SNC03598

w

^ma^P\

Stosunkiem zmieszania r nazywa się iloraz masy pary wodnej m_H do trza suchego

Mps

r =

Wilgotność względna/jest procentowym udziałem aktualnej prężności pary iw nej c w prężności pary nasyconej E w panującej temperaturze

/=|ioo%

Jako prężność pary nasyconej E przyjmuje się prężność E₀, określoną względem płaskiej powierzchni czystej wodnej, także przy ujemnych temperaturach.

Niedosyt wilgotności A jest różnicą między prężnością pary nasyconej li i prężno ścią aktualną <\ Nu rysunku 5.3 niedosyt odpowiada odcinkowi y~x, wilgotność względna - wyrażonemu w procentach stosunkowi rzędnej x do rzędnej y.

Temperaturą punktu rosy nazywa się temperaturę, przy której aktualna pręż* ność pary, zawartej w powietrzu, staje się prężnością pary nasyconej: T_tl ■ 'l\_t. Nn rysunku 5.3 temperaturę punktu rosy wyznacza odcięta punktu z. Potocznie, zumimi o temperaturze punktu rosy, mówimy często o „punkcie rosy*'.

W 1825 r. E.F, August skonstruował prosty przyrząd do pomiaru wilgotności powietrza - psychrometr Poznanie zasady działania tego przyrządu pozwala m.in. zrozumieć takie procesy, jak parowanie, zamiana ciepła jawnego w ciepło utajone oraz ich związek z miarami wilgotności powietrza. Psychrometr (gr. psychros - zimny, metreo - mierzę) - przyrząd meteorologiczny, złożony z dwu termometrów, jeden .suchy** mierzy temperaturę powietrza, drugi .zwilżony" (owinięty mokrym batystem) - wskazuje temperaturę równowagi między dopływem ciepła z otoczenia i jego stratami na parowanie mokrego zbiorniczka. Ciepło zużywane na parowanie jest proporcjonalne do niedosytu wilgotności, określonego przez prężność pary nasyconej E (w temperaturze termometru zwilżonego) i prężność pary otaczającej zbiornik termometru e. zaś ciepło dopływające z otoczenia do wychładzającego się zbiorniczka jest proporcjonalne do różnicy temperatury tego zbiorniczka T_w i temperatury otoczenia T,. wskazywanej przez drugi, „suchy” termometr.

Jeśli temperatura termometru zwilżonego ustali się. oba strumienie ciepła są sobie równe:

ŁS8ŁA- Bsęr.-r^

P

stąd

e ■ £ - A(T, - TJp

gdzie. 8 i C - współczynniki proporcjonalności, zależne m.in. od prędkości ruchu powietrza. S -powierzchnia zbiorniczka, p - ciśnienie atmosferyczne. c_p - ciepło parowania wody. A = B/(C • c_p) - współczynnik, zwany stałą psychrometryczną.

Jak widać, mierzoną prężność pary wodnej e można wyznaczyć na podstawie pomiaru różnicy temperatur termometru suchego i zwilżonego. Trzeba oczywiście znać przy tym prężność pary nasyconej w temperaturze T,. ciśnienie oraz stałą psychrometryczną.

5.5. Kondensacja pary wodnej w atmosferze

Warunkiem kondensacji pary wodnej, zawartej w powietrzu, jest przyrost jej prężności do poziomu, odpowiadającego prężności pary nasyconej w danej temperaturze, albo obniżenie temperatury powietrza do punktu rosy (por. rys. 5.3). W atmosferze kondensacja odbywa się najczęściej wskutek oziębienia powietrza.

Ze względu na charakter inicjującego kondensację procesu oziębienia można wyróżnić:

- Ochłodzenie przez przewodnictwo; spadek temperatury obejmuje zwykle graniczną warstwę powietrza, stykającego się z powierzchnią ziemi, której temperatura jest niższa od temperatury powietrza. Strumień ciepła skierowany jest wówczas od atmosfery do ziemi. Różnica temperatury między powierzchnią ziemi i atmosferą (inwersja termiczna) powstaje, gdy saldo bilansu promieniowania ziemi jest ujemne, albo gdy mumy do czynienia z adwekcją ciepłego powietrza nad zimne podłoże. Oziębienie „od dołu” obejmuje warstwy powietrza o większej grubości, jeśli przewodnictwo ma churukter turbulencyjny - do rozwoju turbulencji w warunkach inwersji termicznej może dojść tylko w wyniku oddziaływania dostatecznie silnego wiatru (zob. też rozdz.

5.8).

- Ochłodzenie rudiucyjnc atmosfery jest procesem dość powolnym i rzadko prowadzi bezpośrednio do osiągnięciu punktu rosy. Kondcnsucja wskutek wychłodzenia radiacyjnego zuchodzi najczęściej na górnej grunicy warstwy silnie zapylonego powietrza, które wskutek większej zdolności radiacyjnej traci w ciągu nocy wiele ciepła i oziębia się do temperatury punktu rosy. Powstają wówczas cienkie warstwy chmur, położone zwykle na górnej granicy inwersji termicznej. Straty ciepła wskutek wypromieniowa-nia powstają także na powierzchni już istniejących chmur, zwłaszcza na górnej granicy wysoko rozbudowanych chmur kłębiastych i chmur, rozciągających się na nachylonych powierzchniach frontów atmosferycznych. W następstwie wypromieniowania rośnie stan przesycenia na powierzchni chmur, a kropelki chmurowe mogą zamarzać, co również sprzyja przesyceniu i kondensacji. Przewodnictwo i radiacja przyczyniają się jednak przede wszystkim do powstawania takich produktów kondensacji, jak mgły i osady mgielne, rosa, szron itp.

- Ochłodzenie adiabatyczne wznoszących się mas powietrza jest głównym czynnikiem rozwoju kondensacji i tworzenia się chmur. Wysokość wzniesienia, na której następuje kondensacja (poziom kondensacji), zależy od różnicy między temperaturą wznoszącego się powietrza i temperaturą punktu rosy (zob. rozdz. 6.1). Powyżej poziomu kondensacji następuje przesycenie i kondensacja pary wodnej, której produktami są chmury konwekcyjne, orograficzne lub frontalne, zależnie od przyczyny rozwoju ruchów wznoszących.

W swobodnej atmosferze kondensacja napotyka jednak pewne przeszkody. Jeżeli para wodna nie znajduje się w bezpośrednim sąsiedztwie ciekłej wody lub lodu, obniżenie temperatury poniżej punktu rosy nie zawsze prowadzi do kondensacji lub resubli-macji. Może pojawić się stan przesycenia pary, tzn. przewyższenia prężności nasycenia względem płaskiej powierzchni wody (E₀). Stan przesycenia można wyjaśnić, przy-