5.5.2. Серпанок, тумани

В результаті конденсації або сублімації водяної пари в атмосфері утворюються крапельки води або кристали льоду, які зменшують прозорість повітря і погіршують видимість наземних предметів.

Загальне поняття про видимість та метеорологічну дальність видимості. У найзагальнішій формі видимість трактується як можливість зорового сприйняття віддалених від спостерігача об’єктів. Атмосферна видимість – це можливість зорового сприйняття віддалених об’єктів за наявності між спостерігачем і спостережуваним об’єктом шару повітря деякої мутності.

Видимість характеризується або ступенем видимості (розрізнюваністю), який визначає, наскільки чітко видно з даної відстані об’єкт, або ж дальністю видимості, яка визначається відстанню, на якій об’єкт видно на межі зорового сприйняття. У метеорологічній практиці більш затребуваною є інформація щодо дальності видимості.

Дальність видимості у світлий час доби абсолютно чорного об'єкта великих кутових розмірів (не менше 20′), який проектується на фоні неба поблизу горизонту, називається метеорологічною дальністю видимості (МДВ). Її вимірюють у кілометрах, за дуже поганої видимості – у метрах.

За відсутності очевидних ознак вологого і сухого помутніння повітря можна вважати чистим. Здебільшого саме таким є арктичне повітря. Дальність видимості у чистому повітрі перевищує 30 км. Таке повітря упізнається за чіткою розрізнюваністю деталей і чистотою кольорів ландшафтів, а також за різкими обрисами хмар і гір на горизонті, темно-блакитним кольором неба в зеніті і чистими зеленуватими відтінками неба без ознак білуватості поблизу горизонту (А.Д. Заморский, 1959).

При слабкому помутнінні, зумовленому наявністю у повітрі найдрібніших, розміром до 0,1 мкм, краплинок води і кристаликів льоду, дальність видимості у ньому зменшується до 10–30 км. Таке значення дальності видимості часто спостерігається у помірних широтах. Загальне уявлення про погодні умови, які погіршують дальність видимості до 10 км і менше, дає табл. 5.2.

Таблиця 5.2

Осереднені значення дальності видимості в атмосферних явищах різної інтенсивності, м

Атмосферне явище	Інтенсивність явища
	сильна	помірна	слабка
Туман	50	50–500	500–1000
Хуртовина	50	50–500	500–1000
Зливовий сніг	100	500–1000	–
Пилова буря	1000	1000–1200	–
Імла	1000	1000–2000	2000–6000
Загальна хуртовина	500–1000	1000–2000	2000–4000
Дощ	500–2000	2000–4000	4000–10 000
Сніг, крупа	500–2000	2000–4000	4000–10 000
Низова хуртовина	1000–2000	2000–4000	4000–10 000
Мряка	1000–2000	2000–4000	4000–10 000
Серпанок	1000–2000	2000–4000	4000–10 000

На аеродромах МДВ визначається візуальним спостереженням за обраними орієнтирами (вогнями). Для цього складаються схеми орієнтирів видимості для світлого і темного часу доби.

Крім того, МДВ визначається уздовж ЗПС інструментально за допомогою реєстраторів дальності видимості або фотометричних вимірювачів.

На аеродромах, обладнаних вогнями великої інтенсивності (ВВІ) уночі, а при МДВ менше 2 000 м і вдень, визначається видимість ВВІ. Вона визначається у метрах за фактичною відстанню від місця спостереження до останнього видимого ВВІ.

Атмосферна видимість вирізняється значною мінливістю у просторі і в часі, що пояснюється такою ж несталістю загальних погодних умов, які і визначають зміну прозорості атмосфери в різній синоптичній обстановці.

Серпанок. При слабкому помутнінні атмосфери, спричиненому зваженими у ньому продуктами конденсації (сублімації) водяної пари, виникає серпанок. Метеорологічна дальність видимості при серпанках становить 1–10 км.

Діаметр крапель води або кристалів льоду в серпанках не перевищує 1 мкм. При розсіюванні світла такими малими частинками змінюється зорове сприйняття віддалених предметів, які наче огортаються тонкою синьо-сірою вуаллю. Предмети білого кольору, а також самосвітні об'єкти при утворенні серпанку забарвлюються у жовтуваті відтінки. Зміна забарвлення предметів при серпанку спричинена опалесценцією –розсіюванням світла мутним та оптично неоднорідним середовищем. При більших розмірах частинок серпанок надає предметам білуватого або сіруватого кольору.

Залежно від інтенсивності прояву, усі серпанки поділяються на слабкі (горизонтальна дальність видимості становить від 4 до 10 км), помірні (від 2 до 4 км) та сильні (від 1 до 2 км).

Туман та імла. Туманом називається скупчення продуктів конденсації водяної пари у нижніх шарах атмосфери, що супроводжується погіршенням горизонтальної видимості до 1 км і менше. За інтенсивністю прояву тумани поділяються на слабкі (горизонтальна дальність видимості від 500 до 1000 м), помірні (від 100 до 500 м) та сильні (менше 100 м).

Потрібно, однак, мати на увазі, що в приземному шарі повітря таке значне зниження дальності видимості може спричинятися не тільки продуктами конденсації, але й твердими домішками.

Скупчення зважених у приземному шарі повітря твердих частинок пилу, диму і гару, яке супроводжується значним помутнінням атмосфери, називається імлою. Найчастіше імла спостерігається при сухій і жаркій погоді у степах і пустелях, а також при лісових і торф’яних пожежах, вулканічних виверженнях тощо. У великих містах і промислових центрах з потужними антропогенними джерелами викидів спостерігається так звана міська імла.

Види туманів. Залежно від елементів, з яких складаються тумани, вони поділяються на водяні та льодяні. Водяні тумани складаються із крапель води, а льодяні – з дрібних льодяних кристаликів у формі стовпчиків.

При від'ємних температурах крапельки води замерзають не одразу, а тому при слабких і помірних морозах здебільшого утворюються крапельно-рідинні переохолоджені тумани. При температурі нижче ‑20°C переважають льодяні тумани. Вони добре знайомі жителям Сибіру й Аляски.

Утворення туману дуже залежить від вертикального розподілу водяної пари у повітрі. Туман виникає, якщо масова частка водяної пари з висотою зростає.

За синоптичними умовами утворення тумани поділяються на внутрішньомасові і фронтальні (див. рис. 5.4). Внутрішньомасові тумани виникають в однорідній повітряній масі, а фронтальні, як правило, утворюються на атмосферних фронтах.

Внутрішньомасові тумани за фізичними умовами утворення можуть бути:

• туманами охолодження, які виникають внаслідок охолодження земної поверхні, а від неї і нижніх шарів атмосфери;

• туманами випаровування, які зумовлені випаровуванням вологи з поверхні, що має вищу температуру, у середовище з нижчою температурою;

• туманами змішування, які спричинені змішуванням двох повітряних мас, насичених водяною парою, але з різними температурами.

У свою чергу, серед туманів охолодження виділяються ще три групи туманів:

• радіаційні тумани, які виникають здебільшого в ясні і тихі ночі внаслідок охолодження земної поверхні шляхом випромінювання тепла;

• адвективні тумани, що спричинені адвекцією, тобто надходженням теплого повітря на холодну підстильну поверхню. Така адвекція спостерігається переважно у таких випадках: 1) при переміщенні повітря з низьких широт у високі, 2) при надходженні влітку прогрітого континентального повітря на холодну поверхню моря, або взимку при надходженні теплого морського повітря на холодний континент, 3) при переміщенні повітря з районів теплих морських течій на холодні водні простори;

• тумани схилів, які виникають при піднятті повітря по схилам гір.

Тумани випаровування найчастіше виникають на озерах, річках та болотах в осінню пору, коли температура поверхні, із якої відбувається випаровування, вища за температуру оточуючого повітря.

Головною причиною утворення фронтальних туманів є насичення повітря водяною парою при випаданні атмосферних опадів. Ще одним чинником, який зумовлює їх виникнення, є падіння тиску перед фронтом.

Розміри частинок туману змінюються від часток мікрометра до десятків (а кристалів – до сотень) мікрометрів. Густі тумани, які складаються з великих (понад 20 мкм) крапель води, інтенсивно змочують предмети. При досягненні діаметру крапель 50–100 мкм, вони починають мрячити.

Туман може складатися як із крапельок практично однакового розміру (т. зв. монодисперсний туман), так із крапель різних розмірів (полідисперсний туман). Переважання великих або дрібних крапель у тумані залежить від температури повітря: чим вона вища, тим більше великих крапель. При додатних температурах переважають крапельки радіусом 7–12 мкм, при від'ємних – 2–5 мкм. Теплий туман складається з крупніших крапельок, холодний – з дрібніших.

Водність туманів. Важливою характеристикою туманів є їх водність – маса крапель води і кристаликів льоду, з яких вони складаються, в одиничному об’ємі (абсолютна водність, г/м³) або одиничній масі (питома водність, г/кг). Водність туманів змінюється в широких межах: від 10^‑3–10^‑2 г/м³ до 1,5–2,0 г/м³.

Водність туманів визначають не тільки розміри крапель, але й те, наскільки щільно вони "упаковані". В одному кубічному сантиметрі в слабкому тумані налічується 50–100 крапельок, а в густому – 500–600, тобто майже у десять разів більше. Число кристалів у кубічному сантиметрі льодяного туману зазвичай менше 100. Тому льодяні тумани, як правило, не бувають дуже густими.

Добовий і річний хід туманів. Добовий хід туманів характеризується нічним і, особливо, ранковим максимумом та денним мінімумом. Протягом року найчастіше тумани спостерігаються у перехідні сезони року.

На повторюваність та інтенсивність туманів сильно впливають місцеві умови, зокрема, забрудненість повітря (табл. 5.3).

Таблиця 5.3

Число днів із туманами у Києві та його передмісті

Метео­станція	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	За рік
Київ – Жуляни	11	8	9	5	1	1	1	3	5	9	13	11	77
Бориспіль	9	5	7	3	1	1	1	2	3	8	9	8	57