Водность облаков — масса твёрдо- и жидкофазной влаги, которая содержится в единичном объёме облачной среды . Различают абсолютную водность, которая приходится на единичный объём облака (г/м ³ ) и удельную водность, которая соответствует единичной массе воздуха (г/кг) . Как правило, водность облачной среды зависит от многих параметров и не является константой даже внутри одного и того же облака .

Формальное определение этого понятия эквивалентно термину « » принятому в коллоидной химии , однако традиционная единица измерения водности на шесть порядков отличается от единицы измерения весовой концентрации .

Как правило, для оценки водности облачной среды используются датчики с нагретой проволокой (датчики Невзорова) .

История

Практическое значение этого параметра долгое время оставалось неопределённым, а методика его измерения отсутствовала. Впервые экспериментальная оценка водности атмосферы были произведена в 1851 году немецким натуралистом А. Шлагинтвейтом в горной местности в условиях плотного тумана. Эти измерения в течение долгого времени считались единственными, пока на рубеже веков не появились новые данные: в 1899 году немецкий исследователь В. Конрад провёл небольшое количество измерений водности облаков в Альпах . После Второй мировой войны информация о водности стала вызывать прикладной интерес в связи с задачами обледения авиатехники, изучением распространения УКВ радиоволн в облачной среде, появления методов воздействия на облака и т. п.

В Советском Союзе экспериментальное изучение водности облаков проводилось в основном коллективами Центральной аэрологической обсерватории и Главной геофизической обсерватории . Экспериментальные данные по водности кучевых облаков были впервые получены в 1946—1948 годах советским учёным В. А. Зайцевым с помощью специально созданного авиационного оснащения, которое включало в себя самолётный измеритель водности (СИВ) .

Определение

Полная водность смешанного облака складывается из двух основных составляющих. Первое слагаемое — водность жидкой фазы, которая представляет собой содержание жидкой влаги в единице объёма воздуха. Вторая составляющая — водность твёрдой фазы, то есть полная масса кристаллического льда в единичном объёме. Этот параметр нередко называют лёдностью .

Жидкокапельная водность

Строгое определение водности жидкой фазы ${\displaystyle M}$ можно выразить в математическом виде как интеграл по единичному объёму облачной среды ${\displaystyle V}$ :

${\displaystyle M={\frac {4}{3}}\pi \rho _{L}\iiint \limits _{V}\ r^{3}n(r)dr={\frac {4}{3}}\pi \rho _{L}\sum _{i=1}^{N}{r_{i}}^{3}}$

где:

${\displaystyle n(r)}$ — распределение частиц по размерам ${\displaystyle r}$ ,

${\displaystyle \rho _{L}}$ — плотность воды,

${\displaystyle r_{i}}$ — радиус ${\displaystyle i}$ -й капли,

${\displaystyle N}$ — полное количество капель.

Верхняя граница величины ${\displaystyle M}$ примерно соответствует адиабатической водности, которая вычисляется на основе теории частицы . Адиабатическая водность зависит от давления и температуры на нижней границе облака и его высотой .

Водность твёрдой фазы

В случае кристаллической облачности определение водности приобретает следующий вид :

${\displaystyle M=\sum _{i=1}^{N}{m_{i}}}$

где суммирование осуществляется по единичному объёму ${\displaystyle V}$ , а ${\displaystyle m_{i}}$ является массой ${\displaystyle i}$ -го кристалла льда.

Очень часто полученное значение называют лёдностью облачной среды .

Общие сведения

Зависимость водности от высоты и временная динамика определяются атмосферными процессами переноса тепловой энергии и влажности. Тем не менее известно, что водность облачной среды наиболее чувствительна к изменениям температуры воздуха и в среднем возрастает с ростом температуры. Также на неё существенное влияние оказывают скорость вертикального перемещения воздушных масс и интенсивность турбулентного обмена .

Как правило, диапазон изменения водности облачной среды варьируется от тысячных долей г/м ³ при низкой отрицательной температуре до нескольких десятых долей г/м ³ при положительной температуре. В случае высоких температур окружающей среды и больших значениях вертикальной скорости водность может достигать нескольких г/м ³ , что характерно для кучево-дождевых облаков . В водяных облаках на кубометр воздуха проиходится от 0,1 до 0,3 грамма влаги, в кучевых облаках водность несколько выше и может изменяться от 0,7 г/м ³ в нижней части до 1,8 г/м ³ в верху, а в отдельных случаях подходя вплотную к 5,0 г/м ³ .

Усреднённые значения водности для облаков разного типа в зависимости от сезона сведены в следующей таблице (г/м ³ ) :

Сезон	Форма облаков
	Слоисто-кучевые	Слоистые	Слоисто-дождевые	Высококучевые	Высокослоистые
Зима	0,21	0,30	0,23	0,16	0,21
Весна	0,22	0,28	0,33	0,19	0,20
Лето	0,26	0,35	0,32	0,24	0,42
Осень	0,28	0,36	0,38	0,24	0,34

Водность определяет ослабление электромагнитного излучения (радиоволн и света), а также — видимость в облачной среде. Однозначного соотношения между видимостью и водностью не существует, однако приближенную эмпирическую закономерность можно представить следующим образом :

Соотношение водности и видимости

Водность, г/м 3	2,3	0,85	0,48	0,23	0,13	0,085
Видимость, м	30	60	90	150	225	300

Примечания

Ссылки

Литература

• Облака и облачная атмосфера / И. П. Мазин, А. Х. Хргиан. — Л. : «Гидрометеоиздат», 1989. — ISBN 5-286-00185-0 .
• : РД 52.04.674-2006. — М. : Метеоагентство Росгидромета, 2006.
• Физика облаков / А. Х. Хргиан. — Л. : «Гидрометеорологическое издательство», 1961.
• Л. Т. Матвеев. Курс общей метеорологии : Физика атмосферы. — 2-е. — Л. : «Гидрометеоиздат», 1984. — УДК .
• Р. Р. Роджерс. Краткий курс физики облаков. — Л. : «Гидрометеоиздат», 1979. — УДК .
• В. Д. Степаненко. Радиолокация в метеорологии : (Радиометеорология). — Л. : Гидрометеорологическое издательство, 1966. — УДК .
• С. П. Хромов, Л. И. Мамонтова. Метеорологический словарь. — 3-e. — Л. : «Гидрометеоиздат», 1974. — УДК .
• С. П. Хромов, М. А. Петросянц. Метеорология и климатология. — 5-e. — М. : Издательство МГУ, 2001. — 528 с. — ББК 26.23 . — УДК . — ISBN 5-211-04499-1 .
• A. V. Korolev, J. W. Strapp. : [ англ. ] // American Meteorological Society. — 1998. — Vol. 15 (December). — P. 1495–1510.