Конденсація водяної пари в нижніх шарах атмосфери

Тумани

Коли в шарах повітря, прилеглих до земної поверхні, відбувається конденсація чи сублімація водяної пари, то утворені найдрібніші краплини води чи льодяні кристали зменшують прозорість повітря, і тому погіршується видимість. У результаті цього в залежності від ступеня помутніння повітря утворюється туман чи серпанок.

Туманом називають скупчення продуктів конденсації чи сублімації водяної пари в прилеглих до земної поверхні шарах повітря, що знижують горизонтальну дальність видимості до 1 км і менше. Конденсаційне помутніння при видимості більше 1 км називається серпанком.

Туман при додатних температурах складається з найдрібніших краплин води радіусом в середньому від 2 до 5 мк (мікрон); при від’ємних температурах – з переохолоджених краплин води, льодяних кристалів чи замерзлих краплин. Дослідження показали, що в більшості випадків до температури –20, –25º тумани складаються з краплин переохолодженої води, які можуть згодом замерзнути. Однак в деяких випадках переохолодження краплі в туманах ще спостерігалися при температурі повітря до –30, –40º. Тумани, що складаються з льодяних кристалів (льодяних голок), утворюються в результаті сублімації водяної пари та спостерігаються тільки при дуже низьких температурах повітря (нижче –40º).

Умови видимості в тумані залежать від його мікро-фізичних характеристик, тобто від розмірів частинок, числа їх в одиниці об’єму та водянистості туману. Під водянистістю туману розуміють кількість крапельно-рідкої вологи, що міститься в одиниці об’єму туманного повітря.

Краплі води, що утворюють серпанок, дуже малі, радіус їх менше 1 мк. При збільшені краплин серпанок може перетворитися в туман, а туман у процесі випаровування може перейти в серпанок.

У залежності від горизонтальної видимості інтенсивність серпанку чи туману оцінюють за наступними градаціями:

- Слабкий серпанок	видимість	2–10 км
- Помірний серпанок	видимість	1–2 км
- Слабкий туман	видимість	500–1000 м
- Помірний туман	видимість	200–500 м
- Сильний туман	видимість	50–200 м

Тумани утворюються звичайно в тих випадках, коли пружність водяної пари в нижніх, прилеглих до земної поверхні шарах повітря перевищує пружність насиченої пари. В деяких випадках при наявності активних ядер конденсації туман може виникнути при відносній вологості менше 100%, тобто коли пружність водяної пари ще не досягла пружності насичуючої пари над плоскою поверхнею.

Існування туману при відносній вологості менше 100% можливе також при сильних морозах, коли елементами туману являються льодяні кристали, так як пружність насичуючої пари над льодом менше, ніж над водою.

За синоптичними умовами утворення тумани ділять на дві групи:

1. внутрішньо-масові, тобто ті, що виникають у середині однорідної повітряної маси;

2. фронтальні, виникнення яких пов’язано з фронтальною діяльністю.

За фізичними умовами утворення тумани можна розділити на наступні типи:

1. тумани охолодження,

2. тумани випаровування,

3. тумани змішування.

Тумани охолодження утворюються в результаті зниження температури прилеглих до земної поверхні шарів повітря нижче точки роси. Таке охолодження може відбутися в результаті наступних причин:

а) радіаційного випромінювання,

б) натікання теплого повітря на більш холодну підстилаючу поверхню,

в) при підйомі повітря по схилу гори.

Залежності від умов охолодження тумани ділять на:

- радіаційні,

- адвективні

- тумани схилів.

Радіаційні тумани. Радіаційні тумани утворюються в результаті радіаційного охолодження ґрунту, від якого охолоджуються безпосередньо прилеглі до земної поверхні шари повітря; це охолодження поступово передається до більш високих шарів.

Утворенню радіаційних туманів сприяють наступні умови:

1. Ясна чи малохмарна погода. При цьому ефективне випромінювання досягає великої величини та створюються сприятливі умови для охолодження ґрунту і прилеглих шарів повітря.

2. Слабкий вітер. При слабкому вітрі (1–2 м / с) невеликий ступінь турбулентності сприяє охолодженню повітря від підстилаючої поверхні. Сильний вітер збільшує турбулентність і перешкоджає охолодженню нижніх шарів повітря. Тому при сильному вітрі радіаційні тумани не утворюються.

3. Достатній вологовміст у повітрі. Якщо повітря буде далеким від стану насичення, то навіть при значному охолоджені його туман не утворюється.

Вертикальна потужність радіаційних туманів різна та залежить від ступеня охолодження повітря. Якщо охолодження нижче точки роси відбувається тільки в невеликому шарі повітря, прилеглому до земної поверхні, то утворюється низький туман. Низький туман звичайно пов’язаний з приземною інверсією, яка виникає внаслідок охолодження повітря від підстилаючої поверхні, та верхня межа такого туману співпадає з верхньою межею інверсії.

Висота низького туману може бути від декількох до 100 м, а іноді він стелиться над земною поверхнею тонким шаром (нижче 2 м). У такому випадку туман називається поземним. Поземні тумани носять місцевий характер, захоплюють невеликі райони, стеляться плямами.

В утворенні низьких радіаційних туманів велику роль відіграють місцеві умови. Так, наприклад, у низинах і ярах туман може спостерігатися і тоді, коли над сусідніми височинами та рівнинами його немає. Пояснюється це тим, що в низинах створюються найбільш сприятливі умови для охолодження повітря. Слушні умови для утворення низьких радіаційних туманів виникають при наявності густого рослинного покриву.

Над великими озерами та ріками низькі радіаційні тумани звичайно не утворюються, так як їх поверхня повільно охолоджується в нічний час.

Низькі радіаційні тумани спостерігаються частіше всього восени у вечірні, нічні чи ранкові часи перед сходом сонця, до того ж чим ближче повітря до стану насичення, тим раніше утворюється туман. Після сходу сонця приземна інверсія руйнується та наземні тумани розсіюються.

Пізньою осінню чи зимою при встановленій антициклонній погоді радіаційне охолодження повітря відбувається не тільки вночі, але і вдень. У зв’язку з цим значно збільшується рівень, до якого поширюється охолодження, і туман може простягатися до висоти в декілька сотень метрів. Такий радіаційний туман називається високим.

Верхня межа поширення високого радіаційного туману співпадає з нижньою межею антициклонної інверсії стиснення. Утворення такого туману починається звичайно вгорі, так як під шаром інверсії відбувається велике скупчення водяної пари й ядер конденсації, в результаті чого виникають сприятливі умови для сильного радіаційного охолодження. Високий радіаційний туман охоплює великі простори та може триматися багато діб поспіль, слабнучи вдень.

Адвективні тумани. Адвективні тумани утворюються при русі теплого повітря над холодною підстилаючою поверхнею. Вони простягаються до висоти в декілька сотень метрів і охоплюють великі простори.

Їх утворення відбувається за наступних умов:

1. При русі тропічного повітря в більш високі широти. В цьому випадку туман частіше всього виникає в морському тропічному повітрі, яке приходить у більш високі широти. Цей вид туманів спостерігається переважно в холодну пору року, щільність їх не дуже велика у земної поверхні, але збільшується з висотою.

2. При русі теплого континентального повітря на більш холодну поверхню моря. Такі тумани спостерігаються влітку над морями. При зміні напрямку вітру вони можуть переміститися на узбережжя. Тривалість їх існування залежить від контрасту температур водяної поверхні та материка. Найбільш тривалі тумани спостерігаються на північних морях при натіканні теплого континентального повітря на холодну поверхню води.

3. При русі теплого морського повітря на холодну поверхню континенту. Цей вид туманів називають приморським. Приморські тумани можуть проникати на сотні кілометрів усередину континенту. Вони виникають на узбережжі Чорного та Балтійського морів у холодну пору року.

4. При переміщенні повітря з теплої водяної поверхні на холодну. Такі тумани утворюються в місцях зустрічі холодних і теплих морських течій. Вони називаються морськими.

Морські тумани можуть спостерігатися протягом всього року. Максимум їх повторюваності спостерігається на початку літа, коли створюється найбільший температурний контраст морських течій. До типу морських туманів відносять ті, які утворюються над льодом арктичного басейну. Такі тумани бувають у теплі пори року й обумовлені переміщенням більш теплого повітря з півдня на охолоджену поверхню води та льоду. Морські тумани поширені в районі Ньюфаундленда, де течія Гольфстріму зустрічається з холодною Лабрадорською течією, біля далекосхідного узбережжя колишнього СРСР, на межі Приморської та теплої Цусимської течії.

Адвективні тумани утворюються в будь-який час дня та можуть існувати при значних швидкостях вітру, навіть при штормових.

Тумани охолодження іноді утворюються в результаті сумісної дії двох факторів: адвекції та радіаційного охолодження. Наприклад, при вторгненні теплої повітряної маси з наступним проясненням і охолодженням її чи при вторгненні теплої маси повітря на охолоджену радіаційним шляхом підстилаючу поверхню. Утворені при цьому тумани називаються адвективно-радіаційними.

Тумани схилів. Вони утворюються внаслідок адіабатичного охолодження повітря при його підйомі по схилам гір. У такому випадку конденсація водяної пари відбувається при спокійному піднятті повітря, так як бурхливий висхідний рух призводить до утворення купчастих хмар.

Тумани випаровування. Тумани випаровування спостерігаються в тих випадках, коли температура поверхні, з якої відбувається випаровування води, вище температури повітря над нею. Утворення їх обумовлюється охолодженням і конденсацією водяної пари, що піднімається над водяною поверхнею. Випаровування при цьому може відбуватися аж при відносній вологості повітря 100% і більше. Пояснюється це тим, що дефіцит вологи, віднесений до температури поверхні, з якої відбувається випаровування (яка вище температури повітря), буде більше нуля навіть при відносній вологості повітря 100% і більше.

Тумани випаровування часто утворюються восени над ріками й озерами. В холодну пору року вони виникають над затоками морів, що не замерзають, а також над ополонками серед льоду. Найбільш сприятливі умови для утворення таких туманів створюються в тому випадку, коли сильно охолоджене над суходолом повітря спокійно натікає на більш теплу водяну поверхню.

Тумани змішування. Вони утворюються при змішуванні двох мас повітря, близьких до стану насичення, які мають різну температуру. Частіше всього такі тумани утворюються на берегах морів і озер при великому контрасті температур повітря над суходолом і водяною поверхнею і при наявності слабкого вітру.

Фронтальні тумани. Утворення фронтальних туманів пов’язано з поверхнею розділу двох повітряних мас (атмосферним фронтом). Частіше всього такі тумани спостерігаються при проходженні теплого фронту та переміщаються разом з поверхнею розділу.

Основна причина виникнення фронтальних туманів – насичення повітря при випаровуванні фронтальних опадів. Деяку роль в утворенні фронтальних туманів грає адіабатичне зниження температури повітря, пов’язане з спадом атмосферного тиску перед фронтом. Безпосередньо у поверхні розділу двох повітряних мас фронтальний туман може виникнути в результаті змішування двох мас повітря.

Таким чином, утворення фронтальних туманів обумовлено трьома причинами: випаровуванням опадів, охолодженням і змішуванням двох мас повітря.

Міські тумани. У великих містах, де в повітря викидається у великій кількості продукти фабрично-заводського виробництва, часто утворюються так звані міські тумани, що не поширюються далеко за межі міста. Своєю появою вони завдячують великій кількості ядер конденсації, при наявності яких конденсація може відбутися в ненасиченому повітрі (при відносній вологості 75–95%). Частіше всього міські тумани спричинені радіаційним охолодженням. Часто спостерігаються вони вранці в зимовий час, коли водяна пара, що міститься в повітрі, близька до стану насичення.

Добовий і річний ходи туманів. Розглядаючи добовий хід туманів, можна встановити, що максимум їх повторюваності відноситься до нічних годин, так як в цей час створюються найбільш сприятливі умови для виникнення радіаційних туманів. Мінімум спостерігається після полудня, коли відносна вологість повітря найменша.

Річний хід туманів залежить від географічних умов. Над континентами тумани частіше всього утворюються восени, над морями й океанами – весною, коли водяна поверхня найбільш холодна.

Тумани, покриваючи земну поверхню, зменшують ефективне випромінювання і тому можуть чинити корисний вплив на рослини, перешкоджаючи надмірному охолодженню їх у теплу пору року. Шкідливий вплив туманів полягає у перешкодах у роботі авіації та морського транспорту.

Імла. Імлою називається помутніння повітря, що викликане підвішеними в ньому частинок пилу, диму й ін. Імла може спостерігатися при лісних пожежах, коли в повітрі знаходиться в підвішеному стані багато твердих частинок диму, також у степах і пустелях, коли в повітря з ґрунту піднімається велика кількість найдрібніших піщинок. У більш високих широтах імла спостерігається при приході континентального тропічного повітря з південних пустель. Над великими містами утворення імли пов’язано з засміченням повітря пилом, димом й іншими продуктами виробництва. Утворення та розповсюдження імли часто пов’язане з наявністю в атмосфері приземної чи високої інверсії, тому розрізняють приземну та високу імлу.

Приземна імла утворюється в приземних шарах повітря при слабкому вітрі (1–2 м/с) і тому не розповсюджується на велику відстань від джерела помутніння. У земної поверхні щільність її найбільша, з висотою вона зменшується. При посилені вітру та розвитку конвекції руйнується приземна інверсія, разом з нею розсіюється і поземна імла.

Висока імла охоплює значно більші простори, ніж підземна, так як вона переноситься на великі відстані від джерела помутніння. Пояснюється це тим, що шари високої інверсії можуть існувати при більш значних швидкостях вітру. Найбільшої щільності висока імла досягає біля верхньої границі інверсійного шару, де в основному скупчуються замутняючі частинки. Висока імла часто спостерігається в холодну пору року, коли є сприятливі умови для утворення високої інверсії.

В залежності від інтенсивності імли видимість у ній може коливатися від 1 до 10 км. При наявності імли темні віддалені предмети приймають синюватий відтінок.

Дата добавления: 2014-01-04