33. Конденсация в атмосфере, облака, микроструктура и водность облаков, генетические типы облаков.

Конденсация – переход воды из газообразного состояния в жидкое. При конденсации в атмосфере образуются мельчайшие капли воды. Более крупные капли образуются путем слияния мелких капель или в результате таяния ледяных кристаллов. Конденсация начинается, если воздух достигает насыщения (обычно при адиабатическом охлаждении). В атмосферных условиях помимо конденсации может происходить и сублимация.

Облака – скопления продуктов конденсации (капель и кристаллов) - облачных элементов в атмосфере, видимые простым глазом. Вес облачных элементов уравновешивается силой трения. Турбулентные движения в атмосфере препятствуют выпадению этих мелких капель и кристаллов. Облака переносятся воздушными течениями. При уменьшении относительной влажности они испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется и выпадает на земную поверхность в виде осадков. Элементы облака все время испаряются и выпадают заново. Далеко не все капли в облаке взвешены. Многие достигают нижней границы, но там испаряются.

По фазовому состоянию облачных элементов облака делятся на три класса: водяные (капельные), смешанные и ледяные (кристаллические). Границы существования этих типов облаков: -10 и -30С соответственно. В теплое время года каждому классу облаков соответствует определенный ярус, в холодное время ледяные облака могут возникать даже в нижнем ярусе.

Размеры капель в облаках варьируют в широких пределах. Обычно это 3-20 мкм (умеренные широты), капли размером 100 мкм и более обычно выпадают. В облаках обычно преобладают кристаллы, имеющие форму гексагональных пластинок или призм – полные кристаллы. При дальнейшей кристаллизации они растут, на их углах появляются лучи, кристаллы превращаются в шестилучевые звезды – снежинки.

Водность облака – масса капель воды и кристаллов льда в единичном объеме облачного воздуха. Размеры облачных элементов настолько малы, что в 1 м³ облачного воздуха обычно содержится 0,1-0,3 г воды. Наибольшая водность характерна для кучевых облаков – 5 г/м³. В кристаллических облаках водность еще меньше, чем в водяных. Поскольку только часть водяного пара переходит в капли при конденсации, водность всегда меньше абсолютной влажности, измеряющейся целыми граммами на м³.

34. Характеристики влажности воздуха. Суточный и годовой ход давления и влажности.

Влажность воздуха прежде всего зависит от того, сколько водяного пара поступает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. В то же время в каждом месте влажность зависит от атмосферной циркуляции. Наконец для каждой температуры существует некоторое предельное влагосодержание.

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере используют различные характеристики влажности воздуха. Основная и наиболее употребительная характеристика влажности – парциальное давление водяного пара e. Также широко используется относительная влажность f, равная отношению фактического давления пара к давлению насыщенного пара при данной температуре, выраженному в процентах: .

Абсолютная влажность а – масса водяного пара в граммах в 1 м³ воздуха, т.е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на м³. Если плотность водяного пара _w = 0,622e/R_dT выразить в г/м³, а е – в гПа, получится выражения для абсолютной влажности

Абсолютная влажность воздуха меняется при адиабатических процессах. При расширении воздуха его объем увеличивается, то же количество водяного пара распределяется на больший объем, абсолютная влажность уменьшается. При сжатии она растет.

Удельная влажность (массовая доля водяного пара) q – отношение массы водяного пара в некотором объеме к общей массе влажного воздуха в том же объеме. Если объем равен 1 м³, то массы численно равны плотностям и q = _w/. С учетом формул для плотности водяного пара и плотности влажного воздуха (см. вопрос №15) можно записать: .

Удельная влажность – безразмерная величина. Ее значения всегда очень малы. Удельную влажность обычно выражают в промилле или в г/кг (число граммов водяного пара в кг воздуха). При адиабатических процессах удельная масса не изменяется, поскольку не меняется масса воздуха (только объем).

Отношение смеси S – отношение массы водяного пара к массе сухого воздуха в том же объеме. Если объем равен 1 м³, то S = _w/_d или

.

Так же, как и удельную влажность, отношение смеси на практике обычно выражают в г/кг: числом граммов водяного пара на кг сухого воздуха.

Точка росы  – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар достигает насыщения при неизменном общем давлении воздуха. Очевидно, что чем меньше разница между фактической температурой воздуха и точкой росы, тем ближе воздух к состоянию насыщения.

Дефицит точки росы  - разность между фактической температурой воздуха и точкой росы:  = Т - .

Дефицит насыщения D – разность между давлением насыщенного пара Е при данной температуре и фактическим давлением водяного пара в воздухе: D = E – e. Иначе говоря, дефицит насыщения, сколько водяного пара (в единицах давления) не достает для насыщения воздуха при данной температуре.

Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда меньше, чем на поверхности почвы на 1/3. Над поверхностью моря условия более сложные. Минимум в суточном ходе температуры наблюдается у земной поверхности сразу после восхода Солнца, максимум – в 14-15 часов. Суточный ход может сильно отклоняться от указанных средних условий вследствие изменения условий облачности и адвекции – непериодические изменения температуры.

Суточная амплитуда температуры воздуха определяется амплитудой температуры на поверхности почвы, которая, в свою очередь, зависит от облачности, широты (убывает с увеличением широты, т.к. меньше максимальная высота Солнца над горизонтом), характера почвенного покрова. Суточная температура больше в вогнутых формах рельефа, меньше на выпуклых. Суточные амплитуды воздуха над морем обычно больше амплитуд на поверхности воды.

Передача тепла в атмосфере происходит не только радиационным путем, но и посредством турбулентной теплопроводности. Поскольку воздух более подвижен, суточные колебания температуры в нем передаются на более мощный слой, чем в океане. Даже на высоте 2-5 км наблюдается суточная амплитуда 0,5-1, суточный максимум смещен на вечер. Суточные колебания (очень небольшие) обнаружены даже в нижней стратосфере, но там они обусловлены поглощением радиации воздухом.

Суточный и годовой ход влажности воздуха

Содержание влаги в воздухе у земной поверхности в общем связано с периодическими изменениями температуры. В суточном ходе парциальное давление пара в прибрежных районах, над морями и океанами изменяется параллельно ходу температуры воздуха: увеличивается днем, с наступлением максимума после полудня, в 14-15 часов, а минимума - перед восходом солнца. Аналогичен суточный ход в глубине матери-ков в холодное время года. Летом над материками наблюда-ется минимум рано утром и в 15-16 часов, максимум - в 9 и 21-22 часа. Падение влагосодержания днем происходит из-за развития конвекции при нагревании земной поверхности. Годовой ход парциального давления пара совпадает с ходом температуры воздуха и над сушей, и над океанами, с максиму-мом летом и минимумом зимой.

Ход относительной влажности воздуха противоположен ходу температуры, так как давление насыщения увеличивается с повышением температуры быстрее, чем возрастает поступ-ление водяного пара в атмосферу. Таким образом, при падении температуры относительная влажность растет, при повышении - падает. Суточный минимум влажности совпадает с суточным максимумом температуры и наступает после полудня, а суточ-ный максимум влажности приходится на время перед восходом солнца. Суточная амплитуда влажности воздуха мала над морем и в прибрежных районах, составляя зимой 5 - 7%, летом 10-15%. Над сушей амплитуда увеличивается с удалением от океанов (в Туркмении летом достигает 45%). В годовом ходе относительная влажность имеет минимальные значения летом, максимальные - зимой (в Москве, соответ-ственно, 68 и 85%). Поступление морских масс воздуха в муссонном климате нарушает эту закономерность, влажность увеличивается летом в период муссонных дождей и уменьшается зимой при выносе воздуха с материков.