12. Добовий і річний хід характеристик вологості повітря.
Кількість водяної пари в атмосфері дуже мінлива у просторі і часі. Існує добовий і річний хід характеристик вологості повітря. Так парціальний тиск водяної пари влітку приблизно у три рази вищий ніж взимку. Річний хід має і масова частка водяної пари. Відносна вологість змінюється за часом протилежно (дзеркально) змінюванню температури повітря. Особливості добового і річного ходу вологості повітря досліджуються за допомогою графіків добового і річного ходу і порівнянням зі змінами температури, хмарності.
Значення величини парціального тиску водяної пари біля поверхні землі залежать від географічного положення пункту спостереження і сезону. Влітку парціальний тиск у три рази перевищує зимові значення.
Добовий хід парціального тиску добре виявляється у теплу половину року. На узбережжі максимальні значення спостерігаються у часи близькі до місцевого полудня, коли інтенсивність сонячної радіації і випаровування максимальні. У континентальних районах максимум спостерігається у ранкові часи, бо вдень неупорядковані турбулентні вертикальні токи і конвективні упорядковані рухи переносять пару у більш високі шари.
Зі збільшенням висоти парціальний тиск швидко зменшується. Існую емпірична формула Ганна для визначення парціального тиску на висоті z за даними на висоті z=1м:
(4.37)
Відповідно формулі Ганна тиск на висоті 6,3 м зменшується у 10 разів і у 100 разів на висоті 0,630 км.
Масова частка водяної пари також має добовий і річний хід подібний до парціального тиску у всій тропосфері. З висотою вона також зменшується .У конкретних випадках може спостерігатися і зростання вологості у шарі атмосфери біля земної поверхні.
25. Конденсаційне зростання крапель у хмарах
Краплі, що складають хмари, не знаходяться у незмінному стані, бо процеси конденсації та випаровування ідуть безперервно. Капля буде зростати, якщо E > EК і буде випаровуватися, якщо E< E К, де E ( тиск насичення водяної пари у повітрі, ЕК ( тиск насичення водяної пари над краплею.
Якщо відстані між краплями значно більші за радіуси крапель, то можна вважати, що процеси зростання одиночної крапля незалежні один від одного. Якщо до краплі радіусом r, за одну секунду припливає і конденсується водяна пара то маса краплі зростає.
Конденсаційне зростання хмарних крапель можливе при пересиченні в хмарі. Швидкість конденсаційного зростання радіуса краплі описується виразом
ﾵ ﾧ (4.43)
де k = 1,74 . 10-7 см2/ (гПа(с); е − парціальний тиск водяної пари у повітрі; ЕК − тиск насиченої водяної пари над краплею; F − вітровий коефіцієнт; rK − радіус краплі ( у см) .
Час конденсаційного зростання (() краплі від радіусу r1 до радіусу r2, при умові, що r22 >> r12, визначається за формулою
ﾵ ﾧ, (4.44)
де ﾵ ﾧ- різниця відносної і рівноважної вологості, значення [r] = см, а [( ]= с.
Питання: Коли буде конденсаційне зростання крапель у хмарах якщо S ( масова частка водяної пари у повітрі та SК ( масова частка водяної пари над каплею
А) S > SК . Б) S= S К . В) S< S К,
26. Коагуляційне зростання крапель у хмарах
Внаслідок злиття хмарних елементів при молекулярній та турбулентній дифузії, гідродинамічного і електростатичного процесів виникають краплі ( кристали) різного розміру і ваги, які падають під дією гравітаційної сили з різною швидкістю.
Молекулярна або броунівська коагуляція( злиття дрібних крапель, що приймають участь у дифузійних рухах як молекули.
Турбулентна коагуляція визначаються напруженістю неупорядкованих слабких рухів і сприяє виникненню дуже дрібних крапель.
Гідродинамічна коагуляція ( злиття двох крапель, які рухаються паралельно і відстань між якими дуже мала.
Електростатична коагуляція ( злиття крапель, що несуть різні за знаком електричні заряди і знаходяться поруч одна з одною.
Роль цих видів коагуляції у тому, що завдяки їм хмара стає полідисперсною: складається з краплинок різного розміру, тобто різної ваги.
Гравітаційна коагуляція ( основний чинник зростання крапель у хмарі до розмірів дощових крапель. Великі і середні краплі більш важкі і падають з більшою швидкістю, доганяють малі та поглинають їх, що призводить до швидкого та ефективного зростання.
Швидкість зростання крапель за рахунок гравітаційної коагуляції визначається за формулою
ﾵ ﾧ , (4.45)
де Е − коефіцієнт захоплення (або злиття); ( − водність хмари (г/см3); V− швидкість падіння крапель; (к − густина краплі.
Швидкість падіння крапель і льодяних частинок в атмосфері. Швидкість падіння малих крапель із радіусом r <50 мкм описується законом Стокса:
V = С ( r2 , (4.46)
де С − коефіцієнт Стокса, який при температурі t = 00 дорівнює С = 1,26 ( 106 [1/смﾵ ﾧ с].
Для крапель з радіусом r =50÷ 600 мкм використовують наступну наближену формулу
V= ﾵ ﾧ( r, (4.47)
де ﾵ ﾧ = 8 ( 103 с-1.
Якщо радіус краплі більший за 600 мкм (0,6 мм), для визначення швидкості падіння використовують формулу
ﾵ ﾧ, (4.48)
де ( = 2 (103 см 0, 5(с-1.
Питання. Які процеси найбільшою мірою визначають коагуляційне зростання крапель у хмарах
А) Турбулентна коагуляція. Б) Гравітаційна коагуляція. В) Гідродинамічна коагуляція.
27. Наземна конденсація
Потік водяної пари в атмосфері може бути від’ємним (спрямованим до підстильної поверхні), якщо масова частка водяної пари зростає з висотою. Доки температура повітря поблизу поверхні не досягла температури точки роси, водяна пара проникає у пори грунту і поповнює запас вологи у грунті. Якщо температура повітря біля земної поверхні, а також температура грунту, рослин стає нижчою за точку роси, то процес конденсації починається безпосередньо на земній поверхні, рослинах та всяких предметів і супроводжується виникненням таких явищ наземної конденсації, як роса та іній, твердиий та рідкий наліт, паморозь.
Роса та іній. Основний чинник виникнення роси та інію ( ночне радіаційне вихолодження земної поверхні. Якщо повітря відносно чисте і кількість ядер конденсації мала, конденсація починається на земній поверхні ( випадає роса. При від’ємній температурі діє процес сублімації і виникає тверда фаза ( лід, таке явище має назву іній. Роса може дати шар опадів 0,05-0,15 мм за ніч і до 10-50 мм за рік.
Твердий та рідкий наліт. Це явище обумовлено різкою зміною повітряних мас, коли замість холодної повітряної маси приходить тепла і волога. Тепле вологе повітря торкається холодних предметів (навітряних стін будівель, товстих дерев) охолоджується і конденсується ( формується тонка плівка рідкої води ( рідкий наліт. Коли повітряна маса, що заміщується, має дуже низькі від’ємні температури, то виникає твердий наліт, що може бути кристалічним, льодяним, зернистим.
Паморозь ( білий рихлий осад, що виникає на гілках кущів, дерев, стовпах, дротах при намерзанні крапель переохолодженого туману: (зерниста паморозь) або сублімації (кристалічна паморозь). Паморозь спостерігається у туманну морозну погоду і не має добового ходу.
Гололід ( твердий лід, що утворюється при осадженні переохолоджених крапель дощу або мряки на навітряному боці різних предметів, дротах, гілках і на земній поверхні. Товщина льоду може сягати кількох сантиметрів. Сприятливими умовами є температура повітря від 0 до (7 0С. Дуже загрозливе явище, що приносить великі руйнування і збитки.
Питання. Наземна конденсація це:
А) опади. Б) снег В) паморозь