они попадают в воздух в больших количествах при волнении моря и разбрызгивании морской воды и при последующем испарении капелек в воздухе. Т.о.- ядра конденсации - пыль (около 50% всех случаев), биологическое вещество — бактерии, пыльца, грибковые споры (33%) И антропогенные аэрозоли. В результате охлаждения и конденсации и сублимации внутри атмосферы возникают скопления продуктов конденсации и сублимации — капелек и кристаллов ОБЛАКА Размеры облачных элементов — капелек и кристаллов — настолько малы, что их вес уравновешивается силой трения. Это относится к неподвижному воздуху. Но турбулентное движение воздуха приводит к тому, что столь малые капельки и кристаллы вовсе не выпадают, а длительное время остаются взвешенными в воздухе, смещаясь то вниз, то вверх вместе с элементами турбулентности. Облака переносятся воздушными течениями. Когда выпадает дождь? Формула Стокса Сопротивление воздуха с ростом радиуса частицы растет медленнее, чем ее вес Почему облако висит, а дождь падает. 1. Время пребывания капли в облаке зависит от ее размера 2. Предельный размер капли ограничен 3.Время пребывания капли в облаке зависит от вертикальных скоростей Отдельные облака существуют подчас очень короткое время. Например, индивидуальное существование кучевых облаков иногда исчисляется всего 10—15 мин.. Это значит, что недавно возникшие капельки, из которых состоит облако, снова быстро испаряются. Но даже когда облако наблюдается очень долго, это не означает, что оно есть неизменное образование, длительное время состоящее из одних и тех же частичек, В действительности облака находятся в процессе постоянного новообразования и исчезновения (испарения). Одни элементы облака испаряются, другие возникают заново. Длительно существует определенный процесс облакообразования; облако же является только видимой в данный момент частью общей массы воды, вовлекаемой в этот процесс. Температура в облаке при подъеме частицы уменьшается с влажноадиабатическим градиентом Поэтому частица насыщенного воздуха остается теплее окружающей атмосферы и облако может достигать большой мощности Определение границ облака • Нижняя граница облака примерно там, где начинается конденсация • Верхняя граница облака там, где прекращаются восходящие потоки кучевые и слоистые облака Кучевые возникают при больших вертикальных скоростях до 10 м/с Слоистые возникают при малых вертикальных скоростях 0,5 м/с Чтобы пошел дождь капли облака должны очень сильно вырасти Два механизма роста капель: коагуляция и перегонка Рост капель при коагуляции в процессе падения За счет только конденсации Капли растут Очень долго Перегонка капля - лед Микрофизическое строение облака Типичные облачные капли имеют размер до 100 мкм , т.е. до 0,1 мм Микроструктура облаков По своему строению облака делятся на три класса. 1. Водяные (капельные) облака, состоящие только из капелек. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при температурах ниже нуля; в этом случае капельки будут находиться в переохлажденном состоянии, что в атмосферных условиях вполне обычно. 2. Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных капелек и ледяных кристаллов при умеренных отрицательных температурах. 3. Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледяных кристаллов при достаточно низких температурах. В теплое время года водяные облака образуются главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные — в средних слоях, ледяные — в верхних. 2. В холодное время года при низких температурах смешанные и ледяные облака могут возникать и вблизи земной поверхности. Чисто капельное строение облака могут сохранять до температур порядка —10° (иногда и ниже). 3. При более низких температурах в облаке наряду с капельками встречаются и кристаллы, т. е. облако является смешанным. 4. Наиболее высокие облака тропосферы, наблюдающиеся при температурах порядка 30 — -50°, имеют, как правило, чисто кристаллическое строение. 1. Водностью облаков называют содержание в них воды в жидком или твердом виде. • Хотя количество капелек или кристаллов в единице объема облачного воздуха значительно, элементы эти так малы, что содержание воды в жидком виде в облаках невелико. • В водяных облаках на каждый кубический метр облачного воздуха приходится от 0,2 до 5 г воды. • В кристаллических облаках водность значительно меньше — сотые и тысячные доли грамма на каждый кубический метр. • Это и понятно, если вспомнить, что абсолютная влажность воздуха измеряется лишь граммами на кубический метр, а в более высоких слоях, т. е. при более низких температурах, — долями грамма. • При конденсации переходит в жидкое состояние не весь водяной пар, имеющийся в воздухе, а только часть его. • Поэтому водность облаков оказывается еще меньше, чем абсолютная влажность воздуха. Наблюдения за облаками Жан Батист Ламарк – творец теории эволюции, метеоролог-любитель, автор первой классификации облаков Международная классификация облаков Формы облаков в тропосфере очень разнообразны. Однако их можно свести к относительно небольшому числу основных типов. Первая классификация облаков была предложена более полутораста лет тому назад (Л. Говардом в Англии). В конце XIX века была принята международная классификация облаков. Облака делятся на 10 основных родов по их внешнему виду. В этих основных родах различают значительное число видов, разновидностей и дополнительных особенностей; различаются также промежуточные формы. облака Расположение облаков в тропосфере называется ярусом Основные классы облаков Перистые облака(верхний ярус) Верхний ярус от 3 до 8 км, в умеренных широтах — от 5 до 13 км и в тропических широтах — от 6 до 18 км. Перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые — встречаются в верхнем ярусе Высоко-слоистые и кучевые облака (средний ярус) Средний ярус в полярных широтах — от 2 до 4 км, в умеренных — от 2 до 7 км и в тропических — от 2 до 8 км. Высоко- кучевые и высоко-слоистые облака обычно располагаются в среднем ярусе высоко-слоистые — слоистодождевые (As—Ns) Слоистые облака (нижний ярус) Нижний ярус во всех широтах — от земной поверхности до 2 км. Слоистые и -кучевые и слоистые — в нижнем. Слоисто-дождевые почти всегда располагаются в нижнем ярусе, но обычно проникают и в вышележащие ярусы Кучевые облака Основания кучевых и кучево-дождевых облаков обычно находятся в нижнем ярусе, но их вершины часто проникают в средний, а иногда и в верхний ярус. Облака, дающие наиболее интенсивные осадки Кучево-дождевые осадки это вода в жидком или твердом состоянии, выпадающая из облаков или осаждающаяся из приземного слоя воздуха на земную поверхность. Кроме того, различают гололед и обледенение самолетов; последнее уже не у земной поверхности, а в свободной атмосфере. Однако в случае гололеда или обледенения, как правило, происходит не непосредственное выделение льда на поверхностях предметов, а замерзание переохлажденной воды облаков или осадков. Осадки, выпадающие из облаков Облака переносятся воздушными течениями. Часть облачных элементов укрупняется и утяжеляется настолько, что выпадает из облака в виде осадков. Таким путем вода возвращается из атмосферы на земную поверхность. Формы осадков • • • • Выпадающие из облаков осадки: жидкие: дождь, морось твердые: снег, крупа, град смешанные: мокрый снег • Их особенности- САМОСТОЯТЕЛЬНО. • Различают: • обложные осадки, продолжительные, связанные преимущественно с тёплыми фронтами • ливневые осадки, связанные с холодными фронтами. • моросящие: морось, снежные зерна • Осадки измеряются толщиной слоя выпавшей воды в миллиметрах. В среднем на земном шаре выпадает около 1000 мм осадков в год, а в пустынях и в высоких широтах — менее 250 мм в год. Формы осадков • Дождь состоит из капель диаметром более 0,5 мм, но не более 8 мм. При более значительных размерах капель они при падении разбиваются на части. • В ливневых дождях величина капель больше, чем в обложных, особенно в начале дождя. При отрицательных температурах дождь иногда выпадает в переохлажденном виде; соприкасаясь с земной поверхностью, переохлажденные капли замерзают, покрывая ее ледяной коркой. Измерение осадков производится осадкомерами разных типов два раза в сутки Гроза, Град и Шквал образуется, когда очень сильны восходящие потоки и даже крупные капли много раз циркулируют в облаке Образование града: эффект шарика в фонтанчике Широтный ход осадков зависит от процессов, формирующих восходящие потоки • В экваториальной зоне преобладают конвективные ливни • В умеренных широтах главную роль играют обложные дожди, связанные с циклонами Среднегодовое распределение осадков Количество осадков. Год Физико-географический атлас мира 1964 г. Если сильное помутнение вызвано не продуктами конденсации, а содержанием в воздухе большого количества твердых коллоидных частиц, явление носит название мглы. Мгла особенно часто наблюдается в результате эрозии почвы и пыльных бурь в пустынных и степных районах, а также в результате задымления воздуха при лесных пожарах и над промышленными городами. При этом относительная влажность может быть очень невелика; это уже указывает, что помутнение отлично от тумана. Дальность видимости при сильной мгле может уменьшаться так же значительно, как и при тумане. Очень неприятное и даже опасное явление представляет собой дымный туман (смог) в больших городах. Так называют сильный туман, смешанный с дымом, подчас ядовитым, или с выхлопными газами автомашин. В декабре 1962 г. при смоге в Лондоне концентрация сернистого ангидрида в воздухе превышала норму в 14 раз. туманы • В зависимости от причин образования туманы делят на два основных класса: туманы охлаждения и туманы испарения. • Первый из этих классов абсолютно преобладает. Охлаждение может происходить при разных условиях: 1. воздух может перемещаться с более теплой подстилающей поверхности на более холодную и охлаждаться вследствие этого. Туманы, которые при этом возникают, назваются адвективными. • Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, движущихся на более холодную поверхность. • Это значит, что воздушная масса движется из низких широт в высокие, или зимой с теплого моря на холодную сушу, или летом с теплой суши на холодное море 2. • • воздух может охлаждаться потому, что сама подстилающая поверхность под ним охлаждается радиационным путем. Такие туманы называют радиационными. Нужно хорошо запомнить, что название это говорит о радиационном охлаждении поверхности почвы или снежного покрова, а вовсе не самого воздуха: воздух охлаждается уже главным образом от земной поверхности. могут действовать обе причины, и тогда туман можно назвать адвективно-радиационным. • Радиационные туманы связаны с ночным радиационным выхолаживанием почвы или снежного покрова, когда нет притока солнечной радиации, а земная поверхность отдает тепла больше, чем получает. • Вверх они распространяются невысоко, на десятки метров. Распределение их носит локальный характер: они могут возникать пятнами, особенно в низинах, вблизи болот, на лесных полянах. • Над большими реками они не возникают вследствие конвекции над теплой (в ночные часы) водой • Туманы образуются в тихую погоду; но все же небольшая скорость ветра должна быть для того, чтобы возникла хотя бы небольшая турбулентность, обусловливающая распространение охлаждения и туманообразования вверх. Туманы в приземном слое возникают в слое приземной инверсии и после восхода солнца исчезают вместе с ней. Чем больше кривизна твердой поверхости, тем больше над ней пересыщение при той же температуре, что и над плоскостью • Например, если над плоской поверхностью F= 99,9%, • То над частичкой радиуса 0,1 мкм F=100,12% • Поэтому быстрее всего происходит конденсация на заостренных предметах роса и жидкий налет – это жидкие продукты наземной конденсации Если конденсация происходит вследствие охлаждения твердых границ (травинок, листьев) до T≤Td и T>0oC при штиле, то на них образуются роса или жидкий налет Роса Причина выделения (неправильно говорят — выпадения) росы состоит в том, что поверхность почвы и особенно растительности (трава, листья) охлаждается путем ночного • излучения до точки росы. Поэтому воздух, непосредственно соприкасающийся с такой поверхностью, охлаждается. Если температура его падает ниже точки росы, то происходит выделение жидкой воды на поверхности. Условием, необходимым для выделения росы, является ясная и тихая погода, при которой ночное излучение особенно велико. Жидкий налет -пленка из водяных капелек, на холодных, вертикальных поверхностях в пасмурную и ветреную погоду Твердые наземные осадки (гидрометеоры) делятся на следующие основные виды: Если охлаждение до T≤Td при T<0oC при штиле, то образуются иней или твердый налет Если конденсация происходит вследствие охлаждения твердых границ до T≤Td и T<<0oC (очень низких температурах) ,то количество пара мало и только на остриях образуется изморозь иней –ледяные кристаллы различной формы, длиной порядка миллиметров, при тех же условиях, что роса, но только при отрицательных температурах поверхности. Изморозью называют рыхлые белые кристаллы, нарастающие на ветвях деревьев, проводах, и других тонких предметах. Эти кристаллы образуют длинные, легко осыпающиеся нити. Изморозь нарастает при значительных морозах и, как правило, при тумане. твердый налет Хорошо известен искусственный вид подобного налета: в отапливаемых жилых помещениях в холодное время года таким образом часто запотевают изнутри оконные стекла. Фотохимический туман (смог) представляет собой не туман из капель воды, а капли растворов химических веществ, образующихся на свету из выхлопных газов • Смог возникает в результате фотохимических реакций нефтепродуктов при определенных условиях: • наличии в атмосфере высокой концентрации оксидов азота, углеводородов и других загрязнителей, • интенсивной солнечной радиации и безветрия или очень слабого ветра Благоприятные условия для тумана и смога – инверсии Нормально, если температура воздуха убывает с высотой Инверсия – это когда температура Воздуха в некотором слое Растет с высотой В инверсиях конвекция не возможна, и в воздухе копится всякая грязь Гололед и обледенение самолетов • Особенно важное практическое значение имеет образование ледяного налета на земной поверхности и на предметах в результате выпадения мороси или дождя и при осаждении обильного тумана. Это явление называется гололедом. Гололед, таким образом, не выделяется из воздуха путем непосредственной сублимации на наземных предметах, как рассмотренные выше виды твердых гидрометеоров. Для его образования необходимо выпадение переохлажденных капелек, возникших в атмосфере.