Текст книги "Инженерная геоэкология"

Во второй половине дня инсоляция приводит к повышению температуры подстилающего слоя атмосферы при относительно низких температурах верхних слоев. Следствием этого являются нестабильные условия во второй половине дня. В ночное время преобладающий тепловой поток – это тепловое излучение поверхности Земли, которое приводит к охлаждению поверхности и прилегающего к ней слоя воздуха. Это способствует успокоению воздушных течений. Утром приповерхностный слой прогревается быстрее, чем более верхние слои, и вновь появляется турбулентность.

В дневное время приток тепла от Солнца может стать причиной инверсии и застоя в верхних слоях приземного слоя. Эта приподнятая инверсия характеризуется высотой своего расположения и протяженностью ослабленного смешения. Если приподнятая инверсия находится несколько выше дымовой трубы, то дым может и не пробить слой ослабленного смешения, и в таком случае выбросы вредных газов прижимаются к земле.

С точки зрения рассеяния условия в коническом шлейфе 4 удовлетворительны. Однако с точки зрения безопасности населения следует предпочесть условия 1 и 5. Случай 3 приводит к резким изменениям приземных концентраций вблизи источника и к появлению переменной задымленности. В случае 2 создается устойчивое загрязнение приземных слоев вблизи источника, что особенно опасно, если здесь расположены зоны застройки жилыми зданиями.

Термометры для измерения температуры воздуха

Психрометрический термометр используется для измерения температуры воздуха, а также влажности воздуха. Это ртутный термометр со вставной шкалой из стекла. Длина термометра около 400 мм, диаметр стеклянной оболочки – около 15 мм. Резервуар термометра шарообразной формы диаметром 912 мм. Капилляр термометра круглый с наружным диаметром 2,5 мм. Пространство над ртутью в капилляре заполняется азотом.

Психрометрические термометры выпускаются с пределами измерений от —31 до +50 °C или от —35 до +41 °C. Цена деления шкалы – 0,2 °C. Числовые отметки шкалы нанесены через каждые 5 °C. Для удобства установки термометра в специальном штативе на верхнем конце его защитной трубки укреплен металлический колпачок. Термометр устанавливается в психрометрической будке в вертикальном положении и применяется в психрометрах, что определяет его название.

Термометр спиртовой метеорологический низкоградусный (ТМ-9) служит для определения температуры воздуха ниже —35 °C; на метеорологических станциях употребляется как дополнительный к ртутному психрометрическому. Он несколько длиннее психрометрического и отличается от него термометрической жидкостью; резервуар термометра имеет форму цилиндра диаметром около 6 мм. Выпускается с пределами измерений от —71 до 21 °C или от —81 до 11 °C; цена деления шкалы 0,2 °C. Термометр устанавливается вертикально в специальном гнезде штатива рядом с психрометрическим термометром. Измерения с его помощью можно начинать при температуре воздуха —35 °C и ниже. Однако их начинают производить параллельно с психрометрическим ртутным, при температуре воздуха ниже —20 °C.

Термометр ртутный максимальный служит для измерения максимальной температуры за некоторый промежуток времени. Цена деления его шкалы 0,5 °C; пределы измерений – от —35 до +50 °C или от —20 до +70 °C. Положение конца столбика ртути относительно шкалы соответствует максимальной температуре. Показания этого термометра не должны отличаться от показаний контрольного термометра (например, психрометрического) более чем на 0,2 °C.

Термометр спиртовой минимальный применяют для измерения минимальной температуры за некоторый промежуток времени. Цена деления его шкалы – 0,5 °C; нижний предел измерений – от —75 до —41 °C, верхний – от +21 до +41 °C. Рабочее положение термометра – горизонтальное. До установки в рабочее положение минимальный термометр приподнимают резервуаром кверху и держат до тех пор, пока штифт не опустится до мениска спирта.

С течением времени градуировочные характеристики термометров меняются, вследствие чего меняется их систематическая погрешность. Изменения градуировочной характеристики и систематической погрешности этих термометров по характеру их проявления делятся на инерционные, происходящие медленно и вызывающие повышение показаний, и временные, вызывающие понижение показаний.

Для измерения температуры воздуха часто применяется пращевидный термометр. На его верхнем конце (противоположном от ртутного резервуара) укреплено кольцо, к которому привязывается шнур длиной от 0,5 до 1,0 м. Взяв шнур в руку, оператор быстро вращает термометр в горизонтальной плоскости на высоте двух метров в течение одной-двух минут. Затем делается отсчет температуры. Эту операцию повторяют несколько раз подряд до тех пор, пока два последовательных отсчета не будут разниться на 0,1 °C.

1.6. Водяной пар в атмосфере

Процесс испарения заключается в том, что молекулы воды, обладающие наибольшими скоростями, преодолевают силы молекулярного сцепления и отрываются от водной или другой испаряющей поверхности. Затем они распространяются в окружающем воздухе в результате молекулярной диффузии, конвекции и турбулентного перемешивания воздуха. Воздушными течениями пар переносится на большие расстояния в горизонтальном направлении. Кроме того, в атмосфере непрерывно происходит обратный процесс – переход молекул водяного пара из воздуха в воду или на поверхность почвы, растительного, снежного и ледяного покровов.

Вследствие увеличения содержания водяного пара над испаряющей поверхностью число молекул, отрывающихся в единицу времени на единицу площади, быстро становится равным количеству возвращающихся молекул, т. е. между испаряющей средой и находящимся над нею паром устанавливается подвижное равновесие. Водяной пар при этом будет насыщенным.

Когда количество водяного пара над испаряющей поверхностью становится больше необходимого для насыщения, т. е. когда число возвращающихся молекул начинает превышать число отрывающихся, то результирующим будет процесс, обратный испарению, – конденсация пара на поверхности.

Количественно испарение характеризуется массой воды, испаряющейся в единицу времени с единицы поверхности. Эта величина называется скоростью испарения и выражается в кг/(с · м²). Скорость испарения увеличивается с повышением температуры испаряющей поверхности. Объясняется это тем, что с повышением температуры увеличивается число сравнительно быстро движущихся молекул, способных оторваться от испаряющей поверхности.

В процессе испарения молекулы воды, переходящие в пар, затрачивают часть своей энергии на преодоление сил сцепления и на работу расширения, связанную с увеличением занимаемого объема при переходе жидкости в газообразное состояние. В результате средняя энергия молекул, остающихся в жидкости, уменьшается и жидкость охлаждается. Для продолжения процесса испарения необходимо дополнительное тепло, которое называется теплотой испарения.

Теплота испарения уменьшается с увеличением температуры испаряющей поверхности.

Парциальное давление водяного пара (е), находящегося в воздухе, выражают в гектопаскалях. Значение е с увеличением количества пара в единице объема возрастает до некоторого предельного значения Е, которое соответствует равновесию между паром и водой, т. е. насыщенному состоянию пара. При любой температуре парциальное давление водяного пара е не может превышать давления насыщенного пара Е.

Насыщение пара над поверхностью капель достигается только при определенном пересыщении плоской поверхности воды. Из приведенных данных видно, что с уменьшением радиуса капли пересыщение увеличивается.

Для практических целей скорость испарения выражается высотой (в миллиметрах) слоя воды, испарившейся за единицу времени. Слой воды высотой 1 мм, испарившейся с площади 1 м², соответствует массе воды 1 кг.

Интенсивность испарения зависит от многих факторов. Скорость испарения W прямо пропорциональна разности между давлением насыщенного пара Е, вычисленного по температуре испаряющей поверхности, и парциальным давлением водяного пара е, находящегося в воздухе. Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению р:

где А – коэффициент пропорциональности, зависящий от скорости ветра; Е₁ – начальное давление насыщенного пара.

Чем больше разность Е₁ – е, тем больше скорость испарения. Если испаряющая поверхность теплее воздуха, то Е₁ больше, чем Е при температуре воздуха. В таком случае испарение продолжается даже тогда, когда пар в воздухе насыщен, т. е. когда е = Е (но Е < Е₁). Наоборот, если испаряющая поверхность холоднее воздуха, то при достаточно большой относительной влажности может оказаться, что Е₁ < е. В этом случае W < 0, т. е. испарение сменится конденсацией пара на поверхности, несмотря на то что пар в воздухе еще не стал насыщенным.

Зависимость скорости испарения от атмосферного давления обусловлена тем, что в неподвижном воздухе молекулярная диффузия усиливается с уменьшением давления: чем оно меньше, тем легче молекулам оторваться от испаряющей поверхности. В связи с тем что атмосферное давление у поверхности земли колеблется в небольших пределах, оно не может существенно изменять скорость испарения. Атмосферное давление приходится учитывать в основном при сравнении скорости испарения на разных высотах в горной местности.

Скорость испарения находится в сложной зависимости от скорости ветра. Объясняется это тем, что турбулентное перемешивание, от интенсивности которого в значительной степени зависит скорость испарения, резко увеличивается с увеличением скорости ветра. Если испарение происходит в ограниченном объеме воздуха, то через некоторое время пар в этом объеме становится насыщенным и испарение прекращается.

В естественных условиях испарение происходит в неограниченное пространство, вследствие чего водяной пар распространяется в окружающую среду, а насыщенным он остается лишь в тонком слое, прилегающем к испаряющей поверхности. При неоднородной испаряющей поверхности ветер может вызвать значительное изменение условий испарения в пространстве. Когда воздух переносится с суши на водоем, то скорость испарения с водоема увеличивается, так как в натекающем на него сравнительно более сухом воздухе разность Е₁ – е больше, чем она была над водоемом раньше. При переносе воздуха с водной поверхности на сушу скорость испарения с водоема уменьшается в результате постепенного уменьшения этой разности в воздухе, находящемся над водой.

На испарение с поверхности почвы большое влияние оказывают ее физические свойства, состояние и другие факторы. Гладкая поверхность испаряет меньше, чем шероховатая, так как у первой меньше испаряющая площадь и над ней слабее развито турбулентное перемешивание. Светлые почвы при прочих равных условиях испаряют меньше, чем темные, потому что они меньше нагреваются. Рыхлая почва с широкими капиллярами испаряет меньше, чем плотная почва с узкими капиллярами. Скорость испарения зависит от степени увлажнения почвы (чем суше почва, тем медленнее происходит испарение) и от глубины залегания грунтовых вод (чем ближе к испаряющей поверхности уровень грунтовых вод, тем больше скорость испарения). На скорость испарения влияет также рельеф местности. На возвышенностях, где воздух более подвижен, испарение происходит быстрее, чем в низинах, ложбинах и долинах, где воздух менее подвижен. На скорость испарения влияет и растительный покров. Он значительно уменьшает испарение непосредственно с поверхности почвы. Однако сами растения испаряют много воды, которую они берут из слоя почвы.

В течение суток испарение изменяется. Максимум скорости испарения наблюдается около полудня, когда наиболее велики температура испаряющей поверхности, разность Е₁ – е и скорость ветра, т. е. величины, от которых скорость испарения находится в прямой зависимости. В это же время отмечается интенсивное турбулентное перемешивание. Вечером температура испаряющей поверхности постепенно понижается, а разность Е₁ – е приближается к нулю, т. е. водяной пар приближается к состоянию насыщения. В связи с этим скорость испарения постепенно уменьшается и иногда становится равной нулю. Если температура испаряющей поверхности опускается ниже значения, при котором пар в воздухе становится насыщенным, испарение сменяется конденсацией или сублимацией водяного пара на поверхности. Наиболее резко суточный ход испарения выражен в теплое время года. В годовом ходе испарения минимум наблюдается в ноябре-декабре, а максимум – в июле.

Содержание водяного пара в атмосфере оценивают с помощью характеристик влажности воздуха (гигрометрических характеристик). В метеорологии используются следующие гигрометрические характеристики:

– парциальное давление водяного пара е – давление, которое имел бы водяной пар, находящийся в газовой смеси, если бы он один занимал объем, равный объему смеси при той же температуре;

– дефицит насыщения d – разность между давлением насыщенного водяного пара и его парциальным давлением:

– относительная влажность f – отношение парциального давления водяного пара к давлению насыщенного пара над плоской поверхностью дистиллированной воды при данной температуре:

Относительная влажность выражается в процентах;

– абсолютная влажность а – масса водяного пара, содержащегося в единице объема воздуха. Она обычно выражается в кг/м³ или в г/м³;

– массовая доля влаги (удельная влажность) s – отношение массы водяного пара к массе влажного воздуха:

– отношение смеси r – отношение массы водяного пара к массе сухого воздуха, содержащегося в данном объеме:

Точка росы t_d – температура, при которой водяной пар, содержащийся в воздухе, при данном атмосферном давлении становится насыщенным по отношению к незаряженной плоской поверхности дистиллированной воды. Температура, при которой относительная влажность достигает 100 %, является точкой росы (при этом е = Е); она определяется по значению парциального давления водяного пара;

– дефицит точки росы – разность между температурой воздуха и точкой росы:

Суточный и годовой ход парциального давления водяного пара и относительной влажности воздуха

В приземном слое атмосферы наблюдается хорошо выраженный суточный ход парциального давления водяного пара. Он возникает под влиянием изменений температуры деятельной поверхности и интенсивности турбулентного перемешивания, уносящего пар из нижних в более высокие слои атмосферы.

Над морями и их побережьями парциальное давление водяного пара имеет суточный ход с одним минимумом перед восходом солнца и максимумом в 14–15 часов. Минимум обусловлен уменьшением скорости испарения в это время суток. Днем по мере увеличения скорости испарения парциальное давление водяного пара в воздухе растет, а турбулентный перенос его вверх компенсируется интенсивным испарением водоема. Таков же суточный ход парциального давления водяного пара и над материками зимой.

В теплое время года в глубине материков суточный ход парциального давления водяного пара имеет вид двойной волны с минимумами перед восходом Солнца и в 15–16 часов и максимумами в 8—10 и 20–22 часа. После восхода Солнца температура деятельной поверхности повышается, увеличивается скорость испарения и парциальное давление пара в нижнем слое атмосферы быстро растет.

Такой рост продолжается до 8—10 часов, пока испарение преобладает над переносом пара снизу в более высокие слои. После 8—10 часов сильно возрастает интенсивность турбулентного перемешивания, в связи с чем водяной пар переносится вверх. Этот отток водяного пара снизу уже не успевает компенсироваться испарением, в результате чего парциальное давление пара в приземном слое уменьшается и достигает второго минимума в 15–16 часов, т. е. в период максимального развития турбулентности. Затем турбулентность ослабевает, а земная поверхность еще остается достаточно теплой. Это приводит к интенсивному поступлению водяного пара в атмосферу за счет испарения, в результате чего парциальное давление пара в воздухе начинает расти и в 20–22 часа достигает второго максимума. В ночное время испарение почти прекращается, а расход водяного пара из нижнего слоя атмосферы за счет молекулярной диффузии и турбулентного перемешивания хотя и уменьшен по сравнению с дневными часами, но все же продолжается, в результате чего парциальное давление пара уменьшается.

Суточный ход относительной влажности зависит от суточного хода парциального давления пара е и давления насыщенного пара Е. С повышением температуры испаряющей поверхности увеличивается скорость испарения и, следовательно, увеличивается е. Но Е растет значительно быстрее, чем е, поэтому с повышением температуры поверхности, а с нею и температуры воздуха, относительная влажность уменьшается и суточный ход ее вблизи земной поверхности оказывается обратным суточному ходу температуры поверхности и воздуха.

Максимум относительной влажности наступает перед восходом солнца, а минимум – в 15–16 часов (рис. 1.5). Дневное понижение f особенно резко выражено над континентами в летнее время года, когда в результате турбулентного переноса пара вверх е внизу уменьшается, а вследствие роста температуры воздуха Е увеличивается. Поэтому амплитуда суточных колебаний относительной влажности на материках значительно больше, чем над водными поверхностями.

Рис. 1.5. Суточный ход относительной влажности в Иркутске в июле

В годовом ходе относительной влажности максимум среднемесячных ее значений отмечается в самый холодный месяц, а минимум – в самый теплый. В местностях с муссонным климатом, где ветры дуют летом с моря, а зимой – с суши, годовой ход относительной влажности противоположен континентальному, т. е. максимум наступает летом, а минимум – зимой. Например, во Владивостоке максимум относительной влажности (89 %) отмечается в июле, а минимум (68 %) – в ноябре.

Растительный покров оказывает большое влияние на влажность воздуха. Растения испаряют большое количество воды и тем самым обогащают водяным паром приземный слой атмосферы. Этому способствует еще и то, что растительный покров уменьшает скорость ветра, а следовательно, и турбулентный перенос пара. Парциальное давление водяного пара внутри растительного покрова намного выше, чем над ним, особенно в дневные часы. Большое влияние оказывает растительный покров и на относительную влажность. Так, в ясные летние дни внутри посевов ржи и пшеницы относительная влажность на 15–30 % больше, чем над открытым местом.

Летом в лесу парциальное давление водяного пара несколько больше, чем в поле. Зимой эта разница отсутствует. На относительную влажность лес тоже оказывает существенное влияние. Разность среднесуточной относительной влажности воздуха в кронах деревьев и на открытом месте составляет 8—11 %, а в отдельных случаях достигает 30 %.

В крупных городах парциальное давление водяного пара и относительная влажность ниже по сравнению с окрестностями. Это обусловлено тем, что в городах с асфальтовым покрытием улиц основная часть выпавших осадков стекает в канализационную сеть, так что испарение с деятельной поверхности оказывается незначительным. Это является экологической особенностью мегаполисов.

Методы измерения характеристик влажности

Вычисление влажности проводится по показаниям станционного психрометра. Вычисление упругости водяного пара и относительной влажности по показаниям психрометра чаще всего осуществляется при помощи психрометрических таблиц.

Аспирационные психрометры содержат устройство, обеспечивающее протяжку воздуха у резервуаров термометров с постоянной скоростью 2 м/с. Это в значительной мере исключает влияние скорости ветра на показания психрометра. Психрометры выпускаются двух типов: с аспираторами с пружинным механизмом и с электродвигателем.

Аспирационный психрометр содержит два специальных термометра (один из которых смачивается дистиллированной водой), укрепленных в металлической оправе, состоящей из трубки с тройником.

Психрометр устанавливают на высоте 2 м. Зимой психрометр устанавливают за 30 мин, а летом за 15 мин до момента отсчета; при установке его ориентируют так, чтобы прямые солнечные лучи не попадали на термометры.

Смачивание термометра, обвязанного батистом, зимой производят за 30 мин, а летом – за 4 мин до отсчета. Для смачивания термометра пользуются резиновой грушей с пипеткой, прилагаемой к прибору. Зимой термометр смачивают для того, чтобы корка льда на батисте растаяла. Смочив термометр, ключом заводят механизм аспиратора, который в момент отсчета должен работать на полном ходу.

При проведении отсчетов сначала следует быстро отсчитать десятые доли градуса по сухому и смоченному термометрам, записать результаты и только затем отсчитать и записать целые градусы. При этом необходимо строго следить, чтобы во время отсчетов ветер дул по направлению от прибора к наблюдателю.

Аспирационный психрометр является самым надежным прибором для определения температуры и влажности воздуха при положительной температуре. Однако хорошие результаты с его помощью получаются только при строгом соблюдении правил измерений. При производстве измерений его нельзя устанавливать вблизи сильно нагретых или значительно увлажненных поверхностей, так как в психрометр может засасываться соприкасавшийся с ними воздух, вследствие чего результаты измерений температуры и влажности будут недостоверны. Следует обращать особое внимание на установку аспирационного психрометра; его лучше всего устанавливать на столбе, всегда с наветренной стороны, чтобы воздух шел от прибора к столбу.

При вычислении влажности по аспирационному психрометру скорость обтекания воздуха около термометров принимается равной 2 м/с; поэтому необходимо, чтобы скорость аспирации у резервуаров термометров в психрометре всегда была близка к 2 м/с. Поверка скорости аспирации производится при выпуске психрометра. Однако из-за загрязнения или износа деталей аспиратора скорость аспирации со временем может изменяться, а поэтому время от времени ее следует проверять. По разности двух температур и психрометрическим таблицам, прилагаемым к психрометру, определяется процент относительной влажности.

Чтобы покрытие оправы прибора не портилось, рекомендуется всегда держать психрометр в футляре, избегать прикосновения к нему потными руками, предохранять от запотевания, царапин и т. д. После наблюдений прибор обязательно протирается чистой салфеткой. Заводить пружину аспиратора надо осторожно, чтобы не сорвать ее в конце завода.

Относительную влажность воздуха измеряют также с помощью волосных гигрометров (например, марки МВ-1).

Условия конденсации водяного пара в атмосфере

Переход водяного пара в жидкое состояние называется конденсацией, в твердое состояние, минуя жидкую фазу, – сублимацией. Конденсация и сублимация водяного пара происходят как в атмосфере, так и на земной поверхности, на находящихся на ней предметах и на растительном покрове.

Водяной пар, содержащийся в атмосфере, может переходить в жидкое или твердое состояние лишь в том случае, когда его парциальное давление превышает давление насыщенного пара, т. е. когда е > Е. Поэтому для начала конденсации или сублимации либо парциальное давление водяного пара в воздухе должно увеличиваться до значения, превышающего давление насыщенного пара, либо температура воздуха должна опуститься ниже точки росы. При дальнейшем понижении температуры парциальное давление водяного пара не может превышать максимально возможного. Поэтому оно тоже понижается, а избыток пара непрерывно конденсируется.

Иначе происходит конденсация пара в объеме воздуха, лишенном примесей, на которых могли бы осаждаться молекулы пара, т. е. в воздухе, не содержащем ядер конденсации. Во влажном воздухе, очищенном от примесей, капельки воды образуются только при 6—8-кратном пересыщении пара. Следовательно, для начала конденсации парциальное давление должно в 6–8 раз превысить давление насыщенного пара при данной температуре. Зародышевые капли в этом случае возникают в результате объединения молекул водяного пара в комплексы. Размеры этих комплексов сначала очень малы, а максимальное парциальное давление водяного пара над мелкими выпуклыми частицами значительно больше, чем над плоской поверхностью. Поэтому дальнейшая конденсация на таких малых комплексах может идти только при значительном пересыщении окружающего их пара. Если пересыщения нет, то возникающие комплексы сразу же разрушаются.

Понижение температуры воздуха ниже точки росы возможно вследствие:

а) охлаждения деятельной поверхности путем излучения и последующего охлаждения прилегающего слоя атмосферы;

б) соприкосновения теплого воздуха с холодной деятельной поверхностью;

в) смешивания двух масс воздуха, содержащих насыщенный или близкий к насыщению водяной пар, но имеющих разную температуру;

г) адиабатического поднятия воздуха.

Конденсация водяного пара происходит вследствие охлаждения земной поверхности путем излучения и последующего охлаждения прилегающего слоя атмосферы.

В ясную тихую погоду после захода Солнца земная поверхность и наземные предметы под влиянием излучения начинают охлаждаться. Охлаждается и прилегающий к ним слой атмосферы. Водяной пар, содержащийся в этом слое, приближается к состоянию насыщения. Когда температура земной поверхности и наземных предметов опускается ниже точки росы воздуха, водяной пар из воздуха конденсируется на них, образуя капли росы. Охлаждение приземного воздуха ниже точки росы может привести к конденсации водяного пара также и в воздухе. При этом образуется туман.

Если на некоторой высоте над земной поверхностью находится слой с большим содержанием пара, то при радиационном излучении и соответствующем охлаждении этого слоя в нем также могут произойти конденсация и образование облаков.

При адиабатическом поднятии воздух с ненасыщенным паром охлаждается на 1 °C на каждые 100 м подъема. После того как водяной пар станет насыщенным, дальнейший подъем воздуха и связанное с ним охлаждение вызывает конденсацию пара. Адиабатическое охлаждение поднимающегося влажного воздуха является наиболее обычным процессом, приводящим к конденсации водяного пара в свободной атмосфере, и служит основной причиной облакообразования. В результате именно этого процесса образуется наибольшее количество продуктов конденсации.

При сублимации водяного пара сначала возникают жидкие зародышевые капельки на обычных ядрах конденсации. При достаточно низких отрицательных температурах они замерзают, и лишь после этого на них развиваются кристаллы. В атмосфере водяные капельки не замерзают, а остаются переохлажденными даже при температурах значительно ниже 0 °C. Например, в облаках и туманах переохлажденные капли иногда встречаются при температуре —40 °C. Однако большая часть капель переходит в твердое состояние уже в пределах температур от —12 до —17 °C.

Воздух, соприкасающийся с холодной почвой и наземными предметами, может охладиться до точки росы. При дальнейшем его охлаждении избыток пара начинает конденсироваться на поверхности охлажденных предметов. При этом выпадает роса и образуются жидкий налет, а также твердый налет, иней и кристаллическая изморозь. Кроме того, результатами процесса сублимации являются гололед, зернистая изморозь и обледенение, которые возникают при оседании и последующем замерзании переохлажденных капель и при непосредственном оседании ледяных кристаллов на земной поверхности и наземных предметах.

Влажноадиабатическим процессом называется адиабатическое изменение состояния воздуха, содержащего насыщенный водяной пар. Такой процесс происходит, например, при вертикальном перемещении воздуха с насыщенным паром. Относительная влажность поднимающегося влажного воздуха увеличивается, так что на некоторой высоте водяной пар, содержащийся в этом воздухе, достигает состояния насыщения. При дальнейшем подъеме воздуха в нем происходит конденсация пара. Высота, на которой водяной пар в поднимающемся воздухе становится насыщенным, называется уровнем конденсации. Эту высоту можно найти по формуле:

где t – температура воздуха; t_d – точка росы.

Между сухо– и влажноадиабатическим процессами имеется принципиальная разница. Если при сухоадиабатическом подъеме воздуха его температура падает пропорционально росту высоты, то при влажноадиабатическом подъеме происходит еще и конденсация пара. При этом выделяется значительное количество тепла (теплота парообразования или конденсации), что приводит к расширению объема воздуха, и понижение температуры замедляется. Она падает тем медленнее, чем выше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения. Ядрами конденсации являются частицы некоторых примесей, взвешенных в атмосфере. К наиболее активным ядрам конденсации относятся растворимые гигроскопические частицы солей и кислот, различными путями попадающие в атмосферу. Такими ядрами конденсации являются, например, мельчайшие частицы солей, остающиеся в атмосфере после испарения капель морской воды, поднятых в воздух при сильном волнении и прибое; продукты сгорания топлива (сернистые и азотистые соединения) и др.

Результаты химического анализа дождевой воды и облачных капель, а также аэрозолей, собранных в разных слоях атмосферы, показывают, что наиболее распространенными являются ядра, содержащие соединения хлора, серы, углерода, азота, магния, натрия и кальция.

Водяной пар, поступая в атмосферу с деятельной поверхности, в результате турбулентного перемешивания распространяется в более высокие слои атмосферы и проникает даже в стратосферу. Распределение парциального давления водяного пара по вертикали зависит от изменения давления и температуры с высотой, от степени развития конвекции и турбулентного перемешивания, от процессов конденсации и облакообразования. В среднем парциальное давление водяного пара быстро убывает по вертикали. Парциальное давление пара с высотой убывает в 4–5 раз быстрее, чем атмосферное давление. Объясняется это тем, что слой атмосферы, непосредственно прилегающий к деятельной поверхности, непрерывно пополняется водяным паром, тогда как в вышележащие слои его поступает значительно меньше. Кроме того, температура воздуха с высотой убывает, а возможное содержание водяного пара ограничивается температурой, так как понижение ее способствует достижению паром насыщенного состояния и последующей конденсации пара.

Дымка и туман представляют собой результат конденсации водяного пара в непосредственной близости к земной поверхности, т. е. в приземном слое атмосферы. Туманом называют совокупность взвешенных в воздухе капель воды или кристаллов льда, ухудшающих метеорологическую дальность видимости с 5 км до значений менее 1 км. При видимости 1—10 км эта совокупность носит название дымки. В зависимости от расстояния интенсивность дымки или тумана оценивается следующими градациями: слабая дымка – от 2 до 10 км, умеренная дымка – от 1 до 2 км, слабый туман – от 0,5 до 1 км, умеренный туман – от 0,05 до 0,5 км, сильный туман – меньше 0,05 км.