Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 76
Текст из файла (страница 76)
С другой стороны, если г1(0) постоянно, а рост бо обусловлен увеличением пь то, поскольку ч = и,/п, фиксировано, с увеличением п1 растет и пр. Это означает, что водяной пар сублимируется на большем числе кристаллов, что н вызывает уменьшение их конечного радиуса г* при увеличе- Отметим частный случай, когда т- О. В этом случае радиус капель со временем, очевидно, не будет изменяться: гз(1)= г1(0). Из интеграла (4.5) следует при этом условии обычная формула для изменения радиуса ледяной частицы во времени: г, (!) = 20 (аз — аз) Более полно теория кристаллизации переохлажденного облака рассмотрена в серии работ В. И. Беляева. Им учтены полидисперсность облака, влияние турбулентности на распростра- 5: пение кристаллов в облаке, повышение температуры кристаллов за счет сублимации водяного пара на них и некоторые други гие эффекты.
збз Тумаим Облака, тумаки и осадки Глава 16 Туманы Впд тумана и дымки Дальность видимости Сильный туман .. .. ......... к. 50 м Умеренный туман .. . . ..... ...... 50 †5 м Слабый туман . . . .., ... 500 †10 и Сильная дымка.......,........ ! — 2 нм Умеренная дымка .........
2 — 4 км Слабая дымка......, ... 4 — 1О кч Важнейшей характеристикой туманов является их водность. Абсопютной водносгью гуианов (равно как облаков н осадков) называют массу капель воды и кристаллов льда, содержащихся в единичном объеме воздуха (чаще всего в 1 м').
Удельная водность — это масса капель воды и кристаллов льда в 1 кг воздуха. Нередко абсолютную водность называют просто водностью. 1 физические условия образования и классификация туманов В тумане вода находится в двух, а при низких отрицательных температурах в трех фазовых состояниях. Введем новую величину Я вЂ” абсолютное влагосодержание воздуха, под которым бу' Всюду в книге под дальностью видимости понимается метеорологическая дальность видимости 8~, т.е.
дальность пидпмоетп черного пред- мета е угловыми рвзмерамп пе менее 0,3', проентпрующегося нд фоне неба, е светлое время суток. Туман и дымка представляют собой результат конденсации водяного пара в непосредственной близости к земной поверхности (в приземном слое атмосферы). Туманом называют совокупность взвешенных в воздухе капель воды или кристаллов льда, ухудшающих дальность видимости' до значений менее 1 км. При видимости от 1 до 10 км эта совокупность взвешенных капель или кристаллов льда носит название дымки. Наряду с понятием дымки существует понятие мглы, которая представляет собой совокупность взвешенных в воздухе твердых частиц, ухудшающих видимость до 1О км и менее.
Мгла отличается от тумана и дымки тем, что относительная влажность в ней, как правило, значительно меньше 100 %, В зависимости от дальности видимости различают следующие виды туманов и дымок (по интенсивности); дем понимать суммарную массу водяного пара (а), капель воды и кристаллов льда (6*) в 1 м' воздуха, т. е. Я = а + Ь*. В этом равенстве а представляет собой абсолютную влажность, 6о — водность тумана.
До момента образования тумана 6*=0 и Я = а; в тумане абсолютная влажность близка к насыщающей (а ), которая является функцией только температуры Т, Для тумана Ь* = Я вЂ” а (Т). И' го соотношения следует, что водность тумана может возрстать под влиянием: 1) увеличения влагосодержания воздуха Я; 2) понижения температуры воздуха, с которым связано уменьшение а (Т). С количественной стороны' изменение влагосодержания и температуры воздуха описывается с помощью тех дифференциальных уравнений, которые приведены в главах 9 и 14.
Решение этих уравнений для некоторых частных случаев дано в п. 3 настоящей главы. Здесь же процесс туманообразования анализируется с качественной стороны, Влагосодержание индивидуальной массы воздуха может увеличиваться под влиянием: 1) испарения воды с земной поверхности, 2) горизонтального и вертикального перемешивания. Понижение температуру той же массы воздуха происходит вследствие: едствие: 1) турбулентного и молекулярного теплообмена с окружающими ее массами воздуха и земной поверхност, ) рдиационного выхолаживания, 3) адиабитического расширения массы воздуха при ее вертикальных движениях.
Если рассматривается фиксированная точка (область) пространства, то наряду с указанными процессами на изменение влагосодержания и температуры в ней оказывают влияние горизоный перенос (адвекция) и вертикальные движения воздуха. тальный п Рассмотрим кратко механизм образования тумана под вл иянием указанных выше процессов. Испарение. Скорость испарения пропорциональна разности Š—, где Š— давление насыщения при температуре испаряюхе. щей поверхности, е — истинное давление водяного пара в возду Испарение может происходить лишь до тех пор, пока е .Еб. П сть Š— давление насыщения при температуре воздуха. Если температура воздуха больше температуры испаряющей поверхности, то Е=-Ео. Испарение прекратится, когда = о Это означает, что в таком случае состояние насыщения не может быть достигнуто.
Если температура испаряющей поверхности выше температуры воздуха, то Е,'= Е, т. е. испарение будет продолжаться и после того, как водяной пар достигнет состояния насыщения, когда его давление е = Е ..Ео. Облака, тумаки а осадка При отсутствии ядер конденсации воздух оказался бы переса ия в насыщенным водяным.
паром. При наличии я и ядер начнется кондениспарения. с ция водяного пара, которая и приведет к обра зованию тумана Таким образом, туман может образоваться под влиянием испарения с поверхности теплой воды в относительно холод у . у ловня наблюдаются при движении холодной воз шо ный возной массы над бол но воздушповерхностью. олее теплой водной (или сильно увлажненной) Туманы, об азов манов исаа е р авшиеся путем испарения, носят название туиспа ен спарения (иногда туманов морских испаре ").
Т р ия особенно часто образуются над арктическими мо ями, где темпе ат а п р ур оверхности льда или снега значительно ниже кими морями, температуры открытой воды. Поэтому воздух, перемеща емещавш яйся д дом илн материком, при переходе на водную поверхность од влиянием интеноказывается значительно холоднее воды. По в сивного испарения с водной поверхности над поль !ньями о раб Следует заметить, что в связи с прогреванием воздуха снизу он становится неустойчивым над водной поверхностью. Неустойчивость способствует развитию интенсивного турбулентного теплоп иводном с и влагообмена.
Но неустойчивость развивается ( р ном) слое. Выше этого слоя сохраняется инверсия, которая образовалась в воздушной массе при движении ее над льдом вается п или материком. Благодаря этой инверсии водя й тся под ней, и туман образуется во всем нижнем слое, от поверхности воды до инверсии. Испарение воды играет заметную роль в образовании тумана над озерами и реками осенью, а также ночью, когда воздух при перемещении с суши оказывается холоднее во ы.
0 ды. днако основр ь в о разовании таких туманов играет радиационное ждення. охлаждение воздуха. Испарение лишь усиливае фф т эффект охлаТуманы испарения над Кольским заливом (Баренцево море) детально исследованы в двух экспедициях, проведенных Главной и М. П. Тимо еева. Т рале 1953 и 1954 гг. под руководством П. А. Во м .. оронцова имофеева. Туманы испарения над Кольским заливом образуются при натекании сильно выхоложенного воздуха континентального происхождения на водную поверхность, имеющую температуру около 0'С, Парение залива начинается при температуре воздуха (на высоте 2 м) — 11'С и ниже. Чем ниже температура натекающего воздуха, тем интенсивнее испарение и туман, образующийся над водной поверхностью.
С е ние ( варь и фев аль р ф р ь) значения вертикальных градиентов температуры в различных слоях даны в табл. 16.1. 16 твмаим ф. Ч Таблица 1бл. Вертикальные градиенты температуры ('С/160 м) над Кольским заливом Збд Слил, и р:.-' гол й:. 2-25 ~ 25 — 50 ~ 50- 100 ~ !ОО- 150 ~ 150-200 ~ 200-500 ~ ЗОΠ†4 При тумане !964 2,0 1,2 — 0,6 — 1,8 — 2,0 — 1,7 — 3,2 Вез тумана 1964 2,0 1,2 0,6 0,6 0,6 — 0,6 — 0,9 Из табл. 16.! следует, что в приводном слое (до высоты около 50 м) существенного различия в распределении температуры в дни с туманами и без них ие наблюдается: стратификация этого слоя в том и другом случае неустойчивая (у>у,). Выше этого слоя различия существенны, В дни с туманами на высоте 60 — 100 м гм ХОО був. 72 -25 гоо 1ОО Рнс.
!6.1. Высота инверсии ()) и температура воздуха на уровне 2 м (2) при туманах Разной интенсивности. -5 аз, О СильлыеуыервлныеСлвбыеСлвбыв Туивлв высокие высокие высокие ливлив ле10 наблюдается резкий переход к инверсии температуры (отрицательные значения у). В дни без туманов падение температуры наблюдается до высоты 200 — 300 м. В этом случае водяной пар переносится в более высокие слои, что не способствует образованию тумана. Положение нижней границы инверсии, под которой образуются туманы различной интенсивности, и температура на уровне 2 м при этих туманах представлены на рис. 16.1. Согласно этому рисунку, чем ниже начинается инверсия и чем ниже температура натекающего воздуха, тем интенсивнее туман испаре- Обяака, туыааы к осадка Зоб тумааы ния.
Скорость ветра в слое 2 — 50 м при тумане испарения составляла 3,5 — 4,5 м/с. Над Боденским озером (Швейцария) туманы возникают также при натекании воздуха более холодного, чем водная поверхность. Наибольшую повторяемость (30 — 40 % ) имеют туманы, образующиеся при разности АТ = Т, — Т, равной 4 — 6'С (здесь Т,— температура воды, Т вЂ” температура натекающего воздуха). Однако нередки случаи образования тумана (их повторяемость 5 — 7%), когда разность ХТ превышает 16'С.
Существенного различия в повторяемости разностей ЬТ в летнюю и зимнюю половину года не отмечено. Процесс образования тумана испарения исследован также в лабораторных условиях. При этом установлено, что чем больше относительная влажность 1 натекающего воздуха, тем меньше разность температур ЬТ, которая необходима для образования тумана.
Получены следующие минимальные значения разности ЬТ: 80 80 — 75 75 — 70 !0,3 12,6 14,5 1 %, ЬТ 'С 90 — 85 8,6 85 — 80 9,7 Разность ЬТ возрастает с увеличением скорости движения воздуха и над водной поверхностью (табл. !6.2), что можно объяснить влиянием перемешивания, которое при более высоких значениях и распространяется на слой большей толщины. Табяяаа 18.2. Заяясяыоеть разности 57 от.скоростя дяяженяя яоздуха зг 'с аг с и ми и м/с Перемешивание, Перемешивание масс воздуха с различными термогигрометрическими свойствами может происходить как в горизонтальном, так н вертикальном направлении.
При определенных условиях в результате перемешивания (илн смешения) масс воздуха может образоваться туман. Условия образования тумана под влиянием смешения можно пояснить графически (рис. 16.2). На рисунке точками А (еь Т~) и В (ея, Тз) изображено состояние масс воздуха до смешения. Точка С характеризует состояние воздуха после смешения. Она лежит на прямой, соединяющей точки А и В (при т1= тя точка С делит АВ пополам).
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
