یادداشت

در هر عملیات پاکسازی مه  فرودگاه، مشکل بهبود دید است تا هواپیما بتواند بلند شود و فرود بیاید. کارشناسان روش‌های مختلفی را امتحان کرده‌اند که می‌توان آن‌ها را به چهار دسته دسته‌بندی کرد: (1) اندازه قطرات مه  را افزایش دهید، به طوری که آنها سنگین شده و به صورت نم نم نم باران ملایم روی زمین بنشینند. (2) دانه مه  سرد با یخ خشک (دی اکسید کربن جامد)، به طوری که قطرات مه  به کریستال های یخ تبدیل می شود. (3) هوا را گرم کنید تا مه  تبخیر شود. و (4) هوای اشباع سردتر در نزدیکی سطح را با هوای غیراشباع گرمتر در بالا مخلوط کنید.

 تا به امروز، تنها یکی از این روش ها به طور معقولی موفق بوده است - بذر مه  سرد. مه  سرد زمانی تشکیل می شود که دمای هوا زیر صفر است و بیشتر قطرات مه  به صورت آب مایع باقی می مانند. (مه  مایع در هوای زیر انجماد را مه  فوق سرد نیز می گویند.) مه  را می توان با تزریق چند صد پوند یخ خشک به داخل آن پاک کرد. با پایین آمدن تکه های کوچک یخ خشک سرد (78 درجه سانتی گراد)، برخی از قطرات مه  فوق خنک را در مسیر خود منجمد می کنند و کریستال های یخ تولید می کنند. همانطور که در فصل 7 خواهیم دید، این کریستال ها سپس به قیمت باقیمانده قطرات مه  مایع بزرگتر می شوند؟ از این رو، قطرات مه  تبخیر می‌شوند و کریستال‌های یخ بزرگ‌تر به زمین می‌افتند، که یک "سوراخ" در مه  برای برخاستن و فرود هواپیما ایجاد می‌کند.

متأسفانه، بیشتر مه  هایی که فرودگاه ها را در ایالات متحده می بندند، مه  های گرمی هستند که زمانی که دمای هوا بالاتر از صفر است تشکیل می شوند. از آنجایی که کاشت یخ خشک در مه  گرم جواب نمی دهد، باید تکنیک های دیگری را امتحان کرد. یکی از روش ها شامل تزریق ذرات هیگروسکوپیک به داخل مه  است. ذرات بزرگ نمک و سایر مواد شیمیایی، قطرات مه  کوچک را جذب کرده و به قطرات بزرگ‌تری تبدیل می‌شوند. قطرات بزرگ بیشتر و قطرات کوچک کمتر باعث بهبود دید می شود. بعلاوه، قطرات بزرگتر به احتمال زیاد به صورت نم نم باران خفیف می ریزند. از آنجایی که مواد شیمیایی گران هستند و مه  تنها برای مدت کوتاهی پاک می شود، این روش پراکندگی مه  از نظر اقتصادی امکان پذیر نیست.

 روش دیگر برای پراکندگی مه  گرم کردن هوا به اندازه کافی است تا قطرات مه  تبخیر شوند و دید بهتر شود. این تکنیک که در اوایل دهه 1950 در فرودگاه بین المللی لس آنجلس آزمایش شد، به دلیل دودی، گران بودن و نه چندان مؤثر بودن، کنار گذاشته شد. در واقع، سوزاندن سوخت صدها دلاری تنها برای مدت کوتاهی باند فرودگاه را پاکسازی کرد. و ذرات دود آزاد شده در طی سوزاندن سوخت، هسته‌های فراوانی را برای تغلیظ مجدد مه  فراهم کردند.

 روش نهایی پراکندگی مه  گرم از هلیکوپتر برای مخلوط کردن هوا استفاده می کند. هلی کوپتر در سراسر لایه مه  پرواز می کند، و فرونشست متلاطم ایجاد شده توسط پره های روتور، هوای خشک تری را در بالای مه  در تماس با لایه مه  مرطوب قرار می دهد (شکل 4 را ببینید). هدف، البته، تبخیر مه  است. آزمایش‌ها نشان می‌دهند که این روش به خوبی کار می‌کند، تا زمانی که مه  یک مه  تشعشعی کم‌عمق با محتوای آب نسبتاً مایع کم باشد. اما بسیاری از مه ها غلیظ هستند، محتوای آب مایع بالایی دارند و به روش های دیگر تشکیل می شوند. روشی ارزان و کاربردی برای پراکنده کردن مه  گرم هنوز کشف نشده است.

● شکل 4 هلیکوپترهایی که در بالای ناحیه ای از مه کم عمق (سمت چپ) شناور هستند، می توانند با مخلوط کردن هوای خشک تر در هوای مه آلود زیر، یک ناحیه صاف (راست) ایجاد کنند.

ابرها

ابرها از نظر زیبایی شناسی جذاب هستند و به فضا هیجان می بخشند. بدون آنها، باران یا برف، رعد و برق یا رعد و برق، رنگین کمان یا هاله وجود نخواهد داشت. چقدر یکنواخت است اگر کسی فقط یک آسمان آبی روشن داشته باشد تا به آن نگاه کند. ابر مجموعه ای قابل مشاهده از قطرات ریز آب یا کریستال های یخ معلق در هوا است. برخی فقط در ارتفاعات یافت می شوند، در حالی که برخی دیگر تقریباً زمین را لمس می کنند. ابرها می توانند ضخیم یا نازک، بزرگ یا کوچک باشند - آنها در اشکال به ظاهر بی پایانی وجود دارند. برای تحمیل نظم بر این تنوع، ابرها را به ده نوع اصلی تقسیم می کنیم. با یک چشم دقیق و تمرین شده، می توانید معقول شوید

در شناسایی صحیح آنها مه ارت داشته باشد.

 طبقه بندی ابرها اگرچه ستاره شناسان باستانی صورت های فلکی بزرگ را حدود 2000 سال پیش نام بردند، ابرها تا اوایل قرن نوزدهم به طور رسمی شناسایی و طبقه بندی نشدند. لامارک طبیعت شناس فرانسوی (1744-1829) اولین سیستمی را برای طبقه بندی ابرها در

n any airport fog-clearing operation the problem is to improve visibility so that aircraft can take off and land. Experts have tried various methods, which can be grouped into four categories: (1) increase the size of the fog droplets, so that they become heavy and settle to the ground as a light drizzle; (2) seed cold fog with dry ice (solid carbon dioxide), so that fog droplets are converted into ice crystals; (3) heat the air, so that the fog evaporates; and (4) mix the cooler saturated air near the surface with the warmer unsaturated air above.

 To date, only one of these methods has been reasonably successful — the seeding of cold fog. Cold fog forms when the air temperature is below freezing, and most of the fog droplets remain as liquid water. (Liquid fog in below-freezing air is also called super cooled fog.) The fog can be cleared by injecting several hundred pounds of dry ice into it. As the tiny pieces of cold (78°C) dry ice descend, they freeze some of the supercooled fog droplets in their path, producing ice crystals. As we will see in Chapter 7, these crystals then grow larger at the expense of the remaining liquid fog droplets? Hence, the fog droplets evaporate and the larger ice crystals fall to the ground, which leaves a “hole” in the fog for aircraft takeoffs and landings.

Unfortunately, most of the fogs that close airports in the United States are warm fogs that form when the air temperature is above freezing. Since dry ice seeding does not work in warm fog, other techniques must be tried. One method involves injecting hygroscopic particles into the fog. Large salt particles and other chemicals absorb the tiny fog droplets and form into larger drops. More large drops and fewer small drops improve the visibility; plus, the larger drops are more likely to fall as a light drizzle. Since the chemicals are expensive and the fog clears for only a short time, this method of fog dispersal is not economically feasible.

 Another technique for fog dispersal is to warm the air enough so that the fog droplets evaporate and visibility improves. Tested at Los Angeles International Airport in the early 1950s, this technique was abandoned because it was smoky, expensive, and not very effective. In fact, the burning of hundreds of dollars’ worth of fuel only cleared the runway for a short time. And the smoke particles, released during the burning of the fuel, provided abundant nuclei for the fog to recondense upon.

 A final method of warm fog dispersal uses helicopters to mix the air. The chopper flies across the fog layer, and the turbulent downwash created by the rotor blades brings drier air above the fog into contact with the moist fog layer (see Fig. 4). The aim, of course, is to evaporate the fog. Experiments show that this method works well, as long as the fog is a shallow radiation fog with a relatively low-liquid water content. But many fogs are thick, have a high liquid water content, and form by other means. An inexpensive and practical method of dispersing warm fog has yet to be discovered.

● FIGURE 4 Helicopters hovering above an area of shallow fog (left) can produce a clear area (right) by mixing the drier air into the foggy air below.

Clouds

Clouds are aesthetically appealing and add excitement to the atmosphere. Without them, there would be no rain or snow, thunder or lightning, rainbows or halos. How monotonous if one had only a clear blue sky to look at . A cloud is a visible aggregate of tiny water droplets or ice crystals suspended in the air. Some are found only at high elevations, whereas others nearly touch the ground. clouds can be thick or thin, big or little — they exist in a seemingly endless variety of forms. To impose order on this variety, we divide clouds into ten basic types. With a careful and practiced eye, you can become reasonably

proficient in correctly identifying them.

 CLASSIFICATION OF cloudS Although ancient astronomers named the major stellar constellations about 2000 years ago, clouds were not formally identified and classified until the early nineteenth century. The French naturalist Lamarck (1744–1829) proposed the first system for classifying clouds in

شکل 3 خط آبی نسبت اختلاط اشباع است. مخلوط کردن دو بسته هوای غیر اشباع (A و B) می تواند یک بسته هوای اشباع و مه ایجاد کند.

جدول 1 نسبت اختلاط اشباع بخار آب برای دماهای مختلف هوا (فشار هوا 1000 مگابایت است)

محتوای بخار آب (نسبت اختلاط واقعی) بسته مخلوط، مجموع نسبت های اختلاط بسته A و بسته B خواهد بود، یا

10.8 گرم / کیلوگرم + 1.2 گرم / کیلوگرم = 12.0 گرم / 2 کیلوگرم = 6.0 گرم / کیلوگرم.

به جدول 1 نگاه کنید و مشاهده کنید که نسبت اختلاط اشباع برای یک بسته اشباع در دمای 5 درجه سانتیگراد تنها 5.5 گرم بر کیلوگرم است. این بدان معناست که میزان بخار آب بسته مخلوط، در 6.0 گرم بر کیلوگرم، بالاتر از مقدار لازم برای اشباع است و این بسته با رطوبت نسبی 109 درصد فوق اشباع است. البته، به دست آوردن چنین رطوبت نسبی بالایی تقریبا غیرممکن است، زیرا بخار آب مطمئناً بر روی هسته های تراکم متراکم می شود و با مخلوط شدن این دو بسته و نزدیک شدن رطوبت نسبی به 100 درصد، قطرات آب مایع تولید می کند. از این رو، مخلوط کردن دو توده اولیه اشباع نشده هوا می تواند مه یا ابر ایجاد کند.

راه دیگری برای بررسی این فرآیند اختلاط این است که دو بسته هوای غیراشباع را در شکل 3 قرار دهید، که یک نمایش گرافیکی از جدول 1 است. خط آبی ثابت در شکل 3 نشان دهنده نسبت اختلاط اشباع است. هر بسته هوایی با دمای هوا و نسبت اختلاط واقعی که روی خط آبی قرار می گیرد با رطوبت نسبی 100 درصد اشباع می شود. اگر بسته هوایی در سمت راست خط آبی قرار داشته باشد، بسته هوایی غیراشباع است. اگر یک بسته هوایی از خط خارج شود، بسته فوق اشباع شده است و تراکم رخ می دهد.

توجه داشته باشید که وقتی بسته A و بسته B از شکل 2 در شکل 3 رسم می شوند، هر دو بسته هوای غیراشباع در سمت راست خط آبی قرار می گیرند. با این حال، هنگامی که بسته A و بسته B با هم مخلوط می شوند، بسته هوای مخلوط نهایی (با دمای هوا 5 درجه سانتی گراد و نسبت اختلاط واقعی 6.0 گرم بر کیلوگرم) در سمت چپ خط آبی قرار می گیرد که نشان می دهد بخار آب داخل آن است. بسته مخلوط یا به مه یا ابر متراکم می شود. مه ای که به این ترتیب ایجاد می شود تحت عنوان تبخیر (اختلاط) مه (ص. 118) فهرست شده است. همانطور که آن بخش را می خوانید، به خاطر داشته باشید که اگرچه تبخیر در تشکیل مه نقش دارد، اختلاط نقش غالب را ایفا می کند.

تا این مرحله، ما به اشکال مختلف تراکم که روی یا نزدیک سطح زمین رخ می دهد نگاه کرده ایم. به طور خاص، ما آموختیم که مه به سادگی میلیون‌ها قطره مایع کوچک (یا کریستال‌های یخ) است که در نزدیکی زمین تشکیل می‌شوند. در بخش‌های بعدی، خواهیم دید که چگونه همین ذرات که به خوبی در بالای زمین تشکیل می‌شوند، به عنوان ابر طبقه‌بندی و شناسایی می‌شوند.

 بررسی مختصر

 با این حال، قبل از رفتن به بخش ابرها، در اینجا مروری کوتاه بر برخی از حقایق و مفاهیمی است که تاکنون به آنها پرداختیم:

● شبنم، یخبندان و شبنم یخ زده معمولاً در شب‌های صاف زمانی که دمای اجسام روی سطح زیر دمای نقطه شبنم هوا سرد می‌شود، تشکیل می‌شوند.

● یخبندان سفید قابل مشاهده در هوای اشباع زمانی که دمای هوا در حد انجماد یا کمتر از آن باشد تشکیل می شود. در این شرایط، بخار آب می تواند مستقیماً به یخ تبدیل شود، در فرآیندی به نام رسوب.

● هسته های تراکم به عنوان سطوحی عمل می کنند که بخار آب روی آنها متراکم می شود. به هسته هایی که میل ترکیبی با بخار آب دارند، هیگروسکوپیک می گویند.

 ● مه ابری است که روی زمین قرار گرفته است. می تواند از قطرات آب، کریستال های یخ یا ترکیبی از هر دو تشکیل شده باشد.

● مه تشعشعی، مه فرارفتی، و مه سربالایی همگی با سرد شدن هوا شکل می گیرند. خنک کننده مه تشعشعی عمدتاً خنک کننده تابشی در سطح زمین است. برای مه فرارفتی، خنک‌کننده عمدتاً هوای گرم‌تری است که روی سطح سردتر حرکت می‌کند. برای مه شیب دار، خنک شدن زمانی رخ می دهد که هوای مرطوب به تدریج بالا می رود و در امتداد زمین های شیب دار گسترش می یابد.

● تبخیر (اختلاط) مه، مانند مه بخار و مه جلویی، با تبخیر آب و مخلوط شدن با هوای خشک‌تر تشکیل می‌شود.

FIGURE 3 The blue line is the saturation mixing ratio. The mixing of two unsaturated air parcels (A and B) can produce a saturated air parcel and fog

TABLE 1 Saturation Mixing Ratios of Water Vapor for Various Air Temperatures (Air Pressure Is 1000 mb)

Water vapor content (the actual mixing ratio) of the mixed parcel will be the sum of the Mixing Ratios of parcel A and parcel B, or

10.8 g /kg +1.2 g /kg =12.0 g /2 kg =6.0 g /kg.

Look at Table 1 and observe that the saturation mixing ratio for a saturated parcel at 5°C is only 5.5 g/kg. This means that the water vapor content of the mixed parcel, at 6.0 g/kg, is above that required for saturation and that the parcel is supersaturated with a relative humidity of 109 percent. Of course, such a high relative humidity is almost impossible to obtain, as water vapor would certainly condense on condensation nuclei, producing liquid water droplets as the two parcels mix together and the relative humidity approaches 100 percent. Hence, mixing two initially unsaturated masses of air can produce fog or a cloud.

Another way to look at this mixing process is to place the two unsaturated air parcels into Fig. 3, which is a graphic representation of Table 1. The solid blue line in Fig. 3 represents the saturation mixing ratio. Any air parcel with an air temperature and actual mixing ratio that falls on the blue line is saturated with a relative humidity of 100 percent. If an air parcel is located to the right of the blue line, the air parcel is unsaturated. If an air parcel lies to be left of the line, the parcel is supersaturated, and condensation will occur.

Notice that when parcel A and parcel B from Fig. 2 are plotted in Fig. 3, both unsaturated air parcels fall to the right of the blue line. However, when parcel A and parcel B are mixed, the final mixed air parcel (with an air temperature of 5°C and an actual mixing ratio of 6.0 g/kg) falls to the left of the blue line, indicating that water vapor inside the mixed parcel will condense either into fog or a cloud. Fog that forms in this manner is listed under the heading Evaporation (Mixing) Fog (p. 118). As you read that section, keep in mind that although evaporation has a part in fog formation, mixing plays the dominant role.

Up to this point, we have looked at the different forms of condensation that occur on or near the earth’s surface. In particular, we learned that fog is simply many millions of tiny liquid droplets (or ice crystals) that form near the ground. In the following sections, we will see how these same particles, forming well above the ground, are classified and identified as clouds.

 BRIEF REVIEW

 However, before going on to the section on clouds, here is a brief review of some of the facts and concepts we covered so far:

● Dew, frost, and frozen dew generally form on clear nights when the temperature of objects on the surface cools below the air’s dew-point temperature.

● Visible white frost forms in saturated air when the air temperature is at or below freezing. Under these conditions, water vapor can change directly to ice, in a process called deposition.

● Condensation nuclei act as surfaces on which water vapor condenses. Those nuclei that have an affinity for water vapor are called hygroscopic.

 ● Fog is a cloud resting on the ground. It can be composed of water droplets, ice crystals, or a combination of both.

● Radiation fog, advection fog, and upslope fog all form as the air cools. The cooling for radiation fog is mainly radiational cooling at the earth’s surface; for advection fog, the cooling is mainly warmer air moving over a colder surface; for upslope fog, the cooling occurs as moist air gradually rises and expands along sloping terrain.

● Evaporation (mixing) fog, such as steam fog and frontal fog, forms as water evaporates and mixes with drier air.

چگونه اجسام غیراشباع هوا می توانند با هم مخلوط شوند و مه (یا ابر) تولید کنند؟ برای پاسخ به این سوال، اجازه دهید ابتدا دو بسته هوایی غیراشباع را بررسی کنیم. (بعداً به بسته های مخلوط شده با هم نگاه خواهیم کرد.) دو بسته در شکل 2 اساساً یک اندازه هستند و جرم آنها 1 کیلوگرم است. با این حال هر کدام دمای متفاوت و رطوبت نسبی متفاوتی دارند. (فرض می کنیم که بسته ها نزدیک به سطح دریا هستند که فشار اتمسفر نزدیک به 1000 مگابایت است.)

بسته A دارای دمای هوا (T) 20 درجه سانتیگراد و دمای نقطه شبنم (Td) 15 درجه سانتیگراد است. از فصل 4 به یاد داشته باشید که رطوبت نسبی هوا (RH) را می توان به صورت بیان کرد

RH = نسبت اختلاط واقعی (w ) / اختلاط اشباع (ws) نسبت نانوگرم (ws) X100 درصد.*

 برای بدست آوردن نسبت اختلاط اشباع، به جدول 1 نگاه می کنیم و مقدار مربوط به دمای هوای بسته را می خوانیم. برای دمای 20 درجه سانتیگراد، نسبت اختلاط اشباع 15.0 گرم بر کیلوگرم است. به همین ترتیب، نسبت اختلاط واقعی با خواندن مقدار جدول 1 به دست می آید

که با دمای نقطه شبنم بسته مطابقت دارد. برای دمای نقطه شبنم 15 درجه سانتی گراد، نسبت اختلاط واقعی 10.8 گرم بر کیلوگرم است. از این رو، رطوبت نسبی هوا در بسته الف است

RH = w / w s = 10.8 / 15.0 100 درصد

RH = 72 درصد.

بسته هوایی B در شکل 2 به طور قابل توجهی سردتر از بسته A با دمای -10 درجه سانتیگراد و به طور قابل توجهی خشکتر با دمای نقطه شبنم 15- درجه سانتیگراد است.

این دماها رطوبت نسبی 15 درجه سانتیگراد را ایجاد می کنند.

RH = 1.2 / 1.8 100 درصد = w / w s

 RH = 67 درصد.

فرض کنید اکنون دو بسته در شکل 2 را کاملاً مخلوط کرده ایم. پس از مخلوط کردن، دمای بسته جدید نزدیک به میانگین بسته A و بسته B یا حدود 5 درجه سانتیگراد خواهد بود. کل wa-

 *نسبت اختلاط واقعی (w) جرم بخار آب به ازای هر کیلوگرم (کیلوگرم) هوای خشک است که معمولاً به صورت گرم بر کیلوگرم (گرم بر کیلوگرم) بیان می شود. نسبت اختلاط اشباع (ws) نسبت اختلاط هوای اشباع است که به صورت گرم بر کیلوگرم نیز بیان می شود.

خطرناک. در واقع، هر زمستان افراد زیادی درگیر تصادفات ناشی از مه می شوند. اینها معمولاً زمانی اتفاق می‌افتند که خودرو وارد مه می‌شود و به دلیل کاهش دید، راننده برای کاهش سرعت، ترمز می‌گیرد. سپس ماشین پشت سر به وسیله نقلیه کند برخورد می کند و باعث تصادف زنجیره ای با خودروهای زیادی می شود. یکی از این تصادفات در نزدیکی فرزنو، کالیفرنیا، در فوریه 2002 رخ داد، زمانی که 87 وسیله نقلیه در امتداد بزرگراه مه آلود 99 با یکدیگر برخورد کردند. این تصادف ده ها نفر مجروح، سه نفر کشته و منظره ای پر از ماشین ها و کامیون ها برجای گذاشت. پیچ خورده به انبوهی از فولاد ناهموار.

دید بسیار محدود هنگام رانندگی در شب در مه غلیظ با چراغ های نور بالا وجود دارد. نوری که از قطرات مه به چشمان راننده پراکنده می شود، دید بسیار دور جاده را دشوار می کند. با این حال، حتی در مه غلیظ، معمولاً یک منطقه خشک‌تر و در نتیجه شفاف‌تر وجود دارد که در حدود 35 سانتی‌متر (14 اینچ) بالای سطح جاده گسترش می‌یابد. افرادی که در هوای مه آلود رانندگی می کنند، با نصب چراغ های سر اضافی -که مه شکن نامیده می شوند- درست بالای سپر جلو از این مزیت استفاده می کنند. این چراغ ها به سمت پایین و به فضای روشن هدایت می شوند، جایی که دید بهتری را فراهم می کنند.

 مشکلات مربوط به مه به زمین محدود نمی شود. حتی با وجود تجهیزات الکترونیکی پیچیده، مه غلیظ در دریای آزاد، ناوبری را با مشکل مواجه می کند. یک کشتی مسافربری سوئدی در 25 ژوئیه 1956 با کشتی لوکس آندریا دوریا در مه غلیظ در جزیره نانتاکت برخورد کرد و 52 کشته بر جای گذاشت. در یک باند مه آلود در جزایر قناری، دو هواپیمای جت 747 با هم برخورد کردند و جان بیش از 570 نفر را در مارس 1977 گرفت.

 زمانی که مه باعث کاهش دید به کمتر از حد مجاز شود، فرودگاه ها عملیات پرواز را متوقف می کنند. تاخیرها و کنسلی های ناشی از آن برای صنعت هواپیمایی گران تمام می شود و مسافران را عصبانی می کند. با مشکلات ناشی از مه مانند این، جای تعجب نیست که دانشمندان به دنبال راه هایی برای پراکنده کردن، یا حداقل "رقیق" مه بوده اند. (برای اطلاعات بیشتر در مورد تکنیک های رقیق کردن مه، بخش فوکوس با عنوان «پراکندگی مه» در صفحه 122 را مطالعه کنید.)

How can unsaturated bodies of air mix together to produce fog (or a cloud)? To answer this question, let’s first examine two unsaturated air parcels. (Later, we will look at the parcels mixed together.) The two parcels in Fig. 2 are essentially the same size and have a mass of 1 kg. Yet each has a different temperature and a different relative humidity. (We will assume that the parcels are near sea level where the atmospheric pressure is close to 1000 mb.)

Parcel A has an air temperature (T) of 20°C and a dew-point temperature (Td) of 15°C. Remember from Chapter 4 that the air’s relative humidity (RH) can be expressed as

RH =actual mixing ratio (w ) /saturation mixing( ws) ng ratio (ws )X100 percent.*

 To obtain the saturation mixing ratio, we look at Table 1 and read the value that corresponds to the parcel’s air temperature. For a temperature of 20°C, the saturation mixing ratio is 15.0 g/kg. Likewise, the actual mixing ratio is obtained by reading the value in Table 1

that corresponds to the parcel’s dew-point temperature. For a dew-point temperature of 15°C, the actual mixing ratio is 10.8 g/kg. Hence, the relative humidity of the air in parcel A is

RH = w /w s =10.8 /15.0 100 percent

RH =72 percent.

Air parcel B in Fig. 2 is considerably colder than parcel A with a temperature of –10°C, and considerably drier with a dew-point temperature of –15°C.

These temperatures yield a relative humidity of 15°C.

RH =1.2 /1.8 100 percent =w /w s

 RH = 67 percent.

Suppose we now thoroughly mix the two parcels in Fig 2. After mixing, the new parcel’s temperature will be close to the average of parcel A and parcel B, or about 5°C. The total wa-

 *The actual mixing ratio (w) is the mass of water vapor per kilogram (kg) of dry air, usually expressed as grams per kilogram (g/kg). The saturation mixing ratio (ws) is the mixing ratio of saturated air, also expressed as g/kg

dangerous. In fact, every winter many people are involved in fog-related auto accidents. These usually occur when a car enters the fog and, because of the reduced visibility, the driver puts on the brakes to slow down. The car behind then slams into the slowed vehicle, causing a chain-reaction accident with many cars involved. One such accident actually occurred near Fresno, California, in February, 2002, when 87 vehicles smashed into each other along a stretch of foggy Highway 99. The accident left dozens of people injured, three people dead, and a landscape strewn with cars and trucks twisted into heaps of jagged steel.

Extremely limited visibility exists while driving at night in thick fog with the high-beam lights on. The light scattered back to the driver’s eyes from the fog droplets makes it difficult to see very far down the road. However, even in thick fog, there is usually a drier and therefore clearer region extending about 35 cm (14 in.) above the road surface. People who drive a great deal in foggy weather take advantage of this by installing extra head lamps  —called fog lamps  — just above the front bumper. These lights are directed downward into the clear space where they provide improved visibility.

 Fog-related problems are not confined to land. Even with sophisticated electronic equipment, dense fog in the open sea hampers navigation. A Swedish liner rammed the luxury liner Andrea Doria in thick fog off Nantucket Island on July 25, 1956, causing 52 casualties. On a fog-covered runway in the Canary Islands, two 747 jet airliners collided, taking the lives of over 570 people in March, 1977.

 Airports suspend flight operations when fog causes visibility to drop below a prescribed minimum. The resulting delays and cancellations become costly to the airline industry and irritate passengers. With fog-caused problems such as these, it is no wonder that scientists have been seeking ways to disperse, or at least “thin,” fog. (For more information on fog-thinning techniques, read the Focus section entitled “Fog Dispersal” on p. 122.)

کشاورزی منطقه به شدت به مه بستگی دارد

باران گرمی که از میان لایه‌ای از هوای مرطوب سرد می‌بارد می‌تواند مه ایجاد کند. از فصل 4 به یاد داشته باشید که فشار بخار اشباع به دما بستگی دارد: دمای بالاتر با فشار بخار اشباع بالاتر مطابقت دارد. هنگامی که یک قطره گرم باران به لایه ای سرد از هوا می افتد، فشار بخار اشباع روی قطره باران بیشتر از فشار هوا است. این اختلاف فشار بخار باعث می شود آب از قطره باران به هوا تبخیر شود. این فرآیند ممکن است هوا را اشباع کند و در صورت اختلاط، مه ایجاد شود. مه از این نوع اغلب با هوای گرم که به سمت بالا و بالای توده‌ای از هوای سطح سردتر حرکت می‌کند همراه است. مه معمولاً در لایه کم عمق هوای سرد درست جلوتر از یک جبهه گرم نزدیک یا پشت جبهه سرد ایجاد می شود، به همین دلیل است که این نوع مه تبخیر به عنوان مه بارشی یا مه جلویی نیز شناخته می شود. پوشاندن برف زمین یک شرایط مطلوب برای تشکیل مه جلویی است. برف در حال ذوب گرما را از محیط خارج می کند و در نتیجه هوای اشباع شده از باران را خنک می کند.

هوای مه آلود

 مه آلودترین مناطق در ایالات متحده در ● شکل 5.12 نشان داده شده است. توجه داشته باشید که مه غلیظ در حاشیه‌های ساحلی (مخصوصاً مناطقی که جریان‌های سرد اقیانوسی در آن قرار دارند) بیشتر از مرکز قاره است. در واقع، مه آلودترین نقطه نزدیک به سطح دریا در ایالات متحده کیپ ناامیدی، واشنگتن است. این رودخانه که در دهانه رودخانه کلمبیا قرار دارد، به طور متوسط ​​2556 ساعت (یا معادل 106.5 روز بیست و چهار ساعته) هر سال مه غلیظ است. هر کسی که به امید لذت بردن از خورشید در ماه های آگوست و سپتامبر به این نقطه سفر می کند، نام آن را واقعا مناسب می یابد.

اگرچه مه اساساً یک مزاحم است، اما جنبه های مثبت بسیاری دارد. برای مثال، مه دره مرکزی کالیفرنیا که بسیاری از مردم آن را تحقیر می‌کنند، برای اقتصاد آن منطقه بسیار مهم است.* درختان میوه و آجیل که در طول تابستان و پاییز رشد خود را به پایان رسانده‌اند، نیاز به سرمای زمستانی دارند - تعداد ساعت‌های زیادی با دمای هوا پایین‌تر. 7 درجه سانتیگراد (45 درجه فارنهایت) قبل از اینکه درختان دوباره شروع به رشد کنند. مه زمستانی نور خورشید را مسدود می‌کند و به خنک نگه داشتن دمای روز کمک می‌کند، در حالی که دمای شب را بالاتر از صفر نگه می‌دارد: هر چه مه مداوم‌تر باشد، سرمایش مؤثرتر است. در نتیجه، اقتصاد کشاورزی منطقه به شدت به مه بستگی دارد، زیرا بدون آن و سرمای زمستانی که آن را تحریک می کند، بسیاری از درختان میوه و آجیل به خوبی رشد نمی کنند. در طول بهار، زمانی که درختان شکوفا می‌شوند، مه با به دام انداختن انرژی مادون قرمزی که توسط زمین تابش می‌شود و با تشکیل قطرات مه، گرمای نهان را در هوا آزاد می‌کند، از کاهش دمای هوای شبانه به سطوح پایین خطرناک جلوگیری می‌کند.

 متأسفانه مه نیز جنبه های منفی بسیاری دارد. در امتداد یک بزرگراه با شیب ملایم، بخش های مرتفع ممکن است دید عالی داشته باشند، در حالی که در مناطق پایین تر - فقط چند کیلومتر دورتر - مه ممکن است باعث دید ضعیف شود. رانندگی از منطقه صاف به داخل مه در یک بزرگراه اصلی می تواند بسیار زیاد باشد

*برای مرجع، به شکل 5.6 (ص. 116) نگاه کنید و ببینید که چگونه مه می تواند منطقه وسیعی را پوشش دهد. همچنین توجه داشته باشید که مه می تواند روزهای زیادی ادامه داشته باشد. © C. Donald Ahrens

● شکل 5.11 حتی در تابستان، هوای گرمی که از بالای استخرهای حرارتی در پارک ملی یلوستون بالا می رود، به نوعی مه بخار تبدیل می شود.

 ● شکل 5.12 میانگین سالانه تعداد روزهای با مه غلیظ (دید کمتر از 0.25 مایل) در ایالات متحده. (NOAA)

A warm rain falling through a layer of cold moist air can produce fog. Remember from Chapter 4 that the saturation vapor pressure depends on temperature: Higher temperatures correspond to higher saturation vapor pressures. When a warm raindrop falls into a cold layer of air, the saturation vapor pressure over the raindrop is greater than that of the air. This vapor-pressure difference causes water to evaporate from the raindrop into the air. This process may saturate the air and, if mixing occurs, fog forms. Fog of this type is often associated with warm air riding up and over a mass of colder surface air. The fog usually develops in the shallow layer of cold air just ahead of an approaching warm front or behind a cold front, which is why this type of evaporation fog is also known as precipitation fog, or frontal fog. Snow covering the ground is an especially favorable condition for the formation of frontal fog. The melting snow extracts heat from the environment, thereby cooling the already rain-saturated air.

Foggy Weather

 The foggiest regions in the United States are shown in ● Fig. 5.12. Notice that dense fog is more prevalent in coastal margins (especially those regions lapped by cold ocean currents) than in the center of the continent. In fact, the foggiest spot near sea level in the United States is Cape Disappointment, Washington. Located at the mouth of the Columbia River, it averages 2556 hours (or the equivalent of 106.5 twenty-four-hour days) of dense fog each year. Anyone who travels to this spot hoping to enjoy the sun during August and September would find its name appropriate indeed.

Although fog is basically a nuisance, it has many positive aspects. For example, the California Central Valley fog that many people scorn is extremely important to the economy of that area.* Fruit and nut trees that have finished growing during the summer and fall require winter chilling — a large number of hours with the air temperature below 7°C (45°F) before trees will begin to grow again. The winter fog blocks out the sun and helps keep daytime temperatures quite cool, while keeping nighttime temperatures above freezing: The more continuous the fog, the more effective the chilling. Consequently, the agricultural economy of the region depends heavily on the fog, for without it and the winter chill it stimulates, many of the fruit and nut trees would not grow well. During the spring, when trees are in bloom, fog prevents nighttime air temperatures from dipping to dangerously low readings by trapping infrared energy that is radiated by the earth and releasing latent heat to the air as fog droplets form.

 Unfortunately, fog also has many negative aspects. Along a gently sloping highway, the elevated sections may have excellent visibility, while in lower regions — only a few kilometers away — fog may cause poor visibility. Driving from the clear area into the fog on a major freeway can be extremely

*For reference, look back at Fig. 5.6 (p. 116), and see how the fog can cover a vast region. Also, note that the fog can last for many days on end. © C. Donald Ahrens

● FIGURE 5.11 Even in summer, warm air rising above thermal pools in Yellowstone National Park condenses into a type of steam fog.

 ● FIGURE 5.12 Average annual number of days with dense fog (visibility less than 0.25 miles) through the United States. (NOAA)

انواع مه و علت تشکیل آنها ؟

شکل 5.9 (الف) مه تشعشعی در شب‌های صاف و نسبتاً آرام که هوای سطحی خنک و مرطوب توسط هوای خشک‌تر پوشانده می‌شود و خنک‌شدن تابشی سریع رخ می‌دهد، تمایل دارد تشکیل شود. (ب) زمانی که باد هوای مرطوب را بر روی یک سطح سرد حرکت می دهد و هوای مرطوب تا نقطه شبنم خنک می شود، مه فرارفتی تشکیل می شود.

ساعت آب و هوا

تا به حال در مورد مه کاریبو شنیده اید؟ نه، این مه نیست که در کاریبو، مین تشکیل می‌شود، بلکه مهی است که در اطراف گله‌های کاریبو شکل می‌گیرد. در هوای بسیار سرد، فقط کمی بخار آب اضافه شده به هوا باعث اشباع آن می شود. در نتیجه، عرق و نفس گله‌های بزرگ کاریبو، بخار آب کافی به هوا اضافه می‌کند تا پوششی از مه ایجاد کند که در اطراف گله شناور است.

مرکزی ایالات متحده از آنجایی که زمین سرد اغلب نتیجه خنک شدن تابشی است، مهی که به این روش شکل می گیرد گاهی اوقات مه فرارفت-تابش نامیده می شود. در همین زمان از سال، هوایی که در سراسر جریان گرم خلیج فارس حرکت می کند، با سرزمین سردتر جزایر بریتانیا برخورد می کند و مه غلیظ انگلستان را تولید می کند. به طور مشابه، با حرکت هوای دریایی بر روی سطح یخ یا برف، مه تشکیل می شود. در هوای بسیار سرد قطب شمال، کریستال های یخ به جای قطرات آب تشکیل می شوند و مه یخ تولید می کنند. ● شکل 5.9 ایده های تشکیل مه فرارفتی و تشعشعی را خلاصه می کند.

مه شیب دار که با جریان هوای مرطوب در امتداد یک دشت، تپه یا کوه مرتفع ایجاد می شود، مه شیب دار نامیده می شود. به طور معمول، مه شیب دار در طول زمستان و بهار در سمت شرقی کوه های راکی ​​تشکیل می شود، جایی که دشت های شیب دار به سمت شرق نزدیک به یک کیلومتر بالاتر از خشکی دورتر از شرق هستند. گاهی هوای سرد از دشت های پایین شرقی به سمت غرب حرکت می کند. هوا به تدریج بالا می رود، منبسط می شود، خنک تر می شود و - اگر به اندازه کافی مرطوب باشد - مه ایجاد می شود (● شکل 5.10 را ببینید). مه های سربالایی که در یک منطقه وسیع ایجاد می شوند ممکن است روزهای زیادی ادامه داشته باشند.

تا به حال دیده ایم که چگونه خنک شدن هوا باعث ایجاد مه می شود. اما به یاد داشته باشید که مه همچنین ممکن است از مخلوط شدن دو توده غیراشباع هوا تشکیل شود. مهی که به این شکل ایجاد می شود معمولاً مه تبخیر نامیده می شود زیرا تبخیر در ابتدا هوا را با بخار آب غنی می کند. احتمالاً نام مناسب تری برای مه تبخیر (اختلاط) مه است. (برای درک بهتر اینکه چگونه مخلوط کردن می تواند مه ایجاد کند، بخش تمرکز را در صفحه 120 بخوانید.)

مه تبخیر (اختلاط) در یک روز سرد، ممکن است ناخودآگاه مه تبخیر ایجاد کرده باشید. وقتی هوای مرطوب از دهان یا بینی شما با هوای سرد برخورد می کند و با آن مخلوط می شود، هوا اشباع می شود و با هر بازدم یک ابر کوچک تشکیل می شود.

 شکل متداول مه اختلاط تبخیر، مه بخار است که وقتی هوای سرد روی آب گرم حرکت می کند، ایجاد می شود. این نوع مه در زمستان در بالای یک استخر شنای گرم بیرونی تشکیل می شود. تا زمانی که آب گرمتر از هوای غیراشباع بالا باشد، آب از استخر به هوا تبخیر می شود. افزایش بخار آب نقطه شبنم را بالا می برد و در صورت اختلاط کافی، هوای بالا اشباع می شود. هوای سردتر که مستقیماً بالای آب قرار دارد از پایین گرم می شود و گرمتر از هوای مستقیم بالای آب می شود. این هوای گرم‌تر بالا می‌آید و از فاصله دور، بخار متراکم بالارونده به صورت «بخار» ظاهر می‌شود.

شکل متداول تبخیر مشاهده مه بخار روی دریاچه ها در صبح های پاییزی معمول است، زیرا هوای سرد بر روی آبی که از تابستان طولانی هنوز گرم است می نشیند. گاهی بر فراز دریاچه‌های بزرگ، ستون‌هایی از بخار متراکم از لایه مه بالا می‌آیند و شیاطین بخار چرخان را تشکیل می‌دهند که شبیه شیاطین غبار روی خشکی به نظر می‌رسند. اگر به پارک ملی یلوستون سفر کنید، در تمام طول سال مه بخار را خواهید دید که در بالای حوضچه های حرارتی تشکیل می شود (● شکل 5.11 را ببینید). بر فراز اقیانوس در مناطق قطبی، مه بخار به عنوان دود دریای قطب شمال شناخته می شود.

در یک روز آفتابی ممکن است مه بخار در بالای سطح مرطوب ایجاد شود. این نوع مه معمولاً پس از بارش باران مشاهده می شود زیرا نور خورشید بر روی جاده مرطوب می تابد، آسفالت را گرم می کند و به سرعت آب را تبخیر می کند. این بخار اضافه شده با هوای بالا مخلوط می شود و مه بخار تولید می کند. مه ای که به این شکل ایجاد می شود کوتاه مدت است و با خشک شدن سطح جاده ناپدید می شود.

شکل 5.10 وقتی هوای مرطوب به آرامی بالا می‌آید، سرد می‌شود و در زمین‌های مرتفع متراکم می‌شود، مه شیب‌دار شکل می‌گیرد.

FIGURE 5.9 (a) Radiation fog tends to form on clear, relatively calm nights when cool, moist surface air is overlain by drier air and rapid radiational cooling occurs. (b) Advection fog forms when the wind moves moist air over a cold surface and the moist air cools to its dew point.

WEATHER WATCH

Ever hear of caribou fog? No, it’s not the fog that forms in Caribou, Maine, but the fog that forms around herds of caribou. In very cold weather, just a little water vapor added to the air will saturate it. Consequently, the perspiration and breath from large herds of caribou add enough water vapor to the air to create a blanket of fog that hovers around the herd

central United States. Because the cold ground is often the result of radiational cooling, fog that forms in this manner is sometimes called advection-radiation fog. During this same time of year, air moving across the warm Gulf Stream encounters the colder land of the British Isles and produces the thick fogs of England. Similarly, fog forms as marine air moves over an ice or snow surface. In extremely cold arctic air, ice crystals form instead of water droplets, producing an ice fog. ● Figure 5.9 summarizes the ideas behind the formation of both advection and radiation fog.

UPSLOPE fog fog that forms as moist air flows up along an elevated plain, hill, or mountain is called upslope fog. Typically, upslope fog forms during the winter and spring on the eastern side of the Rockies, where the eastward-sloping plains are nearly a kilometer higher than the land farther east. Occasionally, cold air moves from the lower eastern plains westward. The air gradually rises, expands, becomes cooler, and — if sufficiently moist — a fog forms (see ● Fig. 5.10). Upslope fogs that form over an extensive area may last for many days.

Up to now, we have seen how the cooling of air produces fog. But remember that fog may also form by the mixing of two unsaturated masses of air. fog that forms in this manner is usually called evaporation fog because evaporation initially enriches the air with water vapor. Probably, a more appropriate name for the fog is evaporation (mixing) fog. (For a better understanding of how mixing can produce fog, read the Focus section on p. 120.)

EVAPORATION (MIXING) fog On a cold day, you may have unknowingly produced evaporation fog. When moist air from your mouth or nose meets the cold air and mixes with it, the air becomes saturated, and a tiny cloud forms with each exhaled breath.

 A common form of evaporation-mixing fog is steam fog, which forms when cold air moves over warm water. This type of fog forms above a heated outside swimming pool in winter. As long as the water is warmer than the unsaturated air above, water will evaporate from the pool into the air. The increase in water vapor raises the dew point, and, if mixing is sufficient, the air above becomes saturated. The colder air directly above the water is heated from below and becomes warmer than the air directly above it. This warmer air rises and, from a distance, the rising condensing vapor appears as “steam.”

A common form of evaporation It is common to see steam fog forming over lakes on autumn mornings, as cold air settles over water still warm from the long summer. On occasion, over the Great Lakes, columns of condensed vapor rise from the fog layer, forming whirling steam devils, which appear similar to the dust devils on land. If you travel to Yellowstone National Park, you will see steam fog forming above thermal ponds all year long (see ● Fig. 5.11). Over the ocean in Polar Regions, steam fog is referred to as arctic sea smoke.

Steam fog may form above a wet surface on a sunny day. This type of fog is commonly observed after a rain shower as sunlight shines on a wet road, heats the asphalt, and quickly evaporates the water. This added vapor mixes with the air above, producing steam fog. Fog that forms in this manner is short-lived and disappears as the road surface dries.

FIGURE 5.10 upslope fog forms as moist air slowly rises, cools, and condenses over elevated terrain.

چرا سردرها معمولا مه آلودتر از سواحل هستند؟

 روی یک مشاهده تمرکز کنید

 اگر در امتداد بزرگراهی که موازی با خط ساحلی نامنظم است رانندگی کنید، ممکن است مشاهده کرده باشید که مه فرارفتی در مناطق خاصی به احتمال زیاد تشکیل می شود. به عنوان مثال، مناطقی که به سمت دریا بیرون زده اند، معمولاً نسبت به سواحلی که در دهانه خلیج ها قرار دارند، مه بیشتری را تجربه می کنند. چرا؟

همانطور که هوا در خشکی حرکت می کند، از خط ساحلی با زاویه ای تقریبا قائم عبور می کند. این باعث می شود که هوا با هم جریان یابد یا در مجاورت سرچشمه ها همگرا شود (شکل 1 را ببینید). این ناحیه از همگرایی ضعیف باعث می شود که هوای سطح کمی بالا آمده و خنک شود. اگر هوای بالارونده نزدیک به اشباع باشد، تا نقطه شبنم خنک می شود و مه تشکیل می شود. در همین حال، در نزدیکی منطقه ساحل، هوای سطحی هنگام عبور از خط ساحلی از هم جدا می شود یا از هم جدا می شود. این ناحیه واگرایی ضعیف باعث فرورفتگی و هوای کمی گرمتر می شود. از آنجا که فرو رفتن هوا باعث افزایش فاصله بین دمای هوا و نقطه شبنم می شود، احتمال تشکیل مه در این منطقه کمتر است. از این رو، در حالی که سواحل در آفتاب غرق می شوند، می توان سردرها را در مه پوشاند.

● شکل 1 در امتداد یک خط ساحلی نامنظم، مه فرارفتی در سرچشمه (منطقه ای از خشکی که به سمت دریا امتداد می یابد) که در آن هوای سطح مرطوب همگرا و بالا می رود، بیشتر از ساحلی که هوا در آن واگرا و فرو می رود، تشکیل می شود. © Ross DE Paola ● شکل 5.8 قطرات کوچک، هر کدام از قطرات مه فراوان، از سوزن های این درخت می چکد و منبع ارزشمندی از رطوبت در طول تابستان خشک در امتداد سواحل کالیفرن است.

 هوا به قدری گرم است که حتی این ابرهای کم نیز تبخیر و ناپدید می شوند. از آنجایی که احتمال سوختن مه ​​در بخش گرم‌تر روز بیشتر است، پیش‌بینی هوای تابستانی معمولی برای مناطق ساحلی به این صورت است: «مه و ابر کم در امتداد ساحل که به صورت محلی در داخل خشکی هر دو شب و صبح با بعد از ظهر آفتابی گسترش می‌یابد.» از آنجایی که آنها رطوبت را برای درختان چوب قرمز ساحلی فراهم می کنند، مه های فرارفتی برای زیبایی منظره ساحل اقیانوس آرام مهم هستند. بیشتر رطوبت مه جمع‌آوری‌شده توسط سوزن‌ها و شاخه‌های چوب قرمز به زمین می‌چکد (چکه مه)، جایی که توسط سیستم ریشه کم‌عمق درخت استفاده می‌شود (● شکل 5.8 را ببینید). بدون مه تابستانی، درختان چوب قرمز ساحلی برای زنده ماندن در تابستان های خشک کالیفرنیا مشکل خواهند داشت. از این رو، ما آنها را در کمربند مه در امتداد ساحل می یابیم.

 مه فرارفتی نیز در جایی که دو جریان اقیانوسی با دمای متفاوت در کنار یکدیگر جریان دارند، غالب است. در اقیانوس اطلس در سواحل نیوفاندلند، جایی که جریان سرد لابرادور به سمت جنوب تقریباً به موازات جریان گرم گلف استریم به سمت شمال قرار دارد، چنین است. هوای گرم جنوب که روی آب سرد حرکت می کند، در آن منطقه مه ایجاد می کند - به قدری مکرر که مه از هر سه روز در تابستان رخ می دهد.

 مه فرارفتی نیز بر روی زمین تشکیل می شود. در زمستان، هوای مرطوب و گرم از خلیج مکزیک به سمت شمال بر روی زمین های به تدریج سردتر و کمی مرتفع حرکت می کند. با سرد شدن هوا به نقطه اشباع خود، مه در جنوب یا

Why Are Headlands Usually Foggier Than Beaches?

 FOCUS ON AN OBSERVATION

 If you drive along a highway that parallels an irregular coastline, you may have observed that advection fog is more likely to form in certain regions. For example, headlands that protrude seaward usually experience more fog than do beaches that are nestled in the mouths of bays. Why?

As air moves onshore, it crosses the coastline at nearly a right angle. This causes the air to fl ow together or converge in the vicinity of the headlands (see Fig. 1). This area of weak convergence causes the surface air to rise and cool just a little. If the rising air is close to being saturated, it will cool to its Dew point, and fog will form. Meanwhile, near the beach area, the surface air spreads apart or diverges as it crosses the coastline. This area of weak divergence creates sinking and slightly warmer air. Because the sinking of air increases the separation between air temperature and Dew point, fog is less likely to form in this region. Hence, the headlands can be shrouded in fog while the beaches are basking in sunshine.

● FIGURE 1 along an irregular coastline, advection fog is more likely to form at the headland (the region of land extending seaward) where moist surface air converges and rises than at the beach where air diverges and sinks. © Ross DE Paola ● FIGURE 5.8 Tiny drops, each one made from many fog droplets, drip from the needles of this tree and provide a valuable source of moisture during the otherwise dry summer along the coast of Californ

 the air is sufficiently warm so that even these low Clouds evaporate and disappear. Since the  fog is more likely to burn off during the warmer part of the day, a typical summertime weather forecast for coastal areas would read, “ fog and low cloudiness along the coast extending locally inland both nights and mornings with sunny afternoons.” Because they provide moisture to the coastal redwood trees, advection fogs are important to the scenic beauty of the Pacific Coast. Much of the fog moisture collected by the needles and branches of the redwoods drips to the ground (fog drip), where it is utilized by the tree’s shallow root system (see ● Fig. 5.8). Without the summer fog, the coast’s redwood trees would have trouble surviving the dry California summers. Hence, we find them nestled in the fog belt along the coast.

 Advection fogs also prevail where two ocean currents with different temperatures flow next to one another. Such is the case in the Atlantic Ocean off the coast of Newfoundland, where the cold southward-flowing Labrador Current lies almost parallel to the warm northward-flowing Gulf Stream. Warm southerly air moving over the cold water produces fog in that region — so frequently that fog occurs on about two out of three days during summer.

 Advection fog also forms over land. In winter, warm moist air from the Gulf of Mexico moves northward over progressively colder and slightly elevated land. As the air cools to its saturation point, a fog forms in the southern or

چگونه مه وارونگی بالا ایجاد می شود؟

شکل 5.6 تصویر ماهواره ای قابل مشاهده از مه تشعشعی متراکم در نیمه جنوبی دره مرکزی کالیفرنیا در صبح روز 20 نوامبر 2002. منطقه سفید در شرق (راست) مه، محدوده سیرا نوادا پوشیده از برف است. در اواخر پاییز و زمستان، مه که بین دو رشته کوه قرار گرفته است، می تواند روزهای زیادی را بدون پراکندگی ادامه دهد. مه در این روز مسئول چندین تصادف خودرو از جمله انباشته شدن 14 خودرو در نزدیکی فرزنو بود.

این اغلب در منطقه دره مرکزی کالیفرنیا در اواخر پاییز و زمستان اتفاق می افتد. یک لایه مه با ضخامت بیش از 500 متر (1700 فوت) بین دو رشته کوه مستقر می شود، در حالی که یک وارونگی قوی معمولاً گرم ترین هوا را بالای بالای مه نگه می دارد. در طول روز، مقدار زیادی از نور خورشید زمستانی از بالای مه منعکس می‌شود و تنها مقدار کمی نور خورشید به مه نفوذ کرده و زمین را گرم می‌کند. با گرم شدن هوا از پایین، مه در یک لایه نسبتا کم عمق کمتر از 150 متر (500 فوت) از سطح به سمت بالا پراکنده می شود و این توهم را ایجاد می کند که مه در حال بلند شدن است. از آنجایی که مه دیگر زمین را لمس نمی کند و وارونگی شدیدی در بالای آن وجود دارد، مه را مه وارونگی بالا می نامند. (ابر کم ارتفاع بالای زمین را استراتوس یا به طور ساده مه زیاد نیز می گویند.) به محض غروب خورشید، تابش خنک کننده دمای هوا را کاهش می دهد و دوباره مه روی زمین تشکیل می شود. این بلند کردن و پایین آمدن روزانه مه بدون اینکه خورشید هرگز از آن عبور کند ممکن است برای روزها یا حتی هفته ها در طول زمستان در دره مرکزی کالیفرنیا ادامه داشته باشد (● شکل 5.6 را ببینید).

 مه فرارفته

خنک کردن هوای سطح تا نقطه اشباع ممکن است با حرکت هوای مرطوب گرم روی سطح سرد انجام شود. سطح باید به اندازه کافی خنک تر از هوای بالا باشد تا انتقال گرما از هوا به سطح، هوا را تا نقطه شبنم خنک کند و مه ایجاد کند. مهی که به این شکل ایجاد می شود مه فرارفتی نامیده می شود.

نمونه خوبی از مه فرارفتی ممکن است در طول تابستان در امتداد ساحل اقیانوس آرام مشاهده شود. دلیل اصلی تشکیل مه در این منطقه این است که آب های سطحی نزدیک ساحل بسیار سردتر از آب های سطحی دورتر از ساحل است. هوای گرم و مرطوب از اقیانوس آرام توسط بادهای غربی بر روی آب های سرد ساحلی منتقل می شود. با سرد شدن از پایین، دمای هوا تا نقطه شبنم کاهش می یابد و مه ایجاد می شود. مه فرارفتی، بر خلاف مه تشعشعی، همیشه شامل حرکت هوا می‌شود، بنابراین زمانی که نسیم تابستانی در سانفرانسیسکو می‌وزد، تماشای مه فرارفتی در کنار پل گلدن گیت معمول است (● شکل 5.7 را ببینید). همچنین مشاهده مه فرارفتی در سرچشمه هایی که به سمت دریا بیرون زده اند نسبت به دهانه خلیج ها رایج تر است. اگر کنجکاو هستید که چرا، بخش تمرکز را در صفحه بخوانید. 117.

همانطور که بادهای تابستانی مه را به داخل سرزمین های گرم تر منتقل می کنند، مه نزدیک زمین از بین می رود و صفحه ای از ابرهای خاکستری کم ارتفاع باقی می ماند که جلوی خورشید را می گیرد. دورتر در داخل،

● شکل 5.7 هنگامی که باد هوای مرطوب را بر روی یک سطح خنک تر حرکت می دهد، مه فرارفتی شکل می گیرد. در اینجا مه فرارفتی که بر روی آب سرد و ساحلی اقیانوس آرام شکل گرفته است، از کنار پل گلدن گیت در سانفرانسیسکو در داخل خشکی می‌گذرد. با حرکت مه به داخل، هوا گرم می شود و مه از سطح بالا می رود. در نهایت، هوا به اندازه ای گرم می شود که مه کاملاً تبخیر شود.

FIGURE 5.6 Visible satellite image of dense radiation fog in the southern half of California’s Central Valley on the morning of November 20, 2002. The white region to the east (right) of the fog is the snowcapped Sierra Nevada range. During the late fall and winter, the fog, nestled between two mountain ranges, can last for many days without dissipating. The fog on this day was responsible for several auto accidents, including a 14-car pileup near Fresno dissipate.

This is often the case in the Central Valley area of California during the late fall and winter. A fog layer over 500 m (1700 ft) thick settles between two mountain ranges, while a strong inversion normally keeps the warmest air above the top of the fog. During the day, much of the light from the low winter sun reflects off the top of the fog, allowing only a small amount of sunlight to penetrate the fog and warm the ground. As the air warms from below, the fog  dissipates upward from the surface in a rather shallow layer less than 150 m (500 ft), creating the illusion that the fog  is lifting. Since the fog no longer touches the ground, and a strong inversion exists above it, the fog is called a high inversion fog. (The low cloud above the ground is also called stratus, or, simply, high fog.) As soon as the sun sets, radiation al cooling lowers the air temperature, and the fog once again forms on the ground. This daily lifting and lowering of the fog without the sun ever breaking through it may last for many days or even weeks during winter in California’s Central Valley (see ● Fig. 5.6).

 ADVECTION FOG  

Cooling surface air to its saturation point may be accomplished by warm moist air moving over a cold surface. The surface must be sufficiently cooler than the air above so that the transfer of heat from air to surface will cool the air to its dew point and produce fog. Fog that forms in this manner is called advection fog.

A good example of advection fog may be observed along the Pacific Coast during summer. The main reason fog forms in this region is that the surface water near the coast is much colder than the surface water farther offshore. Warm moist air from the Pacific Ocean is carried (adverted) by westerly winds over the cold coastal waters. Chilled from below, the air temperature drops to the dew point, and fog is produced. Advection fog, unlike radiation fog, always involves the movement of air, so when there is a stiff summer breeze in San Francisco, it’s common to watch advection fog roll in past the Golden Gate Bridge (see ● Fig. 5.7). It is also more common to see advection fog forming at headlands that protrude seaward than in the mouths of bays. If you are curious as to why, read the Focus section on p. 117.

As summer winds carry the fog inland over the warmer land, the fog near the ground dissipates, leaving a sheet of low-lying gray clouds that block out the sun. Farther inland,

● FIGURE 5.7 Advection fog forms as the wind moves moist air over a cooler surface. Here advection fog, having formed over the cold, coastal water of the Pacific Ocean, is rolling inland past the Golden Gate Bridge in San Francisco. As fog moves inland, the air warms and the fog lifts above the surface. Eventually, the air becomes warm enough to totally evaporate the fog.

2. با تبخیر و مخلوط کردن - بخار آب با تبخیر به هوا اضافه می شود و هوای مرطوب با هوای نسبتاً خشک مخلوط می شود.

هنگامی که مه تشکیل می شود توسط قطرات مه جدید که دائماً روی هسته های موجود تشکیل می شوند حفظ می شود. به عبارت دیگر، هوا باید درجه اشباع خود را یا با سرد کردن مداوم یا با تبخیر و اختلاط بخار در هوا حفظ کند. بیایید هر دو فرآیند را بررسی کنیم.

 مه تشعشعی

چگونه هوا می تواند خنک شود تا ابری در نزدیکی سطح ایجاد شود؟ تشعشع و رسانش ابزار اصلی برای خنک کردن هوای شبانه نزدیک زمین هستند. مه تولید شده توسط خنک کننده تابشی زمین، مه تشعشعی یا مه زمین نامیده می شود. بهترین حالت آن در شب‌های صاف است، زمانی که یک لایه کم عمق از هوای مرطوب در نزدیکی زمین توسط هوای خشک‌تر پوشانده می‌شود. از آنجایی که لایه مرطوب کم عمق است، مقدار زیادی از اشعه مادون قرمز خروجی زمین را جذب نمی کند. بنابراین، زمین به سرعت سرد می‌شود و همینطور هوا مستقیماً بالای آن سرد می‌شود و وارونگی سطحی شکل می‌گیرد که هوای خنک‌تر در سطح و هوای گرم‌تر در بالا وجود دارد. لایه زیرین مرطوب (که به سرعت توسط زمین سرد سرد می شود) به سرعت اشباع می شود و مه تشکیل می شود. هر چه شب طولانی تر باشد، زمان خنک شدن بیشتر و احتمال مه بیشتر می شود. از این رو، مه تشعشعی در اواخر پاییز و زمستان در خشکی شایع‌تر است.

 یکی دیگر از عواملی که باعث ایجاد مه تشعشعی می شود، نسیم ملایم کمتر از 5 گره است. اگرچه مه تشعشعی ممکن است در هوای آرام تشکیل شود، حرکت جزئی هوا بیشتر هوای مرطوب را در تماس مستقیم با زمین سرد قرار می دهد و انتقال گرما با سرعت بیشتری انجام می شود. نسیم شدید با مخلوط کردن هوای نزدیک سطح با هوای خشک‌تر بالا، از تشکیل مه تشعشعی جلوگیری می‌کند. مواد تشکیل دهنده آسمان صاف و بادهای خفیف با مناطق پرفشار بزرگ (آنتی سیکلون) همراه است. در نتیجه، در طول زمستان، زمانی که ارتفاع در یک منطقه راکد می شود، ممکن است در روزهای متوالی مه تشعشعی تشکیل شود.

از آنجایی که هوای سرد و سنگین در سراشیبی تخلیه می‌شود و در کف دره جمع می‌شود، معمولاً ما شاهد تشکیل مه تشعشعی در مناطق کم ارتفاع هستیم. از این رو، مه تابشی اغلب مه دره نامیده می شود. هوای سرد و رطوبت زیاد در دره‌های رودخانه‌ها آن‌ها را مستعد مه تشعشع می‌کند. از آنجایی که مه تشعشعی معمولاً در مناطق پست تشکیل می شود، تپه ها ممکن است در تمام طول روز صاف باشند، در حالی که دره های مجاور مه آلود هستند (● شکل 5.5 را ببینید). مه های تشعشعی با پیشروی شب از زمین به سمت بالا تشکیل می شوند و معمولاً در حوالی طلوع خورشید عمیق ترین هستند. با این حال، گاهی اوقات ممکن است مه بعد از طلوع خورشید تشکیل شود، به خصوص زمانی که تبخیر و اختلاط در نزدیکی سطح صورت می گیرد. این معمولاً در پایان یک شب صاف و آرام رخ می‌دهد، زیرا خنک‌سازی تابشی دمای هوا را در لایه‌ای نسبتاً کم‌عمق بالای سطح زمین به نقطه شبنم نزدیک می‌کند. در سطح، هوا اشباع می شود و پوشش ضخیمی از شبنم روی چمن ایجاد می کند. در سپیده دم، پرتوهای خورشید شبنم را تبخیر می کند و بخار آب را به هوا اضافه می کند. سپس یک نسیم ملایم هوای مرطوب را با هوای خشک‌تر در بالا به هم می‌زند و باعث می‌شود که اشباع (و در نتیجه مه) در لایه‌ای کم عمق در نزدیکی زمین شکل بگیرد.

اغلب یک لایه مه کم عمق تا بعد از ظهر از بین می رود یا می سوزد. البته مه "سوزانده" نیست. بلکه نور خورشید در مه نفوذ می کند و زمین را گرم می کند و باعث می شود دمای هوا در تماس با زمین افزایش یابد. هوای گرم بالا می رود و با هوای مه آلود بالا مخلوط می شود که باعث افزایش دمای هوای مه آلود می شود. در هوای کمی گرمتر، برخی از قطرات مه تبخیر می شوند و اجازه می دهند نور خورشید بیشتری به زمین برسد که گرمای بیشتری ایجاد می کند و به زودی مه کاملاً تبخیر و ناپدید می شود.

 تصاویر ماهواره‌ای نشان می‌دهند که پوششی از مه تشعشعی تمایل به تبخیر ("سوزاندن") ابتدا در اطراف خود دارد، جایی که مه معمولاً نازک‌ترین است. نور خورشید به سرعت این منطقه را گرم می کند و باعث می شود مه با مخلوط شدن هوای گرمتر به سمت منطقه مه غلیظ تر، از بین برود.

اگر مه غلیظ باشد، نور خورشید کمی در آن نفوذ کند، و در لبه های بیرونی مخلوط کمی وجود داشته باشد، ممکن است مه نتواند © C. Donald Ahrens

● شکل 5.5 مه تشعشعی در یک دره قرار گرفته است؟

2. by evaporation and mixing  water vapor is added to the air by evaporation, and the moist air mixes with relatively dry air.

Once fog forms it is maintained by new fog droplets, which constantly form on available nuclei. In other words, the air must maintain its degree of saturation either by continual cooling or by evaporation and mixing of vapor into the air. Let’s examine both processes.

 RADIATION FOG

How can the air cool so that a cloud will form near the surface? Radiation and conduction are the primary means for cooling nighttime air near the ground. Fog produced by the earth’s radiational cooling is called radiation fog, or ground fog. It forms best on clear nights when a shallow layer of moist air near the ground is overlain by drier air. Since the moist layer is shallow, it does not absorb much of the earth’s outgoing infrared radiation. The ground, therefore, cools rapidly and so does the air directly above it, and a surface inversion forms, with cooler air at the surface and warmer air above. The moist lower layer (chilled rapidly by the cold ground) quickly becomes saturated, and fog forms. The longer the night, the longer the time of cooling and the greater the likelihood of fog. Hence, radiation fogs are most common over land in late fall and winter.

 Another factor promoting the formation of RADIATION FOG is a light breeze of less than 5 knots. Although RADIATION FOG may form in calm air, slight air movement brings more of the moist air in direct contact with the cold ground, and the transfer of heat occurs more rapidly. A strong breeze tends to prevent RADIATION FOG from forming by mixing the air near the surface with the drier air above. The ingredients of clear skies and light winds are associated with large high-pressure areas (anticyclones). Consequently, during the winter, when a high becomes stagnant over an area, RADIATION FOG may form on many consecutive days.

Because cold, heavy air drains downhill and collects in valley bottoms, we normally see RADIATION FOG forming in low-lying areas. Hence, RADIATION FOG is frequently called valley fog. The cold air and high moisture content in river valleys make them susceptible to radiation fog. Since RADIATION FOG normally forms in lowlands, hills may be clear all day long, while adjacent valleys are fogged in (see ● Fig. 5.5). Radiation fogs form upward from the ground as the night progresses and are usually deepest around sunrise. However, fog may occasionally form after sunrise, especially when evaporation and mixing take place near the surface. This usually occurs at the end of a clear, calm night as radiational cooling brings the air temperature close to the dew point in a rather shallow layer above the ground. At the surface, the air becomes saturated, forming a thick blanket of dew on the grass. At daybreak, the sun’s rays evaporate the dew, adding water vapor to the air. A light breeze then stirs the moist air with the drier air above, causing saturation (and, hence, fog) to form in a shallow layer near the ground.

Often a shallow fog layer will dissipate or burn off by the afternoon. Of course, the fog does not “burn”; rather, sunlight penetrates the fog and warms the ground, causing the air temperature in contact with the ground to increase. The warm air rises and mixes with the foggy air above, which increases the temperature of the foggy air. In the slightly warmer air, some of the fog droplets evaporate, allowing more sunlight to reach the ground, which produces more heating, and soon the fog completely evaporates and disappears.

 Satellite images show that a blanket of RADIATION FOG tends to evaporate (“burn off”) first around its periphery, where the fog is usually thinnest. Sunlight rapidly warms this region, causing the fog to dissipate as the warmer air mixes in toward the denser foggy area.

If the fog is thick, with little sunlight penetrating it, and there is little mixing along the outside edges, the fog may not © C. Donald Ahrens

● FIGURE 5.5 RADIATION FOG nestled in a valley?

شکل 5.4 رطوبت نسبی بالای هوای سرد بالای دریاچه باعث ایجاد لایه ای از مه در یک صبح سرد زمستانی می شود.

هنگامی که در پس زمینه تیره مشاهده می شود، رنگ و هنگامی که در پس زمینه رنگ روشن مشاهده می شود، مایل به زرد است.

با سرد شدن هوا در طول شب، رطوبت نسبی افزایش می یابد. هنگامی که رطوبت نسبی به حدود 75 درصد می رسد، تراکم ممکن است در فعال ترین هسته های رطوبت سنجی شروع شود و مه مرطوب ایجاد کند. همانطور که آب روی هسته ها جمع می شود، اندازه آنها افزایش می یابد و ذرات، اگرچه هنوز کوچک هستند، به اندازه ای بزرگ می شوند که نور را بسیار موثرتر پراکنده کنند. در واقع، با افزایش رطوبت نسبی از حدود 60 درصد به 80 درصد، اثر پراکندگی با ضریب تقریباً 3 افزایش می یابد. از آنجایی که رطوبت نسبی به طور معمول در صبح های خنک زیاد است، بسیاری از نور اجسام دور توسط مرطوب پراکنده می شود. ذرات مه قبل از رسیدن به شما؛ از این رو، دیدن این اجسام دور دشوار است.

 مه مرطوب نه تنها دید را بیشتر از مه خشک محدود می کند، بلکه خاکستری یا سفید مات نیز به نظر می رسد (● شکل 5.4 را ببینید). در نزدیکی سواحل دریا و در هوای پاک بر فراز اقیانوس باز، ذرات نمک درشت معلق در هوا با رطوبت نسبی بالا اغلب یک حجاب سفید نازک در سراسر افق ایجاد می کنند.

مه

در حال حاضر، باید آشکار باشد که تراکم فرآیندی پیوسته است که زمانی شروع می‌شود که بخار آب در رطوبت نسبی تا 75 درصد بر روی هسته‌های مرطوب‌کننده متراکم می‌شود. با افزایش رطوبت نسبی هوا، دید کاهش می یابد و منظره با رنگ مایل به خاکستری پوشانده می شود. با نزدیک شدن تدریجی رطوبت نسبی به 100 درصد، ذرات مه بزرگ ‌تر می‌شوند و تراکم روی هسته‌های کمتر فعال آغاز می‌شود. اکنون بخش بزرگی از هسته‌های موجود دارای آب متراکم شده روی آنها هستند و باعث می‌شوند قطره‌ها حتی بزرگ‌تر شوند تا در نهایت با چشم غیر مسلح قابل مشاهده شوند. افزایش اندازه و غلظت قطرات دید را بیشتر محدود می کند. وقتی دید به کمتر از 1 کیلومتر (0.62 مایل) کاهش می‌یابد، و هوا با میلیون‌ها قطره کوچک آب شناور خیس می‌شود، مه مرطوب به ابری تبدیل می‌شود که در نزدیکی زمین قرار دارد، که ما آن را مه می‌نامیم.*

با همان محتوای آب، مه که در هوای کثیف شهر تشکیل می شود، اغلب غلیظ تر از مه است که بر روی اقیانوس شکل می گیرد. به طور معمول، تعداد کمتر هسته های تراکم در وسط اقیانوس، قطرات مه کمتر، اما بزرگتر را تولید می کند. هوای شهر با هسته‌های فراوانش قطرات مه ریز زیادی تولید می‌کند که ضخامت (یا کدورت) مه را تا حد زیادی افزایش می‌دهد و دید را کاهش می‌دهد. یک نمونه چشمگیر از تشکیل مه غلیظ در هوا با هسته های فراوان در لندن، انگلستان، در اوایل دهه 1950 رخ داد. مه آنقدر غلیظ شد و هوا آنقدر مملو از ذرات دود شد که نور خورشید نمی توانست در هوای دودآلود نفوذ کند و نیاز بود که چراغ های خیابان در ظهر روشن بماند. علاوه بر این، مه‌ای که در هوای آلوده ایجاد می‌شود، می‌تواند اسیدی شود زیرا قطرات ریز مایع با ناخالصی‌های گازی مانند اکسیدهای گوگرد و نیتروژن ترکیب می‌شوند. مه اسیدی تهدیدی برای سلامت انسان به ویژه افرادی است که از قبل مشکلات تنفسی دارند. ما مشکلات سلامتی مرتبط با مه اسیدی و سایر اشکال آلودگی را در فصل 18 با جزئیات بیشتری بررسی خواهیم کرد.

همانطور که قطرات کوچک مه بزرگتر می شوند، سنگین تر می شوند و تمایل دارند به سمت زمین بیفتند. یک قطره مه با قطر 25 متر در هر ثانیه حدود 5 سانتی متر (2 اینچ) به سمت زمین می نشیند. با این سرعت، بیشتر قطرات در یک لایه مه180 متری (حدود 600 فوت) در کمتر از یک ساعت به زمین می‌رسند. بنابراین دو سوال مطرح می شود: مه چگونه تشکیل می شود؟ مه پس از تشکیل چگونه حفظ می شود؟ مه، مانند هر ابری، معمولاً به یکی از دو روش تشکیل می شود:

1. با خنک کردن هوا زیر نقطه اشباع خود (نقطه شبنم) خنک می شود.

*این تعریف رسمی بین المللی از مه است. سرویس هواشناسی ایالات متحده مه را به عنوان محدودیتی برای دید گزارش می دهد که مه دید را به 6 مایل یا کمتر محدود می کند و فاصله بین دمای هوا و نقطه شبنم 5 درجه فارنهایت یا کمتر است. هنگامی که دید کمتر از یک چهارم مایل باشد، مه غلیظ در نظر گرفته می شود

FIGURE 5.4 the high relative humidity of the cold air above the lake is causing a layer of haze to form on a still winter morning

color when viewed against a dark background and a yellowish tint when viewed against a light-colored background.

As the air cools during the night, the relative humidity increases. When the relative humidity reaches about 75 percent, condensation may begin on the most active hygroscopic nuclei, producing a wet haze. As water collects on the nuclei, their size increases and the particles, although still small, become large enough to scatter light much more efficiently. In fact, as the relative humidity increases from about 60 percent to 80 percent, the scattering effect increases by a factor of nearly 3. Since relative humidities are normally high during cool mornings, much of the light from distant objects is scattered away by the wet haze particles before reaching you; hence, it is difficult to see these distant objects.

 Not only does wet haze restrict visibility more than dry haze, it also appears dull gray or white (see ● Fig. 5.4). Near seashores and in clean air over the open ocean, large salt particles suspended in air with a high relative humidity often produce a thin white veil across the horizon.

Fog  

By now, it should be apparent that condensation is a continuous process beginning when water vapor condenses onto hygroscopic nuclei at relative humidities as low as 75 percent. As the relative humidity of the air increases, the visibility decreases, and the landscape becomes masked with a grayish tint. As the relative humidity gradually approaches 100 percent, the haze particles grow larger, and condensation begins on the less-active nuclei. Now a large fraction of the available nuclei have water condensing onto them, causing the droplets to grow even bigger, until eventually they become visible to the naked eye. The increasing size and concentration of droplets further restrict visibility. When the visibility lowers to less than 1 km (0.62 mi), and the air is wet with countless millions of tiny floating water droplets, the wet haze becomes a cloud resting near the ground, which we call fog .*

With the same water content, fog that forms in dirty city air often is thicker than fog that forms over the ocean. Normally, the smaller number of condensation nuclei over the middle of the ocean produce fewer, but larger, fog droplets. City air with its abundant nuclei produces many tiny fog droplets, which greatly increase the thickness (or opaqueness) of the fog and reduce visibility. A dramatic example of a thick fog forming in air with abundant nuclei occurred in London, England, during the early 1950s. The fog became so thick, and the air so laden with smoke particles, that sunlight could not penetrate the smoggy air, requiring that street lights be left on at midday. Moreover, fog that forms in polluted air can turn acidic as the tiny liquid droplets combine with gaseous impurities, such as oxides of sulfur and nitrogen. Acid fog poses a threat to human health, especially to people with preexisting respiratory problems. We’ll examine in more detail the health problems associated with Acid fog and other forms of pollution in Chapter 18.

As tiny fog droplets grow larger, they become heavier and tend to fall toward the earth. A fog droplet with a diameter of 25 m settles toward the ground at about 5 cm (2 in.) each second. At this rate, most of the droplets in a fog layer 180 m (about 600 ft) thick would reach the ground in less than one hour. Therefore, two questions arise: How does fog form? How is fog maintained once it does form? Fog, like any cloud, usually forms in one of two ways:

1. by cooling  air is cooled below its saturation point (dew point).

*This is the official international definition of fog . The United States Weather Service reports fog  as a restriction to visibility when fog  restricts the visibility to 6 miles or less and the spread between the air temperature and dew point is 5°F or less. When the visibility is less than one-quarter of a mile, the fog  is considered dense

چین ها وقتی هوا تا نقطه شبنم خنک می شود، رطوبت نسبی 100 درصد می شود و هوا اشباع می شود. خنک شدن مداوم مقداری از بخار را به قطرات ابر ریز متراکم می کند.

هسته های تراکم

در واقع، فرآیند تراکم که ابرها را تولید می کند، چندان ساده نیست. همانطور که شبنم و یخبندان نیاز به سطحی برای تشکیل دارند، باید ذرات معلق در هوا وجود داشته باشند که بخار آب روی آنها متراکم شود و قطرات ابر تولید کند.

 اگرچه ممکن است هوا تمیز به نظر برسد، اما واقعاً هرگز اینگونه نیست. در یک روز معمولی حجمی از هوا به اندازه انگشت اشاره شما بین 1000 تا 150000 ذره دارد. از آنجایی که بسیاری از اینها به عنوان سطوحی عمل می کنند که بخار آب می تواند بر روی آنها متراکم شود، آنها را هسته های تراکم می نامند. بدون آنها، رطوبت نسبی چند صد درصد قبل از شروع تراکم مورد نیاز است.

برخی از هسته های تراکم بسیار کوچک هستند و شعاع آنها کمتر از 0.2 متر است. از این فیزیکدان بریتانیایی که کشف کرد بخار آب روی هسته‌ها متراکم می‌شود، به این هسته‌های آیتکن گفته می‌شود. ذرات با اندازه های 0.2 تا 1 میکرومتر هسته بزرگ نامیده می شوند، در حالی که سایرین که هسته های غول پیکر نامیده می شوند، بسیار بزرگتر هستند و شعاع آنها بیش از 1 متر است ( ▼ جدول 5.1 را ببینید). هسته های تراکمی که برای تولید ابرها بسیار مناسب هستند (که هسته های تراکم ابر نامیده می شوند) شعاع 0.1 میکرومتر یا بیشتر دارند. معمولاً بین 100 تا 1000 هسته با این اندازه در یک سانتی متر مکعب هوا وجود دارد. این ذرات به طرق مختلف وارد اتمسفر می شوند: گرد و غبار، آتشفشان ها، دود کارخانه ها، آتش جنگل ها، نمک حاصل از اسپری اقیانوس ها و حتی ذرات سولفات ساطع شده از فیتوپلانکتون ها در اقیانوس ها. در واقع، مطالعات نشان می‌دهد که سولفات‌ها منبع اصلی هسته‌های تراکم ابر در جو دریا هستند. از آنجایی که بیشتر ذرات در جو نزدیک زمین رها می شوند، بیشترین غلظت هسته ها در پایین اتمسفر نزدیک به سطح زمین مشاهده می شود.

 هسته های تراکم بسیار سبک هستند (بسیاری از آنها جرمی کمتر از یک تریلیونم گرم دارند)، بنابراین می توانند روزهای زیادی در هوا معلق بمانند. آنها در شهرهای صنعتی بسیار فراوان هستند، جایی که هوای بسیار آلوده ممکن است حاوی نزدیک به 1 میلیون ذره در هر سانتی متر مکعب باشد. آنها در هوای پاک‌تر «کشور» و بر روی اقیانوس‌ها کاهش می‌یابند، جایی که غلظت آن ممکن است به تنها چند هسته در هر سانتی‌متر مکعب کاهش یابد.

برخی از ذرات رطوبت سنجی هستند ("جستجوی آب") و بخار آب بر روی این سطوح متراکم می شود که رطوبت نسبی به طور قابل توجهی کمتر از 100 درصد باشد. نمک اقیانوس مانند نمک خوراکی معمولی رطوبت سنجی است. در هوای مرطوب، ریختن نمک از شیکر دشوار است، زیرا بخار آب روی کریستال های نمک متراکم می شود و آنها را به هم می چسباند. علاوه بر این، در یک روز مرطوب، چیپس‌های سیب‌زمینی نمکی که در بیرون در یک کاسه بدون درپوش گذاشته می‌شوند، خیس می‌شوند. از دیگر هسته های رطوبت سنجی می توان به ذرات اسید سولفوریک و نیتریک اشاره کرد. همه ذرات به عنوان هسته های متراکم خوب عمل نمی کنند. برخی از آنها آبگریز* ("دفع آب") هستند - مانند روغن ها، بنزین، و موم های پارافین - و حتی زمانی که رطوبت نسبی بالای 100 درصد است در برابر تراکم مقاومت می کنند (● شکل 5.3 را ببینید). همانطور که می بینیم، تراکم ممکن است در برخی از ذرات زمانی که رطوبت نسبی بسیار کمتر از 100 درصد باشد و در برخی دیگر تنها زمانی که رطوبت نسبی بسیار بالاتر از 100 درصد باشد، شروع شود. با این حال، در هر زمان معین معمولاً هسته های زیادی وجود دارد، به طوری که مه، مه و ابرها در رطوبت نسبی نزدیک یا کمتر از 100 درصد تشکیل می شوند.

 مه

فرض کنید از منطقه ای بازدید می کنید که دارای لایه ای از Haze (یعنی لایه ای از غبار یا ذرات نمک) در بالای منطقه معلق است. در آنجا، ممکن است متوجه شوید که اجسام دور معمولاً در بعدازظهر بیشتر از صبح قابل مشاهده هستند، حتی زمانی که غلظت ذرات در هوا تغییر نکرده است. چرا؟ در طول بعد از ظهر گرم، رطوبت نسبی هوا اغلب کمتر از نقطه‌ای است که بخار آب شروع به متراکم شدن می‌کند، حتی در هسته‌های مرطوب فعال. بنابراین، ذرات شناور کوچک باقی می مانند - معمولاً بزرگتر از یک دهم میکرومتر نیستند. این ذرات ریز مه خشک به طور انتخابی برخی از پرتوهای نور خورشید را پراکنده می کنند، در حالی که به دیگران اجازه می دهند در هوا نفوذ کنند. اثر پراکندگی مه خشک مایل به آبی ایجاد می کند

*یک آبگریز مصنوعی PTFE یا تفلون است - ماده ای که در پارچه های ضد باران استفاده می شود.

شکل 5.3 هسته های هیگروسکوپیک «جستجوی آب» هستند و بخار آب به سرعت روی سطوح آنها متراکم می شود. هسته های آبگریز "آب رانده" هستند و در برابر تراکم مقاومت می کنند

creases. When air cools to the dew point, the relative humidity becomes 100 percent and the air is saturated. Continued cooling condenses some of the vapor into tiny Cloud Droplets.

Condensation Nuclei

Actually, the condensation process that produces clouds is not quite so simple. Just as dew and frost need a surface to form on, there must be airborne particles on which water vapor can condense to produce Cloud Droplets.

 Although the air may look clean, it never really is. On an ordinary day, a volume of air about the size of your index finger contains between 1000 and 150,000 particles. Since many of these serve as surfaces on which water vapor can condense, they are called condensation nuclei. Without them, relative humidities of several hundred percent would be required before condensation could begin.

Some condensation nuclei are quite small and have a radius less than 0.2 m; these are referred to as Aitken nuclei, after the British physicist who discovered that water vapor condenses on nuclei. Particles ranging in size from 0.2 to 1 µm are called large nuclei, while others, called giant nuclei, are much larger and have radii exceeding 1 m (see ▼ Table 5.1). The condensation nuclei most favorable for producing clouds (called cloud condensation nuclei) have radii of 0.1 µm or more. Usually, between 100 and 1000 nuclei of this size exist in a cubic centimeter of air. These particles enter the atmosphere in a variety of ways: dust, volcanoes, factory smoke, forest fi res, salt from ocean spray, and even sulfate particles emitted by phytoplankton in the oceans. In fact, studies show that sulfates provide the major source of cloud condensation nuclei in the marine atmosphere. Because most particles are released into the atmosphere near the ground, the largest concentrations of nuclei are observed in the lower atmosphere near the earth’s surface.

 Condensation nuclei are extremely light (many have a mass less than one-trillionth of a gram), so they can remain suspended in the air for many days. They are most abundant over industrial cities, where highly polluted air may contain nearly 1 million particles per cubic centimeter. They decrease in cleaner “country” air and over the oceans, where concentrations may dwindle to only a few nuclei per cubic centimeter.

Some particles are hygroscopic (“water-seeking”), and water vapor condenses upon these surfaces when the relative humidity is considerably lower than 100 percent. Ocean salt is hygroscopic, as is common table salt. In humid weather, it is difficult to pour salt from a shaker because water vapor condenses onto the salt crystals, sticking them together. Moreover, on a humid day, salty potato chips left outside in an uncovered bowl turn soggy. Other hygroscopic nuclei include sulfuric and nitric acid particles. Not all particles serve as good condensation nuclei. Some are hydrophobic* (“water-repelling”) — such as oils, gasoline, and paraffin waxes — and resist condensation even when the relative humidity is above 100 percent (see ● Fig. 5.3). As we can see, condensation may begin on some particles when the relative humidity is well below 100 percent and on others only when the relative humidity is much higher than 100 percent. However, at any given time there are usually many nuclei present, so that haze, fog, and clouds will form at relative humidities near or below 100 percent.

 Haze

Suppose you visit an area that has a layer of Haze (that is, a layer of dust or salt particles) suspended above the region. There, you may notice that distant objects are usually more visible in the afternoon than in the morning, even when the concentration of particles in the air has not changed. Why? During the warm afternoon, the relative humidity of the air is often below the point where water vapor begins to condense, even on active hygroscopic nuclei. Therefore, the floating particles remain small — usually no larger than about one-tenth of a micrometer. These tiny dry Haze particles selectively scatter some rays of sunlight, while allowing others to penetrate the air. The scattering effect of dry Haze produces a bluish

*A synthetic hydrophobic is PTFE, or Teflon — the material used in rain-repellent fabric

FIGURE 5.3 Hygroscopic nuclei are “water-seeking,” and water vapor rapidly condenses on their surfaces. Hydrophobic nuclei are “water-repelling” and resist condensation

آیا در یک صبح تابستانی با پای برهنه روی یک چمن راه رفته اید و علف های خیس را زیر پای خود احساس کرده اید؟ آیا تا به حال فکر کرده اید که چگونه آن قطرات درخشان شبنم می توانند در یک شب روشن تابستانی تشکیل شوند؟ یا چرا روی چمن ها شکل می گیرند اما روی بوته هایی که چندین متر بالاتر از زمین قرار دارند، شکل نمی گیرند؟ در این فصل ابتدا تشکیل شبنم و یخبندان را بررسی می کنیم. سپس به بررسی انواع مه می پردازیم. فصل با شناسایی و مشاهده ابرها به پایان می رسد.

تشکیل شبنم و یخبندان

 در شب‌های صاف و آرام، اجسام نزدیک به سطح زمین با انتشار تشعشعات فروسرخ به سرعت خنک می‌شوند. زمین و اجسام روی آن اغلب بسیار سردتر از هوای اطراف می شوند. هوایی که با این سطوح سرد در تماس است با رسانایی خنک می شود. در نهایت، هوا تا نقطه شبنم خنک می شود - دمایی که در آن اشباع اتفاق می افتد. همانطور که سطوحی مانند شاخه ها، برگ ها و تیغه های چمن در زیر این دما سرد می شوند، بخار آب شروع به متراکم شدن روی آنها می کند و لکه های قابل رویت کوچکی از آب به نام شبنم را تشکیل می دهد (● شکل 5.1 را ببینید). اگر دمای هوا به انجماد یا کمتر از آن کاهش یابد، شبنم یخ می زند و به دانه های ریز یخی تبدیل می شود که به آن شبنم یخ زده می گویند. از آنجایی که خنک‌ترین هوا معمولاً در سطح زمین است، شبنم بیشتر بر روی تیغه‌های چمن ایجاد می‌شود تا اجسام چند متری از سطح. این پوشش نازک شبنم نه تنها پاهای برهنه را مرطوب می کند، بلکه منبع ارزشمندی از رطوبت برای بسیاری از گیاهان در دوره های کم بارش است. به طور متوسط ​​برای یک سال کامل در عرض های جغرافیایی متوسط، شبنم پوششی از آب به ضخامت 12 تا 50 میلی متر (0.5 و 2 اینچ) تولید می کند.

 شبنم در شب‌هایی که صاف و آرام است بیشتر از شب‌های ابری و بادخیز تشکیل می‌شود. شب های صاف به اجسام نزدیک زمین اجازه می دهد تا با انتشار تشعشعات مادون قرمز به سرعت سرد شوند و بادهای آرام به این معنی است که سردترین هوا در سطح زمین قرار می گیرد. این شرایط جوی معمولاً با سیستمهای بزرگ با آب و هوای منصفانه و فشار بالا همراه است. از سوی دیگر، هوای ابری و بادی که از خنک شدن سریع در نزدیکی زمین و تشکیل شبنم جلوگیری می کند، اغلب نشان دهنده نزدیک شدن به یک سیستم طوفانی باران زا است. این مشاهدات الهام بخش قافیه عامیانه زیر است:

 وقتی شبنم روی چمن است،

باران هرگز نخواهد آمد

وقتی چمن در نور صبح خشک می شود،

 قبل از شب به دنبال باران باشید!

 یخبندان سفید قابل مشاهده در صبح های سرد، صاف و آرام زمانی که دمای نقطه شبنم زیر صفر یا زیر صفر است، تشکیل می شود. هنگامی که دمای هوا تا نقطه شبنم (که اکنون نقطه یخبندان نامیده می‌شود) سرد می‌شود و سرد شدن بیشتر اتفاق می‌افتد، بخار آب می‌تواند مستقیماً به یخ تبدیل شود بدون اینکه ابتدا به مایع تبدیل شود - فرآیندی به نام رسوب.* بلورهای ظریف و سفید یخ که در به این روش، سرمازدگی، یخبندان سفید، یا به سادگی یخبندان گفته می شود. فراست دارای الگوی انشعاب درختی است که به راحتی آن را از دانه های تقریباً کروی شبنم یخ زده متمایز می کند.

در صبح‌های سرد زمستان، یخ‌زدگی ممکن است در داخل شیشه پنجره به همان شکل بیرون ایجاد شود، با این تفاوت که شیشه سرد هوای داخل خانه را در مجاورت آن سرد می‌کند. هنگامی که دمای داخل پنجره به زیر صفر می رسد، بخار آب در اتاق یک رسوب سبک و پر از یخ تشکیل می دهد (● شکل 5.2 را ببینید).

 در هوای بسیار خشک، دمای هوا ممکن است کاملاً سرد شود و بدون رسیدن به نقطه یخبندان به زیر صفر برسد و یخبندان قابل مشاهده ای تشکیل نشود. یخ زدگی و یخبندان سیاه کلماتی هستند که بیانگر این وضعیت هستند. این شرایط می تواند به شدت به محصولات زراعی آسیب برساند (به فصل 3، صفحات 71-73 مراجعه کنید).

 بنابراین، شبنم، شبنم یخ زده، و یخبندان در لایه نسبتا کم عمق هوا در نزدیکی زمین در شب های صاف و آرام تشکیل می شوند. اما با سرد شدن لایه عمیق تر در مجاورت زمین چه اتفاقی برای هوا می افتد؟ ما در فصل 4 دیدیم که اگر هوا بدون تغییر در محتوای بخار آب سرد شود، رطوبت نسبی در

*به یاد بیاورید که وقتی یخ بدون ذوب شدن دوباره به بخار تبدیل می شود، به این فرآیند تصعید می گویند.

● شکل 5.1 شبنم در شب‌های صاف زمانی که اجسام روی سطح تا دمای زیر نقطه شبنم خنک می‌شوند، تشکیل می‌شود. اگر این دانه های آب یخ بزنند، تبدیل به شبنم یخ زده می شوند

شکل 5.2 اینها الگوهای کریستال یخی ظریفی هستند که یخبندان در یک صبح سرد زمستانی روی پنجره نشان می دهد.

Have you walked barefoot across a lawn on a summer morning and felt the wet grass under your feet? Did you ever wonder how those glistening droplets of dew could form on a clear summer night? Or why they formed on grass but not on bushes several meters above the ground? In this chapter, we will investigate first the formation of dew and frost. Then we will examine the different types of fog. The chapter concludes with the identification and observation of clouds.

The Formation of Dew and Frost

 On clear, calm nights, objects near the earth’s surface cool rapidly by emitting infrared radiation. The ground and objects on it often become much colder than the surrounding air. Air that comes in contact with these cold surfaces cools by conduction. Eventually, the air cools to the dew point — the temperature at which saturation occurs. As surfaces such as twigs, leaves, and blades of grass cool below this temperature, water vapor begins to condense upon them, forming tiny visible specks of water called dew (see ● Fig. 5.1). If the air temperature should drop to freezing or below, the dew will freeze, becoming tiny beads of ice called frozen dew. Because the coolest air is usually at ground level, dew is more likely to form on blades of grass than on objects several meters above the surface. This thin coating of dew not only dampens bare feet, but is also a valuable source of moisture for many plants during periods of low rainfall. Averaged for an entire year in middle latitudes, dew yields a blanket of water between 12 and 50 mm (0.5 and 2 in.) thick.

 Dew is more likely to form on nights that are clear and calm than on nights that are cloudy and windy. Clear nights allow objects near the ground to cool rapidly by emitting infrared radiation, and calm winds mean that the coldest air will be located at ground level. These atmospheric conditions are usually associated with large fair-weather, high-pressure systems. On the other hand, the cloudy, windy weather that inhibits rapid cooling near the ground and the forming of dew often signifies the approach of a rain-producing storm system. These observations inspired the following folk rhyme:

 When the dew is on the grass,

rain will never come to pass.

When grass is dry at morning light,

 look for rain before the night!

 Visible white frost forms on cold, clear, calm mornings when the dew-point temperature is at or below freezing. When the air temperature cools to the dew point (now called the frost point) and further cooling occurs, water vapor can change directly to ice without becoming a liquid first — a process called deposition.* The delicate, white crystals of ice that form in this manner are called hoarfrost, white frost, or simply frost. Frost has a treelike branching pattern that easily distinguishes it from the nearly spherical beads of frozen dew.

On cold winter mornings, frost may form on the inside of a windowpane in much the same way as it does outside, except that the cold glass chills the indoor air adjacent to it. When the temperature of the inside of the window drops below freezing, water vapor in the room forms a light, feathery deposit of frost (see ● Fig. 5.2).

 In very dry weather, the air temperature may become quite cold and drop below freezing without ever reaching the frost point, and no visible frost forms. Freeze and black frost are words denoting this situation. These conditions can severely damage crops (see Chapter 3, pp. 71–73).

 So, dew, frozen dew, and frost form in the rather shallow layer of air near the ground on clear, calm nights. But what happens to air as a deeper layer adjacent to the ground is cooled? We’ve seen in Chapter 4 that if air cools without any change in water-vapor content, the relative humidity in-

*Recall that when the ice changes back into vapor without melting, the process is called sublimation.

● FIGURE 5.1 Dew forms on clear nights when objects on the surface cool to a temperature below the dew point. If these beads of water should freeze, they would become frozen dew

FIGURE 5.2 These are the delicate ice-crystal patterns that frost exhibits on a window during a cold winter morning.

آب و هوا یک درام همیشه در حال پخش است که پیش از آن ما مخاطب اسیر هستیم. با فضای پایین به عنوان صحنه، هوا و آب به عنوان شخصیت های اصلی، و ابرها برای لباس، اعمال آب و هوا به طور مداوم در جایی در سراسر جهان ارائه می شود. فیلمنامه  توسط خورشید نوشته شده است. تولید توسط چرخش زمین هدایت می شود. و همانطور که هیچ صحنه تئاتر دقیقاً دو بار به روی صحنه نمی رود، هر قسمت آب و هوا کمی متفاوت پخش می شود، هر کدام با کمی فردیت مشخص می شوند. کلاید اور جونیور، بین زمین و فضا

فهرست

 تشکیل شبنم و یخبندان

 مه  تراکم هسته ها

 فرارفت مه  تشعشع مه

تمرکز مه  بر روی یک مشاهده

چرا هدلندها معمولا مه  آلود هستند؟

 از سواحل؟

مه  سربالایی

 تبخیر (اختلاط) مه

هوای مه  آلود

روی یک موضوع خاص تمرکز کنید

مه  ای که با اختلاط ایجاد می شود

روی یک موضوع زیست محیطی تمرکز کنید

 ابرهای پراکنده مه

 طبقه بندی ابرها

 Cloud Identification ابرهای بالا

ابرهای میانی

کم ابرها

 ابرها با توسعه عمودی

چند ابر غیر معمول

 مشاهدات ابری

 تعیین شرایط آسمان

 روی یک مشاهده تمرکز کنید

اندازه گیری سقف های ابری

مشاهدات ماهواره ای

روی یک موضوع خاص تمرکز کنید

ماهواره ها بیشتر از رصد ابرها انجام می دهند

خلاصه

شرایط کلیدی

سوالات برای بررسی

 سوالاتی برای تفکر

مشکلات و تمرینات

The weather is an ever-playing drama before which we are a captive audience. With the lower atmosphere as the stage, air and water as the principal characters, and Clouds for costumes, the weather’s acts are presented continuously somewhere about the globe. The script is written by the sun; the production is directed by the earth’s rotation; and, just as no theater scene is staged exactly the same way twice, each weather episode is played a little differently, each is marked with a bit of individuality. Clyde Orr, Jr., Between Earth and Space

CONTENTS

 The Formation of Dew and Frost

 Condensation Nuclei Haze

 Fog Radiation Fog Advection

Fog FOCUS ON AN OBSERVATION

Why Are Headlands Usually Foggier

 Than Beaches?

Upslope Fog

 Evaporation (Mixing) Fog

Foggy Weather

FOCUS ON A SPECIAL TOPIC

Fog That Forms by Mixing

FOCUS ON AN ENVIRONMENTAL ISSUE

 Fog Dispersal Clouds

 Classification of Clouds

 Cloud Identification High Clouds

Middle Clouds

Low Clouds

 Clouds with Vertical Development

Some Unusual Clouds

 Cloud Observations

 Determining Sky Conditions

 FOCUS ON AN OBSERVATION

Measuring Cloud Ceilings

Satellite Observations

FOCUS ON A SPECIAL TOPIC

Satellites Do More Than Observe Clouds

Summary

Key Terms

Questions for Review

 Questions for Thought

Problems and Exercises

نگارش از سعید جعفری  •  به روز شده در: ۰۷/۰۴/۲۰۲۲ - ۱۸:۰۷

محل برگزاری مذاکرات هسته‌ای ایران و قدرت‌های جهانی در وین   -   کپی رایت  AP Photo

احتمالا خود دیپلمات‌های حاضر در مذاکرات هسته‌ای هم از تکرار جملاتی که در ماه‌های اخیر در خصوص گفتگوهای احیای برجام به زبان آورده‌اند، خسته شده باشند؛ جایی که از آنها جز «پیشرفت‌هایی حاصل شده اما هنوز با توافق فاصله داریم و در صورتی که طرف مقابل تصمیمات سیاسی را اتخاذ کند، احیای برجام در دسترس خواهد بود» نمی‌شونیم.

در حالی‌که در روزهای پایانی ماه فوریه و اوایل ماه مارس ایران و قدرت‌های جهانی به حصول توافق دوباره بر سر برنامه هسته‌ای این کشور نزدیک بودند، حالا شواهد و قرائن هیچ حکایتی از در دسترس بودن توافق ندارد. آنتونی بلینکن، وزیر امور خارجه آمریکا چهارشنبه ۶ آوریل در گفتگو با شبکه ان‌بی‌سی تاکید کرد که با وجود تلاش‌های صورت گرفته چندان نسبت به حصول توافق با ایران خوشبین نیست.

این در حالی است که چنین نگاهی در جبهه مقابل و در ایران نیز مشاهده می‌شود. اوایل هفته جاری بود که چندین نماینده مجلس ایران با انتشار بخش‌هایی از پیش‌نویس متن حاضر در مذاکرات هسته‌ای، توافق احتمالی را به باد انتقاد گرفتند و تاکید کردند چنین متنی نه ملزومات قانون مجلس را تامین می‌کند و نه خط قرمزهای علی خامنه‌ای را مد نظر قرار داده است.

همچنین روزنامه کیهان هم در مقاله‌ای با انتقاد از کسانی که روسیه و مواضع کرملین را مانع رسیدن به توافق می‌دانند تاکید کرده این آمریکا است که حاضر به دادن تضمین‌های معتبر نشده و همین مسائل، حصول به توافق را با مشکل مواجه کرده است. این روزنامه تندرو همچنین با انتقاد از کسانی که در ایران از مواضع روسیه انتقاد می‌کنند، این گروه را به روسیه ستیزی و پادویی آمریکا متهم کرده است.

اما اختلافات باقی‌مانده طرفین بر سر چه موضوعاتی است؟ دامنه اختلافات را در واقع باید در چند سطح مختلف و متفاوت بررسی کرد. برخی از مسائل حتی در مذاکرات هم حل نشده و برخی دیگر با اینکه بر سر آنها میان دیپلمات‌ها تفاهم‌هایی حاصل شده، در پایتخت‌ها با متن به دست آمده مخالفت می‌شود.

اختلاف نظر در پایتخت‌ها

در خصوص دسته دوم اختلافات می‌توان به مسائل و خواسته‌های مد نظر ایران اشاره کرد. همانطور که نمایندگان مجلس ایران می‌گویند، در متن حاصل شده هیچ گونه تضمینی برای عدم تکرار تجربه سال ۲۰۱۸ و خروج یکجانبه آمریکا از این توافق پیش‌بینی نشده است. هرچند گروهی در ایران از همان ابتدا بر لزوم رعایت این مسئله تاکید داشتند اما همانطور که طرف آمریکایی بارها تاکید کرده بود، دولت این کشور از نظر حقوقی ظرفیتی برای ارائه تضمین‌های مد نظر ایران ندارد. در نتیجه هرچند تیم مذاکره کننده ایرانی در دولت رئيسی ابتدا گفتگوهای خود را با تاکید بر دریافت تضمین‌ها در سه سطح سیاسی، حقوقی و اقتصادی آغاز کرده بودند، اما پس از چندین ماه رفت و آمد به نتیجه‌ای رسیده بودند که پیشتر عباس عراقچی در گفتگوها رسیده بود؛ به این معنا که برجام و توافقی در این سطح امکان ارائه تضمین ندارد و دولت کنونی آمریکا نمی‌تواند از طرف دولت آتی این کشور به ایران تضمین ارائه دهد. این اتفاق تنها در صورتی قابل دستیابی است که مسئولان جمهوری اسلامی به انجام گفتگوهای جامع‌تر تن دهند و مسائل خود با آمریکا را در چارچوبی گسترده‌تر مورد بررسی قرار دهند. همچنین برخی از ناظران بر این باورند که ایران با ارائه مجوز برای فعالیت شرکت‌های اقتصادی آمریکایی در ایران می‌تواند بزرگ‌ترین تضمین را دریافت کند چرا که در آن صورت دولت آتی ایالات متحده هم به دلیل منافع اقتصادی شرکت‌های آمریکایی حاضر نخواهد شد از توافق خارج شود.

تمام اینها مواردی است که رهبران جمهوری اسلامی روی خوشی به آن نشان نمی‌دهند و همانطور که علی خامنه‌ای پیشتر و در سالهای ۲۰۱۵ و ۲۰۱۶ تاکید کرده، قرار نیست خبری از برجام ۲ و ۳ و تغییر سطح مناسبات ایران و آمریکا باشد. به عبارت دیگر راهبرد جمهوری اسلامی ایران در قبال مساله هسته‌ای نه استراتژیک که به صورت یک پروژه موردی تعریف می‌شود. این بدان معناست که هرچند گاهی برخی از سیاستمداران در ایران به این موضوع اشاره می‌کنند که توافق احیای برجام می‌تواند پایه‌ای برای گفتگوهای گسترده‌تر در آینده باشد اما واقعیت امر این است که ایران پس از اجرایی شدن برجام نشان داد چنین قصدی ندارد و تلاش دارد با حصول برجام و باز کردن زنجیرهای تحریم‌ها، فضای تنفسی برای خود ایجاد کند، نه اینکه از این پنجره به عنوان فرصتی برای حل مشکلات دیرینه خود با آمریکا استفاده کند.

در چنین شرایطی راه‌حل‌های جایگزین که بتواند کار دریافت تضمین را انجام دهد، از روی میز کنار می‌رود؛ مساله‌ای که به مذاق تندروها در ایران چندان خوشایند نیامده و گروهی از آنها عدم حصول توافق را به توافقی شکننده که هیچ تضمینی برای باقی ماندن طرف مقابل در آن وجود ندارد ترجیح می‌دهند.

اختلافات بر سر سپاه پاسداران

اما دسته دوم اختلافات که شاید بنیادی‌تر به نظر می‌رسند مسائلی هستند که هنوز حتی بین مذاکره کنندگان هم توافقی بر سر آن شکل نگرفته است. مهم‌ترین محور در این زمینه بحث خروج سپاه پاسداران از فهرست سازمان‌های تروریستی ایالات متحده آمریکا است. یک منبع نزدیک به تیم آمریکایی در این خصوص به یورونیوز گفته است آمریکا خواهان دریافت تعهدی از ایران شده که در صورتی که سپاه از فهرست سازمان‌های تروریستی خارج شود، دیگر به دنبال فرآیند انتقام ترور قاسم سلیمانی نخواهد رفت. این منبع که نخواست نامش فاش شود در ادامه افزود: «مقام‌های ایرانی اعلام کرده‌اند حاضرند چنین تعهدی را به صورت غیررسانه‌ای به آمریکا بدهند اما نمی‌توانند این مساله را علنی کنند. این موضوع با مخالفت آمریکا مواجه شده است.»

در واقع واشنگتن می‌خواهد برای پاسخ به مخالفان داخلی خود که در هفته‌های گذشته شدیدا با مسئله خروج سپاه از فهرست سازمان‌های تروریستی مخالفت کرده‌اند، چنین تعهدی را از سوی ایران ارائه دهد. چرا که با فضاسازی که جمهوری‌خواهان و همچنین اسرائيل در آمریکا انجام داده، مسئله خروج سپاه از فهرست سازمان‌های تروریستی به یکی از چالش‌های جدی و پرهزینه برای دولت آمریکا بدل شده است.

این در حالی است که از سوی دیگر در هفته‌های اخیر تعداد دموکرات‌هایی هم که با این مساله مخالفت کرده‌اند، افزایش یافته است. در واقع این مساله از آنجا بر می‌آید که در شرایطی که آمریکا در حال حاضر در سال انتخابات به سر می‌برد، نمایندگان کنگره حتی از نوع دموکرات‌ها نمی‌خواهند خود را با چنین چالشی مواجه سازد که ممکن است به قیمت از دست رفتن کرسی آنها در مجلس نمایندگان بینجامد. به عبارت دیگر با فضاسازی رسانه‌ای گسترده‌ای که مخالفان برجام در آمریکا انجام داده‌اند، هزینه حمایت از این توافق حتی در میان دموکرات‌ها نیز افزایش یافته است.

در چنین شرایطی کار برای دولت جو بایدن از پیش هم سخت‌تر شده است و این از جمله مشکلاتی است که گذشت زمان بر حجم و عمق آن افزوده است. به عبارت دیگر برخلاف تصور مقام‌های ایرانی که بر این باور بودند با گذشت زمان و ادامه پایداری روی مواضع خود، آمریکا به دلایل متعددی چون نداشتن گزینه جانشین برای توافق هسته‌ای، حمله روسیه به اوکراین و درگیری ذهنی غرب در این مساله و همچنین اهمیت روزافزون چالش‌ها با چین، حاضر خواهد بود امتیازات بیشتری به تهران ارائه دهد، در حال حاضر شرایط برای کاخ سفید روز به روز سخت‌تر می‌شود و کار برای پذیرش توافق با ایران برای جو بایدن هر روز دشوار‌تر می‌شود. به این دلیل که با ادامه فضاسازی مخالفان داخلی و بین‌المللی توافق برجام و نزدیک‌تر شدن به انتخابات کنگره، دولت آمریکا رفتاری به مراتب محافظه‌کارانه‌تر ارائه می‌کند و تلاش خواهد کرد از هر اقدامی که باعث شود شرایط داخلی را به ضرر دموکرات‌ها تغییر دهد، اجتناب خواهد کرد.

در چنین شرایطی کار برای احیای توافق هسته‌ای سخت‌تر از قبل شده است. از یک سو ایران نگران این موضوع است که چنین توافقی با چنین ابعادی می‌تواند بسیار شکننده باشد و عمر آن تنها به کمتر از دو سال محدود بماند، از سوی دیگر تهران حاضر نیست تن به گفتگوهای جامع‌تر بدهد و مسائل خود با واشنگتن را در قالبی گسترده‌تر حل و فصل کند. تمام این‌ها در حالی است که به صورت منطقی مقام‌های جمهوری اسلامی ایران باید بر این امر آگاه باشند که ادامه وضعیت کنونی و استمرار تحریم‌ها شرایط را برای اداره کشور بسیار دشوارتر از این خواهد کرد. هرچند مقام‌های دولت رئيسی در ماه‌های اخیر بارها بر موضوع افزایش صادرات و درآمدهای نفتی ایران تاکید می‌کنند اما این در حالیست که این افراد یک واقعیت ساده را در تحلیل‌های خود در نظر نمی‌گیرند و آن کاهش سخت‌گیری‌های دولت آمریکا بر فرآیند دور زدن تحریم‌های جمهوری اسلامی ایران است. در واقع واشنگتن در ماه‌های اخیر تلاش کرده با سخت‌گیری کمتر لطمه‌ای به فرآیند مذاکرات وارد نشود با این امید که در نهایت بتواند با ایران بر سر احیای برجام به توافق برسد.

در نهایت درست‌ترین انگاره برای تحلیل شرایطی که در حال حاضر می‌توان برای مذاکرات هسته‌ای ایران و قدرت‌های جهانی به آن اشاره کرد، دور شدن طرفین از احتمال حصول به یک توافق تازه برای احیای برجام است؛ در عین حال هر دو طرف دست‌کم در حال حاضر چشم‌اندازی از پلن بی یا طرح جایگزین برای فردای شکست مذاکرات در دست ندارند؛ مساله‌ای که شاید مهم‌ترین دلیل برای اجتناب دو طرف از اعلام رسمی شکست گفتگوها به شمار آید.

منبع

https://per.euronews.com/2022/04/07/iran-nuclear-talks-exclusive-report

ایران و ایالات متحده در حالی که با فشار داخلی بر سر احیای توافق هسته ای تاریخی مواجه هستند، به فشار دادن یکدیگر برای دادن امتیاز ادامه می دهند.

ایران و ایالات متحده همچنان یکدیگر را به دلیل تداوم تاخیر مقصر می‌دانند و می‌گویند طرف مقابل باید دلیل را ببیند و موضع خود را بپذیرد [بایگانی: لیسی نیسنر/ رویترز]

نوشته  مازیار معتمدی

منتشر شده در 6 آوریل 20226 آوریل 2022

تهران، ایران – یک سال پس از برگزاری نشست نمایندگان ایران، ایالات متحده و دیگر قدرت‌های جهانی در وین برای بازگرداندن توافق هسته‌ای 2015، آنها هنوز توافقی را نهایی نکرده‌اند که ماه‌ها بین دستیابی به درک و دست نیافتنی بودن در نوسان بوده است.

مذاکرات مستقیم و غیرمستقیم در پایتخت اتریش یک ماه پیش توسط هماهنگ کننده اتحادیه اروپا متوقف شد، زیرا مسائل چند جانبه حل شده و متن توافق تقریباً نهایی شده بود.

گفته می‌شود که این مکث با هدف یافتن راه‌حلی برای درخواست روسیه در آخرین لحظه مبنی بر اینکه تحریم‌های غرب به دلیل تهاجم این کشور به اوکراین بر معاملات آتی با ایران تأثیری نخواهد گذاشت، انجام شد.

این موضوع در عرض چند روز حل شد زیرا مسکو اعلام کرد که تضمین های مکتوب کافی  از واشنگتن دریافت کرده است. اما به نظر نمی رسد که یک توافق نزدیکتر شود زیرا مذاکرات غیرمستقیم بین تهران و واشنگتن، که توسط مقامات اروپایی  که پیام هایی را ارائه می دهند ، برای هفته ها متوقف شده است.

محافظه کاران در مجلس ایران همچنان به دولت فشار می آورند تا در مذاکرات خود با آمریکا موضعی تسلیم ناپذیر اتخاذ کند [بایگانی: WANA از طریق رویترز]

ایران و آمریکا - که به طور یکجانبه توافق هسته‌ای را در سال 2018 و با اعمال تحریم‌ها کنار گذاشتند - هنوز بر سر مسائل محدود اما بسیار مهم در بن بست قرار دارند.

مهمترین آنها این است که آیا نام "سازمان تروریستی خارجی" (FTO) از سپاه پاسداران ایران برداشته خواهد شد یا خیر.

سپاه پاسداران انقلاب اسلامی یک نیروی نخبه است که نفوذ ایران را در سراسر منطقه هدایت می کند و در عین حال از قدرت اقتصادی قابل توجهی در داخل مرزهای کشور برخوردار است.

مقامات ایرانی بارها تاکید کرده اند که موضوع گارد "خط قرمز" بزرگی است که از آن عقب نشینی نخواهند کرد.

با این وجود، محافظه کاران در مجلس ایران همچنان به دولت فشار می آورند تا در مذاکرات خود با آمریکا موضعی تسلیم ناپذیر اتخاذ کند.

دولت جو بایدن، رئیس‌جمهور آمریکا نیز با فشار بسیاری از جمهوری‌خواهان - و حتی گروهی از دموکرات‌ها - بر سر چشم‌انداز بالقوه لغو این نامزدی مواجه است.

مقامات آمریکایی خاطرنشان کرده‌اند که سپاه پاسداران انقلاب اسلامی همچنان یکی از شدیدترین نهادهای تحریم‌شده در جهان باقی خواهد ماند - زیرا بخش‌ها، شرکت‌های تابعه و فرماندهان آن نیز تحت تأثیر نام‌گذاری‌های مختلف دیگری مانند آن‌هایی که با حقوق بشر سروکار دارند - حتی اگر FTO نامگذاری لغو می شود.

در همین حال، هم ایران و هم آمریکا همچنان یکدیگر را به دلیل تداوم تاخیر سرزنش می کنند و می گویند طرف مقابل باید دلیل را ببیند و امتیاز بدهد.

روز چهارشنبه، آنتونی بلینکن، وزیر امور خارجه ایالات متحده، نسبت به انجام توافق ابراز تردید کرد.

بلینکن به ام‌اس‌ان‌بی‌سی گفت: «به سادگی می‌توانم بگویم که به چشم‌اندازی که واقعاً یک توافق به نتیجه برسد، خیلی خوش‌بین نیستم». من همچنان معتقدم اگر ایران هم همین کار را انجام دهد، اگر بتوانیم به توافق برگردیم، به نفع کشورمان است. ما آنجا نیستیم.»

علی واعظ، مدیر پروژه ایران در گروه بین المللی بحران، گفت که تصور اینکه این روند بسیار فراتر از آوریل ادامه یابد، دشوار است.

او گفت که به همین دلیل است که شتاب ممکن است از بین برود، تحولات خارجی می تواند مذاکرات را از مسیر خارج کند و نزدیک شدن به انتخابات میان دوره ای می تواند بر اشتهای سیاسی در واشنگتن تأثیر بگذارد.

او به الجزیره گفت: «این معامله به طور همزمان برای شکست خوردن بسیار بزرگ و برای زنده ماندن از کمای طولانی مدت بسیار شکننده است.

هر دو طرف در سال گذشته زمان و سرمایه سیاسی زیادی را برای دستیابی به یک توافق دیپلماتیک سرمایه گذاری کرده اند. اما آنها بیش از حد مستعد اشتباه محاسباتی هستند.»

واعظ گفت که موضوع تعیین FTO برای هر دو طرف از نظر تأثیرات عملی بر روی زمین «بی اهمیت» است، زیرا لغو این نام به آمریکا کمکی نمی‌کند و باقی ماندن آن به ایران آسیبی نمی‌زند.

او گفت: "اما راه حل های میانی وجود دارد که در حال حاضر در حال بررسی است." اگر هیچ یک از طرفین اجازه ندهند «کامل» دشمن «به اندازه کافی خوب» باشد، می‌توانند در هفته‌های آینده توافق را نهایی کنند.»

هفته گذشته، ند پرایس، مشاور امنیت ملی ایالات متحده گفت که تعیین سازمان FTO نه تنها در سرکوب نیروهای نیابتی ایران در سراسر منطقه شکست خورده است، بلکه آنها را جسور کرده است. او به خبرنگاران گفت از سال 2019 - زمانی که این نامگذاری اعلام شد - تا سال 2020، تعداد حملات از سوی گروه های مورد حمایت ایران 400 درصد افزایش یافته است.

"سرمایه گذاری سنگین"

سینا آزودی، عضو غیر مقیم اندیشکده شورای آتلانتیک، گفت که خوشبین است که توافق حاصل شود زیرا همه طرف ها اکنون سرمایه گذاری زیادی در مذاکرات انجام داده اند.

او به الجزیره گفت که معتقد است توافق نزدیک است و افزود: «من فکر می‌کنم که هم ایران و هم آمریکا [طرف‌های اصلی] تا زمانی که می‌توانند بر مواضع خود پافشاری کنند تا طرف مقابل را وادار کنند که نشان دهد. انعطاف پذیری».

گزارش‌های تایید نشده حاکی از آن است که در ازای لغو نامگذاری FTO، ایالات متحده از ایران خواسته است تا تلاش‌های خود برای انتقام از ژنرال ارشد را که در ژانویه 2020 در حمله هواپیمای بدون سرنشین آمریکایی در عراق ترور شد، متوقف کند.

عضدی گفت که ایران باید درخواست ادعایی آمریکا مبنی بر کنار گذاشتن انتقام از قتل قاسم سلیمانی، فرمانده نیروی قدس سپاه پاسداران انقلاب اسلامی را بپذیرد .

وی گفت: هدف قرار دادن یک مقام دولتی خارجی هم برای آمریکا و هم برای ایران مذموم است.

آسوشیتدپرس هفته گذشته با استناد به گزارشی به کنگره گزارش داد که وزارت امور خارجه آمریکا بیش از 2 میلیون دلار در ماه برای تامین امنیت 24 ساعته مایک پمپئو وزیر امور خارجه سابق و برایان هوک، فرستاده سابق ایران در ایران هزینه می کند.

در این گزارش آمده است که این دو با تهدیدهای «جدی و معتبر» از سوی ایران روبرو هستند. پمپئو و هوک از حامیان و مجریان اصلی به اصطلاح «فشار حداکثری» رئیس جمهور سابق دونالد ترامپ علیه ایران بودند و قاطعانه از ترور سلیمانی دفاع کردند.

ایران  فهرست سیاهی از ده‌ها مقام آمریکایی را تهیه کرده است که هم پامپئو و هم هوک را شامل می‌شود. اوایل سال جاری، ابراهیم رئیسی، رئیس‌جمهور آمریکا گفت که ترامپ، پمپئو و دیگران باید  در یک «دادگاه عادلانه» محاکمه شوند، در غیر این صورت «محور مقاومتی» که سلیمانی در سراسر منطقه از آن دفاع می‌کرد، انتقام خواهد گرفت.

نامگذاری FTO همچنین با سایر تحولات منطقه‌ای مرتبط است، زیرا گزارش‌های رسانه‌های غربی در ماه گذشته حاکی از آن بود که ایالات متحده در ازای لغو این برچسب، خواستار مهار فعالیت سپاه پاسداران شده است. طبق گزارش ها، این تقاضا اکنون از روی میز خارج شده است.

وزارت خارجه ایران نیز به نوبه خود هرگونه تلاش برای مرتبط ساختن مذاکرات هسته ای با امور منطقه را به شدت تکذیب کرده است.

حسین امیرعبداللهیان، وزیر امور خارجه نیز بارها «تقاضای بیش از حد» واشنگتن برای توقف مذاکرات را محکوم کرده است.

"خیلی برای هر دو مضر است"

تریتا پارسی، معاون اجرایی موسسه کوئینسی برای استیتکرافت مسئول، گفت که چشم انداز یک معامله هنوز بیشتر از فروپاشی است.

"در نه ماه گذشته، پیام این بود که این نمی تواند برای مدت طولانی ادامه یابد. با این حال، او به الجزیره گفت. واقعیت این است که شکست مذاکرات آنقدر برای هر دو طرف مضر است که تا زمانی که هنوز امیدی برای پیشرفت وجود داشته باشد، دیپلماسی را ادامه خواهند داد.

پارسی گفت بی ثباتی سیاسی در ایالات متحده به این معنی است که هیچ یک از طرفین انتظار ندارند توافق فراتر از ریاست جمهوری بایدن باقی بماند.

در مورد موضوع FTO، او گفت که سوال این است که آیا مذاکرات بر سر ایده های جدید زندگی خود را خواهد گرفت یا خیر.

هر دو طرف از تیک تاک ساعت رنج می برند، اما تهران معتقد است که طرف آمریکایی بیشتر متضرر می شود. اما تهران باید این را نیز در نظر داشته باشد که از آنجایی که خود معتقد نیست که این توافق پس از ریاست جمهوری بایدن دوام بیاورد، هر چه بیشتر اجازه دهند این امر به درازا بکشد، زمان کمتری برای بهره مندی از لغو تحریم های توافق خواهد داشت. گفت.

منبع : الجزیره

https://www.aljazeera.com/news/2022/4/6/can-iran-and-the-us-finalise-their-nuclear-talks

شام انقلاب پیتزا است. دمای هوای داخل خانه برای هر سه وعده غذایی تقریباً یکسان است (70 درجه فارنهایت)، با این حال همه در مورد اینکه هوا در طول شام شکرگزاری و کریسمس چقدر "گرم، دنج و راحت" احساس می شود و چقدر "خنک" داخل است، اظهار می کنند. هوا در طول وعده غذایی انقلاب احساس می شود. به اعضای خانواده توضیح دهید که چرا ممکن است در طول روز شکرگزاری و کریسمس در داخل خانه احساس «گرم‌تر» و در انقلاب مارس «سردتر» کنند. (پاسخ ربطی به مقدار یا نوع غذای مصرفی ندارد.)

 مسائل و تمرینات

1. در یک صبح سرد و برفی سخت، دمای هوا و نقطه شبنم هوای بیرون هر دو 7 درجه سانتیگراد است. اگر این هوا به داخل خانه آورده شود و تا 21 درجه سانتیگراد گرم شود، بدون تغییر در میزان بخار، رطوبت نسبی هوای داخل خانه چقدر است؟ (نکته: به جدول 1، ص 102 مراجعه کنید.)

 2. (الف) با کمک شکل 4.14b (ص. 99)، میانگین نقاط شبنم جولای را در سنت لوئیس، میسوری تعیین کنید. نیواورلئان، لوئیزیانا؛ و لس آنجلس، کالیفرنیا.

(ب) اگر درجه حرارت بالا در یک روز تابستانی خاص در هر سه شهر 32 درجه سانتیگراد (90 درجه فارنهایت) باشد، رطوبت نسبی بعد از ظهر را در هر یک از سه شهر محاسبه کنید. (نکته: شکل 4.10، ص 95، یا جدول 1، ص 102، مفید خواهد بود.)

 3. فرض کنید با کمک یک روان سنج زنجیر، دمای هوا 30 درجه سانتی گراد و دمای حباب مرطوب 25 درجه سانتی گراد به دست می آورید. چیست

(الف) فرورفتگی لامپ مرطوب،

 (ب) نقطه شبنم، و

(ج) رطوبت نسبی هوا؟ (از جداول پیوست D در انتهای کتاب استفاده کنید.)

4. اگر دمای هوا 35 درجه سانتی گراد و نقطه شبنم 21 درجه سانتی گراد است، رطوبت نسبی را با استفاده از

(الف) جدول 1، ص. 102;

(ب) شکل 4.10، ص. 95; و

 (ج) جداول D.1 و D.2 در پیوست D.

 5. فرض کنید میانگین فشار بخار در نوادا حدود 8 مگابایت است.

(الف) از جدول 1 (ص 102) برای تعیین میانگین نقطه شبنم این هوا استفاده کنید.

(ب) بیشتر ایالت بالاتر از ارتفاع 1500 متری (5000 فوت) است. در 1500 متر، فشار معمولی حدود 12.5 درصد کمتر از سطح دریا است. اگر هوای نوادا بدون تغییر در میزان بخار به سطح دریا پایین بیاید، فشار بخار جدید هوا چقدر خواهد بود؟

6. در پارک ملی یلوستون، حوضچه های متعددی از آب جوش وجود دارد. اگر یلوستون حدود 2200 متر (7200 فوت) بالاتر از سطح دریا باشد (که در آن فشار هوا معمولاً حدود 775 مگابایت است)، نقطه جوش طبیعی آب در یلوستون چقدر است؟ (نکته: به شکل 1، ص 96 مراجعه کنید.)

7. سه شهر دارای دمای زیر (T) و نقطه شبنم (Td) در طول یک بعد از ظهر جولای هستند: آتلانتا، جورجیا، T 90 درجه فارنهایت. Td 75°F بالتیمور، مریلند، T 80°F; Td 70 درجه فارنهایت نورمن، اوکلاهما، T 70 درجه فارنهایت؛ Td 65 درجه فارنهایت

 الف) به نظر می رسد کدام شهر بیشترین رطوبت نسبی را دارد؟

ب) کدام شهر کمترین رطوبت نسبی را دارد؟

ج) کدام شهر بیشترین بخار آب موجود در هوا را دارد؟

د) کدام شهر کمترین بخار آب را در هوا دارد؟

 (ه) برای هر شهر از جدول 1 در صفحه استفاده کنید. 102 و اطلاعات موجود در همان صفحه برای محاسبه رطوبت نسبی برای هر شهر.

(و) با استفاده از هر دو رطوبت نسبی محاسبه شده در

(ه) و دمای هوا، شاخص گرما را برای هر شهر با استفاده از شکل 4.19 (ص. 104) تعیین کنید.

از مرکز منابع هواشناسی به آدرس Academy.cengage.com/login دیدن کنید

The solstice dinner is pizza. The air temperature inside the home is about the same for all three meals (70°F), yet everyone remarks about how “warm, cozy, and comfortable” the air feels during the Thanksgiving and Christmas dinners, and how “cool” the inside air feels during the solstice meal. Explain to the family members why they might feel “warmer” inside the house during Thanksgiving and Christmas, and “cooler” during the March solstice. (The answer has nothing to do with the amount or type of food consumed.)

 PROBLEMS AND EXERCISES

1. On a bitter cold, snowy morning, the air temperature and dew point of the outside air are both 7°C. If this air is brought indoors and warmed to 21°C, with no change in vapor content, what is the relative humidity of the air inside the home? (Hint: See Table 1, p. 102.)

 2. (a) With the aid of Fig. 4.14b (p. 99), determine the average July dew points in St. Louis, Missouri; New Orleans, Louisiana; and Los Angeles, California.

(b) If the high temperature on a particular summer day in all three cities is 32°C (90°F), then calculate the afternoon relative humidity at each of the three cities. (Hint: Either Fig. 4.10, p. 95, or Table 1, p. 102, will be helpful.)

 3. Suppose with the aid of a sling psychrometer you obtain an air temperature of 30°C and a wet-bulb temperature of 25°C. What is

(a) the wet-bulb depression,

 (b) the dew point, and

(c) the relative humidity of the air? (Use the tables in Appendix D at the back of the book.)

4. If the air temperature is 35°C and the dew point is 21°C, determine the relative humidity using

(a) Table 1, p. 102;

(b) Fig. 4.10, p. 95; and

 (c) Tables D.1 and D.2 in Appendix D.

 5. Suppose the average vapor pressure in Nevada is about 8 mb.

(a) Use Table 1 (p. 102), to determine the average dew point of this air.

(b) Much of the state is above an elevation of 1500 m (5000 ft). At 1500 m, the normal pressure is about 12.5 percent less than at sea level. If the air over Nevada were brought down to sea level, without any change in vapor content, what would be the new vapor pressure of the air?

6. In Yellowstone National Park, there are numerous ponds of boiling water. If Yellowstone is about 2200 m (7200 ft) above sea level (where the air pressure is normally about 775 mb), what is the normal boiling point of water in Yellowstone? (Hint: See Fig. 1, p. 96.)

7. Three cities have the following temperature (T) and dew point (Td) during a July afternoon: Atlanta, Georgia, T 90°F; Td 75°F Baltimore, Maryland, T 80°F; Td 70°F Norman, Oklahoma, T 70°F; Td

 65°F

 (a) Which city appears to have the highest relative humidity?

(b) Which city appears to have the lowest relative humidity?

(c) Which city has the most water vapor in the air?

(d) Which city has the least water vapor in the air?

 (e) For each city use Table 1 on p. 102 and the information on the same page to calculate the relative humidity for each city.

(f) Using both the relative humidity calculated in

(e) and the air temperature, determine the heat index for each city using Fig. 4.19 (p. 104).

Visit the Meteorology Resource Center at academic.cengage.com/login

سوالات برای بررسی

 1. حرکت آب در چرخه هیدرولوژیکی را به اختصار توضیح دهید.

2. اصولاً سه حالت آب چه تفاوتی با هم دارند؟

3. عوامل اولیه موثر بر تبخیر کدامند؟

4. توضیح دهید که چرا تراکم در درجه اول زمانی که هوا خنک می شود اتفاق می افتد.

5. تبخیر و تراکم چگونه با هوای اشباع بالای یک سطح صاف آب مرتبط است؟

 6. چگالش چه تفاوتی با بارندگی دارد؟

7. چرا از رطوبت خاص و نسبت اختلاط بیشتر در نمایش رطوبت اتمسفر استفاده می شود تا رطوبت مطلق؟ تنها راه تغییر رطوبت خاص یا نسبت اختلاط بسته هوا چیست؟

8. در یک حجم هوا، فشار بخار واقعی چه تفاوتی با فشار بخار اشباع دارد؟ چه زمانی آنها یکسان هستند؟

9. فشار بخار اشباع اساساً به چه چیزی بستگی دارد؟

10. توضیح دهید که چرا پختن سبزیجات در کوهستان بیشتر از سطح دریا طول می کشد.

11. الف) رطوبت نسبی نشان دهنده چیست؟ (ب) وقتی رطوبت نسبی داده می شود، چرا دانستن دمای هوا نیز مهم است؟ ج) دو راه را توضیح دهید که رطوبت نسبی ممکن است تغییر کند.

12. توضیح دهید که چرا، در طول یک روز تابستان، رطوبت نسبی تغییر خواهد کرد همانطور که در شکل 4.12، (ص. 97) نشان داده شده است. 13. چرا روزهای گرم و مرطوب تابستان معمولاً گرمتر از روزهای گرم و خشک تابستان است؟

14. چرا دمای لامپ مرطوب معیار خوبی برای خنک شدن پوست انسان است؟

15. توضیح دهید که چرا هوا در یک روز گرم مرطوب تراکم کمتری نسبت به روز گرم و خشک دارد.

16. الف) دمای نقطه شبنم چقدر است؟ ب) تفاوت بین نقطه شبنم و دمای هوا چگونه با رطوبت نسبی مرتبط است؟

 17. چرا وقتی رطوبت نسبی آن هوا بسیار زیاد است، هوای سرد قطبی به عنوان "خشک" توصیف می شود؟

18. چگونه یک منطقه می تواند رطوبت مخصوص بالا و رطوبت نسبی کم داشته باشد؟ مثال زدن.

19. چرا هوای خلیج مکزیک بسیار مرطوب تر از هوای اقیانوس آرام در همان عرض جغرافیایی است؟

 20. دمای نقطه شبنم و دمای حباب مرطوب چگونه متفاوت است؟ آیا آنها هرگز می توانند همان را بخوانند؟ توضیح.

21. هنگامی که هوای بیرون در یک روز سرد زمستانی به داخل خانه آورده می شود، رطوبت نسبی هوای گرم شده داخل اغلب به زیر 25 درصد می رسد. توضیح دهید که چرا این وضعیت رخ می دهد.

22. نحوه عملکرد روان سنج اسلینگ را شرح دهید. چه چیزی را اندازه اندازه گیری می کند؟ آیا به شما نقطه شبنم و رطوبت نسبی می دهد؟ توضیح.

23. چرا اغلب از موهای انسان در رطوبت سنج مو استفاده می شود؟

سوالاتی برای فکر

 1. آیا انتظار دارید آب در یک لیوان در یک روز تابستانی با باد، گرم و خشک با سرعت بیشتری تبخیر شود یا در یک روز آرام، سرد و خشک زمستانی توضیح دهید؟

2. لباس های یخ زده چگونه می توانند در هوای زیر یخبندان در بیرون «خشک شوند»؟ دقیقا چه اتفاقی در حال وقوع است؟

 3. توضیح دهید که چگونه و چرا هر یک از موارد زیر با بالا آمدن، انبساط و سرد شدن یک بسته هوا با مقدار ثابتی از بخار آب تغییر می کند: (الف) رطوبت مطلق. (ب) رطوبت نسبی؛ ج) فشار بخار واقعی؛ و (د) فشار بخار اشباع.

 4. به کجای ایالات متحده می روید تا کمترین تغییر را در نقطه شبنم (محتوای رطوبت واقعی) از ژانویه تا جولای تجربه کنید؟

5. پس از اتمام یک ترم طاقت فرسا دروس هواشناسی، با آژانس مسافرتی خود تماس می گیرید تا یک تعطیلات تابستانی بسیار مورد نیاز را ترتیب دهید. وقتی نماینده شما سفر به صحرا را پیشنهاد می کند، به دلیل نگرانی از اینکه هوای خشک باعث ایجاد احساس ناراحتی در پوست شما می شود، قبول نمی کنید. آژانس مسافرتی به شما اطمینان می دهد که تقریباً روزانه "تواضع نسبی بیابان بالای 90 درصد است." آیا نماینده می تواند درست باشد؟ توضیح.

 6. در یک صبح صاف و آرام، آب در لایه ضخیم شبنم روی زمین متراکم می شود. همانطور که آب به آرامی در هوا تبخیر می شود، افزایش آهسته در نقطه شبنم را اندازه می گیرید. توضیح دهد که چرا.

 7. دو شهر دقیقاً به همان میزان بخار آب در هوا دارند. رطوبت نسبی ساعت 6 صبح در یک شهر 93 درصد است، در حالی که ساعت 15:00 بعد از ظهر است. رطوبت نسبی در شهر دیگر 28 درصد است. توضیح دهید که چگونه ممکن است این اتفاق بیفتد.

 8. فرض کنید نقطه شبنم هوای سرد بیرون با نقطه شبنم هوای گرم داخل خانه یکسان است. اگر در باز شود، و هوای سرد جایگزین مقداری از هوای گرم داخلی شود، آیا رطوبت نسبی جدید در داخل خانه (الف) کمتر از قبل، (ب) بیشتر از قبل، یا (ج) مانند قبل خواهد بود؟ پاسخ خود را توضیح دهید. 9. در یک روز گرم و گل آلود، هوا به عنوان "نزدیک" توصیف می شود. چند توضیح قابل قبول برای این عبارت چیست؟

10. در بیرون، در یک روز بسیار گرم، یک روان سنج قلابی را برای حدود یک دقیقه بچرخانید و دمای حباب خشک 38 درجه سانتیگراد و دمای حباب مرطوب 24 درجه سانتیگراد را بخوانید. پس از چرخاندن مجدد ابزار، دمای لامپ خشک هنوز 38 درجه سانتیگراد است، اما لامپ مرطوب اکنون 26 درجه سانتیگراد است. توضیح دهید که چگونه ممکن است این اتفاق بیفتد.

11. چرا خنک کننده های تبخیری در آریزونا، نوادا و کالیفرنیا استفاده می شود اما در فلوریدا، جورجیا یا ایندیانا استفاده نمی شود؟

12. اگر تنها چیزی که دارید یک دماسنج و یک گلدان آب است، راهی برای تعیین ارتفاع از سطح دریا ابداع کنید.

13. یک خانواده بزرگ در شمال مینه سوتا زندگی می کنند. این خانواده سه بار در سال برای یک شام بزرگ گرد هم می آیند: روز شکرگزاری، کریسمس، و در مارکت ساعت انقلاب شام شکرگزاری و کریسمس شامل بوقلمون، ژامبون، پوره سیب زمینی است

QUESTIONS FOR REVIEW

 1. Briefly explain the movement of water in the hydrologic cycle.

2. Basically, how do the three states of water differ?

3. What are the primary factors that   influence evaporation?

4. Explain why condensation occurs primarily when the air is cooled.

5. How are evaporation and condensation related to saturated air above a flat water surface?

 6. How does condensation differ from precipitation?

7. Why are specific humidity and mixing ratio more commonly used in representing atmospheric moisture than absolute humidity? What is the only way to change the specific humidity or mixing ratio of an air parcel?

8. In a volume of air, how does the actual vapor pressure differ from the saturation vapor pressure? When are they the same?

9. What does saturation vapor pressure primarily depend upon?

10. Explain why it takes longer to cook vegetables in the mountains than at sea level.

11. (a) What does the relative humidity represent? (b) When the relative humidity is given, why is it also important to know the air temperature? (c) Explain two ways the relative humidity may be changed.

12. Explain why, during a summer day, the relative humidity will change as shown in Fig. 4.12, (p. 97). 13. Why do hot and humid summer days usually feel hotter than hot and dry summer days?

14. Why is the wet-bulb temperature a good measure of how cool human skin can become?

15. Explain why the air on a hot humid day is less dense than on a hot dry day.

16. (a) What is the dew-point temperature? (b) How is the difference between dew point and air temperature related to the relative humidity?

 17. Why is cold polar air described as “dry” when the relative humidity of that air is very high?

18. How can a region have a high specific humidity and a low relative humidity? Give an example.

19. Why is the air from the Gulf of Mexico so much more humid than air from the Pacific Ocean at the same latitude?

 20. How are the dew-point temperature and wet-bulb temperature different? Can they ever read the same? Explain.

21. When outside air is brought indoors on a cold winter day, the relative humidity of the heated air inside often drops below 25 percent. Explain why this situation occurs.

22. Describe how a sling psychrometer works. What does it measure? Does it give you dew point and relative humidity? Explain.

23. Why are human hairs often used in a hair hygrometer?

QUESTIONS FOR THOUGHT

 1. Would you expect water in a glass to evaporate more quickly on a windy, warm, dry summer day or on a calm, cold, dry winter day Explain?

2. How can frozen clothes “dry” outside in subfreezing weather? What exactly is taking place?

 3. Explain how and why each of the following will change as a parcel of air with an unchanging amount of water vapor rises, expands, and cools: (a) absolute humidity; (b) relative humidity; (c) actual vapor pressure; and (d) saturation vapor pressure.

 4. Where in the United States would you go to experience the least variation in dew point (actual moisture content) from January to July?

5. After completing a grueling semester of meteorological course work, you call your travel agent to arrange a much-needed summer vacation. When your agent suggests a trip to the desert, you decline because of a concern that the dry air will make your skin feel uncomfortable. The travel agent assures you that almost daily “desert relative humilities are above 90 percent.” Could the agent be correct? Explain.

 6. On a clear, calm morning, water condenses on the ground in a thick layer of dew. As the water slowly evaporates into the air, you measure a slow increase in dew point. Explain why.

 7. Two cities have exactly the same amount of water vapor in the air. The 6:00 a.m. relative humidity in one city is 93 percent, while the 3:00 p.m. relative humidity in the other city is 28 percent. Explain how this can come about.

 8. Suppose the dew point of cold outside air is the same as the dew point of warm air indoors. If the door is opened, and cold air replaces some of the warm inside air, would the new relative humidity indoors be (a) lower than before, (b) higher than before, or (c) the same as before? Explain your answer. 9. On a warm, muggy day, the air is described as “close.” What are several plausible explanations for this expression?

10. Outside, on a very warm day, you swing a sling psychrometer for about a minute and read a dry-bulb temperature of 38°C and a wet-bulb temperature of 24°C. After swinging the instrument again, the dry bulb is still 38°C, but the wet bulb is now 26°C. Explain how this could happen.

11. Why are evaporative coolers used in Arizona, Nevada, and California but not in Florida, Georgia, or Indiana?

12. Devise a way of determining elevation above sea level if all you have is a thermometer and a pot of water.

13. A large family lives in northern Minnesota. This family gets together for a huge dinner three times a year: on Thanksgiving, on Christmas, and on the March solstice. The Thanksgiving and Christmas dinners consist of turkey, ham, mashed Pota

● شکل 4.21 رطوبت سنج مو رطوبت نسبی را با تقویت و اندازه گیری تغییرات در طول موی انسان (یا اسب) اندازه گیری می کند.

ابزار دیگری - رطوبت سنج مادون قرمز - رطوبت اتمسفر را با اندازه گیری مقدار انرژی فروسرخ جذب شده توسط بخار آب در نمونه ای از هوا اندازه گیری می کند. رطوبت سنج نقطه شبنم دمای نقطه شبنم را با خنک کردن سطح یک آینه تا ایجاد تراکم (شبنم) اندازه گیری می کند. این حسگر نوعی است که دمای نقطه شبنم را در صدها ایستگاه هواشناسی کاملاً خودکار - سیستم مشاهده خودکار سطح (ASOS) - که در سراسر ایالات متحده وجود دارد اندازه گیری می کند. در نهایت، سلول شبنم مقدار بخار آب موجود در هوا را با اندازه گیری فشار بخار واقعی هوا تعیین می کند.

 خلاصه

این فصل به بررسی مفهوم رطوبت اتمسفر می پردازد. فصل با نگاهی به چرخه هیدرولوژیکی و گردش آب در جو ما آغاز می شود. سپس به فازهای مختلف آب نگاه می کند و نشان می دهد که چگونه تبخیر، تراکم و اشباع در سطح مولکولی رخ می دهد. چندین بخش بعدی به روش های زیادی برای توصیف مقدار بخار آب در هوا می پردازد. در اینجا می آموزیم که راه های زیادی برای توصیف رطوبت وجود دارد. رطوبت مطلق نشان دهنده چگالی بخار آب در حجم معینی از هوا است. رطوبت ویژه جرم بخار آب را در یک جرم ثابت از هوا اندازه گیری می کند، در حالی که نسبت اختلاط رطوبت را به عنوان جرم بخار آب در جرم ثابت هوای خشک باقی مانده بیان می کند. فشار بخار واقعی با بیان مقدار بخار آب بر حسب میزان فشاری که مولکول‌های بخار آب وارد می‌کنند، محتوای کل بخار آب هوا را نشان می‌دهد. فشار بخار اشباع نشان می‌دهد که هوا در هر دمای معین چقدر بخار آب را می‌تواند نگه دارد، بر حسب اینکه مولکول‌های بخار آب در صورت اشباع شدن هوا در آن دما، چه مقدار فشار وارد می‌کنند. یک شاخص خوب از محتوای واقعی بخار آب هوا، نقطه شبنم است - دمایی که هوا باید در آن خنک شود (با فشار ثابت) تا اشباع رخ دهد.

رطوبت نسبی معیاری است که نشان می دهد چقدر هوا به اشباع شدن نزدیک است. هوای با رطوبت نسبی بالا لزوماً حاوی مقدار زیادی بخار آب نیست. به سادگی نزدیک به اشباع شدن است. با مقدار ثابت بخار آب، خنک کردن هوا باعث افزایش رطوبت نسبی می شود، در حالی که گرم شدن هوا باعث کاهش رطوبت نسبی می شود. هنگامی که دمای هوا و نقطه شبنم نزدیک به هم باشند، رطوبت نسبی زیاد است، و زمانی که از هم دور باشند، رطوبت نسبی کم است. رطوبت نسبی بالا در هوای گرم باعث می شود با تاخیر در تبخیر تعریق، احساس گرمای بیشتری نسبت به آن داشته باشیم. شاخص گرما معیاری است که نشان می دهد برای یک فرد معمولی برای ترکیب های مختلف دمای هوا و رطوبت نسبی چقدر گرم است. اگرچه رطوبت نسبی می‌تواند گیج‌کننده باشد (زیرا می‌تواند با دمای هوا یا محتوای رطوبت تغییر کند)، با این وجود پرکاربردترین روش برای توصیف میزان رطوبت هوا است.

 این فصل با بررسی ابزارهای مختلفی که رطوبت را اندازه گیری می کنند، مانند روان سنج و رطوبت سنج مو، به پایان می رسد.

 اصطلاحات کلیدی عبارات زیر به ترتیبی که در متن ظاهر می شوند (با شماره صفحه) فهرست شده اند. هر کدام را تعریف کنید. انجام این کار به شما در مرور مطالب مطرح شده در این فصل کمک می کند.

تبخیر، 90 تراکم، 90 بارندگی، 90 چرخه هیدرولوژیکی، 90 تصعید، 91 رسوب، 91 اشباع (هوا)، 92 رطوبت، 93 رطوبت مطلق، 93 رطوبت خاص، 93 نسبت اختلاط، 93 فشار بخار واقعی 94، 93 فشار بخار بخار، 93 رطوبت نسبی، فوق اشباع 95، دمای نقطه شبنم 95 (نقطه شبنم)، 98 نقطه یخبندان، دمای حباب مرطوب 98، گرمازدگی 103، شاخص حرارتی 104 (HI)، دمای ظاهری 104، سایکرومتر 104، رطوبت سنج 105، رطوبت سنج 105 مو، 105

● FIGURE 4.21 The hair hygrometer measures relative humidity by amplifying and measuring changes in the length of human (or horse) hair.

another instrument — the infrared hygrometer — measures atmospheric humidity by measuring the amount of infrared energy absorbed by water vapor in a sample of air. The dewpoint hygrometer measures the dew-point temperature by cooling the surface of a mirror until condensation (dew) forms. This sensor is the type that measures dew-point temperature in the hundreds of fully automated weather stations — Automated Surface Observing System (ASOS) — that exist throughout the United States. Finally, the dew cell determines the amount of water vapor in the air by measuring the air’s actual vapor pressure.

 SUMMARY

This chapter examines the concept of atmospheric humidity. The chapter begins by looking at the hydrologic cycle and the circulation of water in our atmosphere. It then looks at the different phases of water, showing how evaporation, condensation, and saturation occur at the molecular level. The next several sections look at the many ways of describing the amount of water vapor in the air. Here we learn that there are many ways of describing humidity. The absolute humidity represents the density of water vapor in a given volume of air. Specific humidity measures the mass of water vapor in a fixed mass of air, while the mixing ratio expresses humidity as the mass of water vapor in the fixed mass of remaining dry air. The actual vapor pressure indicates the air’s total water vapor content by expressing the amount of water vapor in terms of the amount of pressure that the water vapor molecules exert. The saturation vapor pressure describes how much water vapor the air could hold at any given temperature in terms of how much pressure the water vapor molecules would exert if the air were saturated at that temperature. A good indicator of the air’s actual water vapor content is the dew point — the temperature to which air would have to be cooled (at constant pressure) for saturation to occur.

Relative humidity is a measure of how close the air is to being saturated. Air with a high relative humidity does not necessarily contain a great deal of water vapor; it is simply close to being saturated. With a constant water-vapor content, cooling the air causes the relative humidity to increase, while warming the air causes the relative humidity to decrease. When the air temperature and dew point are close together, the relative humidity is high, and, when they are far apart, the relative humidity is low. High relative humidity in hot weather makes us feel hotter than it really is by retarding the evaporation of perspiration. The heat index is a measure of how hot it feels to an average person for various combinations of air temperature and relative humidity. Although relative humidity can be confusing (because it can change with either air temperature or moisture content), it is nevertheless the most widely used way of describing the air’s moisture content.

 The chapter concludes by examining the various instruments that measure humidity, such as the psychrometer and hair hygrometer.

 KEY TERMS The following terms are listed (with page number) in the order they appear in the text. Define each. Doing so will aid you in reviewing the material covered in this chapter.

evaporation, 90 condensation, 90 precipitation, 90 hydrologic cycle, 90 sublimation, 91 deposition, 91 saturated (air), 92 humidity, 93 absolute humidity, 93 specific humidity, 93 mixing ratio, 93 actual vapor pressure, 94 saturation vapor pressure, 94 relative humidity, 95 supersaturation, 95 dew-point temperature (dew point), 98 frost point, 98 wet-bulb temperature, 103 heatstroke, 104 heat index (HI), 104 apparent temperature, 104 psychrometer, 105 hygrometer, 105 hair hygrometer, 105

روی یک موضوع خاص تمرکز کنید

"سنگین تر" از هوای خشک؟

 آیا حجم هوای گرم و مرطوب بیشتر از حجم مشابه هوای گرم و خشک وزن دارد؟ پاسخ منفی است! در همان دما و در یک سطح، هوای مرطوب وزن کمتری نسبت به هوای خشک دارد. (به خاطر داشته باشید که منظور ما دقیقاً بخار آب است - یک گاز - و نه قطرات مایع معلق).

 تقریباً تمام وزن یک اتم در هسته آن متمرکز است، جایی که پروتون ها و نوترون ها در آن یافت می شوند. وزن نوترون ها تقریباً برابر با پروتون ها است. برای اینکه بفهمیم یک اتم چقدر سنگین است، به سادگی تعداد پروتون ها و نوترون های هسته را جمع می کنیم. (الکترون ها به قدری سبک هستند که در مقایسه وزن ها آنها را نادیده می گیریم.) هر چه این کل بزرگتر باشد، اتم سنگین تر است. اکنون می توانیم وزن یک اتم را با وزن اتم دیگر مقایسه کنیم. به عنوان مثال، هیدروژن، سبک ترین اتم شناخته شده، تنها 1 پروتون در مرکز خود دارد (بدون نوترون). بنابراین وزن اتمی آن 1 است. نیتروژن با 7 پروتون و 7 نوترون در هسته خود، وزن اتمی آن 14 است. اکسیژن با 8 پروتون و 8 نوترون، وزن 16 دارد.

وزن یک مولکول مجموع وزن اتمی اتم های آن است. به عنوان مثال، اکسیژن مولکولی، با دو اتم اکسیژن (O2)، دارای وزن مولکولی 32 است. فراوان ترین گاز اتمسفر، نیتروژن مولکولی (N2)، دارای وزن مولکولی 28 است.

وقتی وزن هوا را تعیین می کنیم، با وزن یک مخلوط سروکار داریم. همانطور که ممکن است انتظار داشته باشید، وزن مخلوط کمی پیچیده تر است. ما نمی‌توانیم فقط وزن تمام اتم‌ها و مولکول‌های آن را اضافه کنیم، زیرا ممکن است این مخلوط بیشتر از یک نوع باشد. برای مثال هوا دارای نیتروژن بسیار بیشتری (78 درصد) نسبت به اکسیژن (21 درصد) است. ما این کار را با ضرب وزن مولکول در سهم آن در مخلوط مجاز می کنیم. از آنجایی که هوای خشک اساساً از N2 و O2 (99 درصد) تشکیل شده است، ما سایر بخش‌های هوا را برای میانگین تقریبی نشان داده شده در جدول 2 نادیده می‌گیریم.

 نماد ≈ به معنای «تقریباً برابر است». بنابراین، هوای خشک دارای وزن مولکولی حدود 29 است. چگونه این وزن با هوای مرطوب مقایسه می شود؟

بخار آب از دو اتم هیدروژن و یک اتم اکسیژن (H2O) تشکیل شده است. این گاز نامرئی است، همانطور که اکسیژن و نیتروژن نامرئی هستند. وزن مولکولی دارد. دو اتم هیدروژن (هر کدام با وزن اتمی 1) و یک اتم اکسیژن (وزن اتمی 16) به بخار آب وزن مولکولی 18 می دهند.

 فرض کنید حجم معینی از هوای کاملا خشک را برداریم و آن را وزن کنیم، سپس دقیقاً همان مقدار بخار آب را در همان دما برداریم و وزن کنیم. متوجه خواهیم شد که هوای خشک کمی بیشتر وزن دارد. اگر مولکول‌های هوای خشک را یک به یک با مولکول‌های بخار آب جایگزین کنیم، تعداد کل مولکول‌ها ثابت می‌ماند، اما وزن کل هوای خشک‌تر کاهش می‌یابد. از آنجایی که چگالی جرم در واحد حجم است، هوای گرم و مرطوب در سطح چگالی کمتری (سبک تر) نسبت به هوای خشک گرم دارد.

این واقعیت می تواند تأثیر مهمی بر آب و هوای ما داشته باشد. هر چه هوا سبک تر شود، احتمال افزایش آن بیشتر می شود. همه عوامل دیگر برابر هستند، هوای گرم و مرطوب (با چگالی کمتر) راحت تر از هوای گرم و خشک (با چگالی تر) بالا می رود. البته این بخار آب در هوای بالارونده است که به قطرات ابر مایع و کریستال‌های یخ تبدیل می‌شود، که به نوبه خود به اندازه‌ای بزرگ می‌شوند که به صورت بارش به زمین می‌ریزند (● شکل 2 را ببینید).

 اهمیت کمتری برای آب و هوا، اما اهمیت بیشتر برای ورزش، این واقعیت است که توپ بیس‌بال در هوای کم‌تراکم‌تر، دورتر را می‌برد. در نتیجه، بدون تأثیر باد، یک توپ در یک روز گرم و مرطوب کمی دورتر از یک روز گرم و خشک حرکت می کند. بنابراین هنگامی که گوینده ورزشی اعلام می کند "هوای امروز به دلیل رطوبت زیاد سنگین است" به یاد داشته باشید که این گفته درست نیست و در واقع، یک دویدن خانگی 404 فوتی در این روز مرطوب ممکن است به سادگی 400 فوت در بیرون باشد. روز بسیار خشک

● شکل 2 در این بعدازظهر تابستانی در مریلند، هوای سبک تر (با چگالی کمتر) گرم و مرطوب بالا می رود و متراکم می شود و تبدیل به cumS بلند می شود.

FOCUS ON A SPECIAL TOPIC

“Heavier” Than Dry Air?

 Does a volume of hot, humid air weigh more than a similar size volume of hot, dry air? The answer is no! At the same temperature and at the same level, humid air weighs less than dry air. (Keep in mind that we are referring strictly to water vapor—a gas—and not suspended liquid droplets.) To understand why, we must first see what determines the weight of atoms and molecules.

 Almost all of the weight of an atom is concentrated in its nucleus, where the protons and neutrons are found. Neutrons weigh nearly the same as protons. To get some idea of how heavy an atom is, we simply add up the number of protons and neutrons in the nucleus. (Electrons are so light that we ignore them in comparing weights.) The larger this total, the heavier the atom. Now, we can compare one atom’s weight with another’s. For example, hydrogen, the lightest known atom, has only 1 proton in its center (no neutrons). Thus, it has an atomic weight of 1. Nitrogen, with 7 protons and 7 neutrons in its nucleus, has an atomic weight of 14. Oxygen, with 8 protons and 8 neutrons, weighs in at 16.

A molecule’s weight is the sum of the atomic weights of its atoms. For example, molecular oxygen, with two oxygen atoms (O2), has a molecular weight of 32. The most abundant atmospheric gas, molecular nitrogen (N2), has a molecular weight of 28.

When we determine the weight of air, we are dealing with the weight of a mixture. As you might expect, a mixture’s weight is a little more complex. We cannot just add the weights of all its atoms and molecules because the mixture might contain more of one kind than another. Air, for example, has far more nitrogen (78 percent) than oxygen (21 percent). We allow for this by multiplying the molecule’s weight by its share in the mixture. Since dry air is essentially composed of N2 and O2 (99 percent), we ignore the other parts of air for the rough average shown in Table 2.

 The symbol ≈ means “is approximately equal to.” Therefore, dry air has a molecular weight of about 29. How does this compare with humid air?

Water vapor is composed of two atoms of hydrogen and one atom of oxygen (H2O). It is an invisible gas, just as oxygen and nitrogen are invisible. It has a molecular weight; its two atoms of hydrogen (each with atomic weight of 1) and one atom of oxygen (atomic weight 16) give water vapor a molecular weight of 18. Obviously, air, at nearly 29, weighs appreciably more than water vapor.

 Suppose we take a given volume of completely dry air and weigh it, then take exactly the same amount of water vapor at the same temperature and weigh it. We will find that the dry air weighs slightly more. If we replace dry air molecules one for one with water vapor molecules, the total number of molecules remains the same, but the total weight of the drier air decreases. Since density is mass per unit volume, hot, humid air at the surface is less dense (lighter) than hot dry air.

This fact can have an important influence on our weather. The lighter the air becomes, the more likely it is to rise. All other factors being equal, hot, humid (less-dense) air will rise more readily than hot, dry (more-dense) air. It is of course the water vapor in the rising air that changes into liquid cloud droplets and ice crystals, which, in turn, grow large enough to fall to the earth as precipitation (see ● Fig.2).

 Of lesser importance to weather but of greater importance to sports is the fact that a baseball will “carry” farther in less-dense air. Consequently, without the influence of wind, a ball will travel slightly farther on a hot, humid day than it will on a hot, dry day. So when the sports announcer proclaims “the air today is heavy because of the high humidity” remember that this statement is not true and, in fact, a 404-foot home run on this humid day might simply be a 400-foot out on a very dry day.

● FIGURE 2 on this summer afternoon in Maryland, lighter (less-dense) hot, humid air rises and condenses into towering cumS

اگر ترجیح می دهید به جای خواندن نمودار اعداد را به صورت دستی وارد کنید از این ماشین حساب آب و هوا استفاده کنید. اگر واقعاً به ریاضی تمایل دارید، معادله ای وجود دارد که تقریب بسیار نزدیکی به شاخص گرما می دهد. با این حال، این معادله با استفاده از تحلیل رگرسیون چندگانه به دست آمده است و بنابراین دارای خطای ± 1.3 درجه فارنهایت است . 10 -2 R 2 + 1.22874 x 10 -3 T 2 R + 8.5282 x 10 -4 TR 2 - 1.99 x 10 -6 T 2 R 2



T - دمای هوا (F)
R - رطوبت نسبی (درصد)

 منبع

https://www.weather.gov/ama/heatindex

جدول 4.1 شاخص گرما و سندرم مرتبط

سندرم گرمایی طبقه بندی دمای ظاهری (°F).

I 130 درجه یا بالاتر گرمازدگی یا آفتاب زدگی قریب الوقوع است

II 105-130 درجه آفتاب‌زدگی،  گرما گرفتگی، یا گرمازدگی احتمالی، گرمازدگی ممکن است با قرار گرفتن در معرض طولانی مدت و فعالیت بدنی

 III 90-105 درجه آفتاب‌زدگی، گرمازدگی و گرمازدگی ممکن است با قرار گرفتن در معرض طولانی مدت و فعالیت بدنی

IV 80-90 درجه خستگی با قرار گرفتن در معرض طولانی مدت و فعالیت بدنی ممکن است

شاخص حرارت 122 درجه فارنهایت. اگرچه این وضعیت آب و هوایی از راه دور امکان پذیر است، اما بسیار بعید است، زیرا دمای 90 درجه فارنهایت و رطوبت نسبی 90 درصد تنها در صورتی رخ می دهد که دمای نقطه شبنم فوق العاده بالا باشد (نزدیک به 87 درجه فارنهایت)، و شبنم دمای نقطه ای این بالا به ندرت در ایالات متحده اتفاق می افتد، حتی در سخت ترین روزها.

اندازه‌گیری رطوبت در هوای گرم و مرطوب، برخی افراد در مورد میزان "سنگینی" یا چگالی هوا اظهار نظر می‌کنند. آیا هوای گرم و مرطوب واقعاً متراکم تر از هوای گرم و خشک است؟ اگر به پاسخ علاقه دارید، بخش تمرکز در صفحه را بخوانید. 106. اندازه گیری رطوبت یکی از ابزارهای متداول که برای بدست آوردن نقطه شبنم و رطوبت نسبی استفاده می شود، یک سایکرومتر است که از دو دماسنج مایع در شیشه تشکیل شده است که در کنار هم نصب شده و به یک قطعه فلز که دارای دسته یا زنجیر در یک انتها است وصل شده است. (● شکل 4.20 را ببینید). دماسنج ها دقیقا شبیه هم هستند با این تفاوت که یکی دارای یک تکه پارچه (فتیله) است که لامپ را می پوشاند. دماسنج پوشیده از فیتیله - به نام حباب مرطوب - در آب تمیز (معمولاً مقطر) غوطه ور می شود، در حالی که دماسنج دیگر خشک نگه داشته می شود. هر دو دماسنج برای چند دقیقه تهویه می شوند، یا با چرخاندن ابزار (سایکرومتر زنجیر)، یا با کشیدن هوا از کنار آن با یک فن برقی (سایکرومتر تنفسی). آب از فتیله تبخیر می شود و دماسنج خنک می شود. هر چه هوا خشک تر باشد میزان تبخیر و خنک شدن آن بیشتر می شود. پس از چند دقیقه، دماسنج فتیله ای تا کمترین مقدار ممکن خنک می شود. از بخش قبلی به یاد بیاورید که این دمای حباب مرطوب است - پایین ترین دمایی که می توان با تبخیر آب در هوا به دست آورد.

 دماسنج خشک (که معمولاً به آن حباب خشک می گویند) دمای فعلی هوا یا دمای حباب خشک را نشان می دهد. تفاوت دما بین لامپ خشک و لامپ مرطوب به عنوان فرورفتگی حباب مرطوب شناخته می شود. فرورفتگی زیاد نشان می دهد که مقدار زیادی آب می تواند در هوا تبخیر شود و رطوبت نسبی کم است. فرورفتگی کوچک نشان می دهد که امکان تبخیر کمی بخار آب وجود دارد، بنابراین هوا نزدیک به اشباع و رطوبت نسبی بالا است. اگر فرورفتگی وجود نداشته باشد، لامپ خشک، لامپ مرطوب و نقطه شبنم یکسان است. هوا اشباع شده و رطوبت نسبی 100 درصد است. (جدول های مورد استفاده برای محاسبه رطوبت نسبی و نقطه شبنم در انتهای کتاب در پیوست D آورده شده است.)

ابزارهایی که رطوبت را اندازه گیری می کنند معمولاً رطوبت سنج نامیده می شوند. یک نوع - که رطوبت سنج مو نامیده می شود - بر اساس این اصل ساخته شده است که با افزایش رطوبت نسبی از 0 به 100 درصد، طول موهای انسان 2.5 درصد افزایش می یابد. این ابزار از موی انسان (یا اسب) برای اندازه گیری رطوبت نسبی استفاده می کند. تعدادی از تارهای مو (با حذف روغن) به سیستمی از اهرم ها متصل می شوند. یک تغییر کوچک در طول مو توسط یک سیستم پیوندی بزرگ‌نمایی می‌شود و به صفحه‌ای ارسال می‌شود (● شکل 4.21) کالیبره شده برای نشان دادن رطوبت نسبی، که سپس می‌تواند مستقیما خوانده شود یا روی نمودار ثبت شود. (اغلب، نمودار به یک درام چرخان ساعتی متصل می شود که یک رکورد مداوم از رطوبت نسبی ارائه می دهد.) زیرا رطوبت سنج مو به اندازه سایکومتر دقیق نیست (مخصوصاً در رطوبت نسبی بسیار زیاد و بسیار کم و دماهای بسیار پایین). ، نیاز به کالیبراسیون مکرر دارد، عمدتاً در مناطقی که تغییرات روزانه زیادی در رطوبت نسبی دارند.

 رطوبت سنج الکتریکی یکی دیگر از ابزارهای اندازه گیری رطوبت است. این شامل یک صفحه تخت است که با یک لایه کربن پوشانده شده است. جریان الکتریکی در سراسر صفحه ارسال می شود. با جذب بخار آب، مقاومت الکتریکی پوشش کربن تغییر می کند. این تغییرات به رطوبت نسبی تبدیل می شود. این ابزار معمولاً در رادیوسوند استفاده می شود که داده های جوی را در سطوح مختلف بالای زمین جمع آوری می کند. هنوز

TABLE 4.1   The Heat Index and Related Syndrome

CATEGORY APPARENT TEMPERATURE (°F)       HEAT SYNDROME

I    130° or     higher    Heatstroke or sunstroke imminent

II 105°–130°     Sunstroke, heat cramps, or heat exhaustion likely, Heatstroke possible with prolonged exposure and physical activity

 III 90°–105°     Sunstroke, heat cramps, and heat exhaustion possible with prolonged exposure and physical activity

IV 80°–90°     Fatigue possible with prolonged exposure and physical activity

a heat index of 122°F. Although this weather situation is remotely possible, it is highly unlikely, as a temperature of 90°F and a relative humidity of 90 percent can occur only if the dew-point temperature is incredibly high (nearly 87°F), and a dew-point temperature this high rarely, if ever, occurs in the United States, even on the muggiest of days.

MEASURING HUMIDITY During hot, humid weather some people remark about how “heavy” or how dense the air feels. Is hot, humid air really more dense than hot, dry air? If you are interested in the answer, read the Focus section on p. 106. MEASURING HUMIDITY One common instrument used to obtain dew point and relative humidity is a psychrometer, which consists of two liquid-in-glass thermometers mounted side by side and attached to a piece of metal that has either a handle or chain at one end (see ● Fig. 4.20). The thermometers are exactly alike except that one has a piece of cloth (wick) covering the bulb. The wick-covered thermometer — called the wet bulb — is dipped in clean (usually distilled) water, while the other thermometer is kept dry. Both thermometers are ventilated for a few minutes, either by whirling the instrument (sling psychrometer), or by drawing air past it with an electric fan (aspirated psychrometer). Water evaporates from the wick and the thermometer cools. The drier the air, the greater the amount of evaporation and cooling. After a few minutes, the wick-covered thermometer will cool to the lowest value possible. Recall from an earlier section that this is the wet-bulb temperature — the lowest temperature that can be attained by evaporating water into the air.

 The dry thermometer (commonly called the dry bulb) gives the current air temperature, or dry-bulb temperature. The temperature difference between the dry bulb and the wet bulb is known as the wet-bulb depression. A large depression indicates that a great deal of water can evaporate into the air and that the relative humidity is low. A small depression indicates that little evaporation of water vapor is possible, so the air is close to saturation and the relative humidity is high. If there is no depression, the dry bulb, the wet bulb, and the dew point are the same; the air is saturated and the relative humidity is 100 percent. (Tables used to compute relative humidity and dew point are given at the back of the book in Appendix D.)

Instruments that measure humidity are commonly called hygrometers. One type — called the hair hygrometer — is constructed on the principle that the length of human hair increases by 2.5 percent as the relative humidity increases from 0 to 100 percent. This instrument uses human (or horse) hair to measure relative humidity. A number of strands of hair (with oils removed) are attached to a system of levers. A small change in hair length is magnified by a linkage system and transmitted to a dial (see ● Fig. 4.21) calibrated to show relative humidity, which can then be read directly or recorded on a chart. (Often, the chart is attached to a clock-driven rotating drum that gives a continuous record of relative humidity.) Because the hair hygrometer is not as accurate as the psychometr (especially at very high and very low relative humidities and very low temperatures), it requires frequent calibration, principally in areas that experience large daily variations in relative humidity.

 The electrical hygrometer is another instrument that measures humidity. It consists of a flat plate coated with a fi lm of carbon. An electric current is sent across the plate. As water vapor is absorbed, the electrical resistance of the carbon coating changes. These changes are translated into relative humidity. This instrument is commonly used in the radiosonde, which gathers atmospheric data at various levels above the earth. Still

سازمان دیده بان آب و هوا از سال 1998 تا 2006، 290 کودک - عمدتاً نوزادان و کودکان نوپا - در اثر گرمای شدید جان خود را از دست دادند در حالی که در داخل اتومبیل های پارک شده زیر نور مستقیم خورشید با شیشه های بسته شده بودند. در داخل چنین خودرویی، دمای هوا می تواند بسیار سریع بالا رود: 19 درجه فارنهایت بالاتر از دمای هوای بیرون در 10 دقیقه و 34 درجه فارنهایت در 30 دقیقه. بنابراین ماشینی که به مدت نیم ساعت در زیر نور مستقیم خورشید پارک شده با شیشه های بسته می تواند دمای هوای داخلی 124 درجه فارنهایت داشته باشد وقتی دمای بیرون 90 درجه فارنهایت باشد.

دما به دمای هوا نزدیک می شود، خنک شدن کمتری رخ می دهد و دمای پوست ممکن است شروع به افزایش کند. هنگامی که دمای حباب مرطوب از دمای پوست بیشتر شود، تبخیر خالص رخ نمی دهد و دمای بدن می تواند به سرعت افزایش یابد. خوشبختانه، بیشتر اوقات، دمای حباب مرطوب به میزان قابل توجهی کمتر از دمای پوست است.

 هنگامی که هوا گرم و گل آلود است، تعدادی از مشکلات مربوط به گرما ممکن است رخ دهد. به عنوان مثال، در هوای گرم که دمای بدن انسان افزایش می‌یابد، غده هیپوتالاموس (غده‌ای در مغز که دمای بدن را تنظیم می‌کند) مکانیسم تنظیم حرارت بدن را فعال می‌کند و بیش از ده میلیون غده عرق بدن را با دو لیتر خیس می‌کند. مایع در ساعت با تبخیر این عرق، از دست دادن سریع آب و نمک می تواند منجر به عدم تعادل شیمیایی شود که ممکن است منجر به گرفتگی دردناک گرمایی شود. از دست دادن بیش از حد آب از طریق تعریق همراه با افزایش دمای بدن ممکن است منجر به گرمازدگی - خستگی، سردرد، حالت تهوع و حتی غش شود. اگر دمای بدن فرد از حدود 41 درجه سانتیگراد (106 درجه فارنهایت) بالاتر رود، گرمازدگی ممکن است رخ دهد و منجر به از کار افتادن کامل عملکردهای گردش خون شود. اگر دمای بدن همچنان افزایش یابد، ممکن است منجر به مرگ شود. در واقع، هر ساله در سراسر آمریکای شمالی، صدها نفر بر اثر بیماری های ناشی از گرما جان خود را از دست می دهند. حتی افراد قوی و سالم نیز می‌توانند به گرمازدگی تسلیم شوند، همانطور که کوری استرینگر، خط حمله حرفه‌ای مینه‌سوتا وایکینگز، که پس از تمرین در 31 ژوئیه 2001 سقوط کرد و 15 ساعت بعد درگذشت. قبل از اینکه کوری بیهوش شود، دمای زمین تمرین در دهه 90 (درجه فارنهایت) با رطوبت نسبی بالای 55 درصد بود.

در تلاش برای جلب توجه به این خطر جدی سلامتی مربوط به آب و هوا، شاخصی به نام شاخص گرما (HI) توسط سرویس ملی هواشناسی استفاده می شود. این شاخص دمای هوا را با رطوبت نسبی ترکیب می‌کند تا دمای ظاهری را تعیین کند - دمای هوا برای افراد عادی برای ترکیب‌های مختلف دمای هوا و رطوبت نسبی چه احساسی دارد. برای مثال، در ● شکل 4.19 دمای هوا 100 درجه فارنهایت و رطوبت نسبی 60 درصد دمای ظاهری 132 درجه فارنهایت را ایجاد می کند. همانطور که در ▼ جدول 4.1 می بینیم، گرمازدگی یا آفتاب زدگی زمانی قریب الوقوع است که شاخص به این سطح برسد. با این حال، همانطور که در پاراگراف قبل دیدیم، مرگ و میر ناشی از گرمازدگی زمانی رخ می دهد که مقدار شاخص گرما به طور قابل توجهی کمتر از 130 درجه فارنهایت باشد.

به طرز غم انگیزی، صدها نفر بر اثر بیماری های ناشی از گرما در طول موج گرمای بزرگ شیکاگو در ژوئیه 1995 جان باختند. در 13 ژوئیه، دمای هوا بعد از ظهر به 104 درجه فارنهایت رسید. با دمای نقطه شبنم 76 درجه فارنهایت و رطوبت نسبی نزدیک به 40 درصد، دمای ظاهری به 119 درجه فارنهایت افزایش یافت (جدول 4.1 را ببینید). در یک ون، با شیشه‌های بالا، دو کودک نوپا به خواب رفتند و ساعتی بعد مرده‌شان بر اثر گرمازدگی پیدا شدند. تخمین ها حاکی از آن است که در چنین روزی دمای داخل خودروی بسته می تواند در عرض یک ساعت به 190 درجه فارنهایت برسد.

 در این مرحله مهم است که یک افسانه رایج را که به نظر می رسد در هوای گرم و مرطوب در گردش است، از بین ببریم. بعد از مدتی بیرون بودن، مردم می گویند دمای هوا امروز 90 درجه و رطوبت نسبی 90 درصد است. در شکل 4.19 می بینیم که این شرایط آب و هوایی ایجاد می کند

● شکل 4.19 دمای هوا (°F) و رطوبت نسبی برای تعیین دمای ظاهری یا شاخص گرما (HI) ترکیب شده اند. دمای هوا 95 درجه فارنهایت با رطوبت نسبی 55 درصد دمای ظاهری (HI) 110 درجه فارنهایت ایجاد می کند.

WEATHER WATCH From 1998 to 2006 there were 290 children — mainly infants and toddlers — who died from extreme heat while locked inside parked cars in direct sunlight with windows rolled up. Inside such a car, the air temperature can climb extremely fast: 19ºF above the outside air temperature in 10 minutes, and 34ºF in 30 minutes. So a car parked in direct sunlight for half an hour with closed windows can have an inside air temperature of 124ºF when the outside temperature is 90ºF

temperature approaches the air temperature, less cooling occurs, and the skin temperature may begin to rise. When the wet-bulb temperature exceeds the skin’s temperature, no net evaporation occurs, and the body temperature can rise quite rapidly. Fortunately, most of the time, the wet-bulb temperature is considerably below the temperature of the skin.

 When the weather is hot and muggy, a number of heatrelated problems may occur. For example, in hot weather when the human body temperature rises, the hypothalamus gland (a gland in the brain that regulates body temperature) activates the body’s heat-regulating mechanism, and over ten million sweat glands wet the body with as much as two liters of liquid per hour. As this perspiration evaporates, rapid loss of water and salt can result in a chemical imbalance that may lead to painful heat cramps. Excessive water loss through perspiring coupled with an increasing body temperature may result in heat exhaustion — fatigue, headache, nausea, and even fainting. If one’s body temperature rises above about 41°C (106°F), heatstroke can occur, resulting in complete failure of the circulatory functions. If the body temperature continues to rise, death may result. In fact, each year across North America, hundreds of people die from heat-related maladies. Even strong, healthy individuals can succumb to heatstroke, as did the Minnesota Vikings’ all-pro offensive lineman, Korey Stringer, who collapsed after practice on July 31, 2001, and died 15 hours later. Before Korey fainted, temperatures on the practice field were in the 90s (°F) with the relative humidity above 55 percent.

In an effort to draw attention to this serious weather related health hazard, an index called the heat index (HI) is used by the National Weather Service. The index combines air temperature with relative humidity to determine an apparent temperature — what the air temperature “feels like” to the average person for various combinations of air temperature and relative humidity. For example, in ● Fig. 4.19 an air temperature of 100°F and a relative humidity of 60 percent produce an apparent temperature of 132°F. As we can see in ▼ Table 4.1, heatstroke or sunstroke is imminent when the index reaches this level. However, as we saw in the preceding paragraph, heatstroke related deaths can occur when the heat index value is considerably lower than 130°F.

Tragically, many hundreds of people died of heat-related maladies during the great Chicago heat wave of July, 1995. On July 13, the afternoon air temperature reached 104°F. With a dew-point temperature of 76°F and a relative humidity near 40 percent, the apparent temperature soared to 119°F (see Table 4.1). In a van, with the windows rolled up, two small toddlers fell asleep and an hour later were found dead of heat exhaustion. Estimates are that, on a day like this one, temperatures inside a closed vehicle could approach 190°F within an hour.

 At this point it is important to dispel a common myth that seems to circulate in hot, humid weather. After being outside for a while, people will say that the air temperature today is 90 degrees and the relative humidity is 90 percent. We see in Fig. 4.19 that this weather condition would produce

● FIGURE 4.19 Air temperature (°F) and relative humidity are combined to determine an apparent temperature or heat index (HI). An air temperature of 95°F with a relative humidity of 55 percent produces an apparent temperature (HI) of 110°F

رطوبت نسبی کمتر از کویر است و ساکنان معمولاً از آن بی خبرند. به یاد داشته باشید که هوای سرد قطبی تنها حاوی کمی بخار آب است. حتی در صورت اشباع، هوای با دما و نقطه شبنم 15 درجه سانتیگراد (5 درجه فارنهایت) دارای فشار بخار واقعی فقط 1.9 مگابایت است. وقتی این هوا به داخل خانه آورده می شود و تا دمای 20 درجه سانتیگراد (68 درجه فارنهایت) گرم می شود، فشار بخار اشباع آن به 23.4 مگابایت افزایش می یابد - تقریباً 12 برابر آنچه در خارج بود. در ● شکل 4.18 توجه کنید که رطوبت نسبی هوای گرم شده در داخل خانه تا 8 درصد کاهش می یابد.

رطوبت نسبی بسیار کم در یک خانه می تواند تأثیر نامطلوبی بر چیزهایی که در داخل آن زندگی می کنند داشته باشد. به عنوان مثال، گیاهان خانگی برای زنده ماندن مشکل دارند زیرا رطوبت برگ ها و خاک به سرعت تبخیر می شود. از این رو، گیاهان خانگی معمولاً در زمستان بیشتر از تابستان به آبیاری نیاز دارند. هنگامی که رطوبت نسبی کاملاً کم است، مردم نیز رنج می برند. تبخیر سریع رطوبت از گوشت در معرض پوست باعث ترک خوردگی، خشکی، پوسته پوسته شدن یا خارش پوست می شود. این رطوبت کم همچنین غشاهای مخاطی بینی و گلو را تحریک می کند و گلو "خارش" ایجاد می کند. به طور مشابه، مجرای بینی خشک اجازه می دهد تا باکتری های استنشاقی انکوبه شوند و باعث عفونت های مداوم شوند. راه حل اکثر این مشکلات صرفاً افزایش رطوبت نسبی است. اما چگونه؟

 رطوبت نسبی در خانه را می توان تنها با گرم کردن آب و تبخیر آن در هوا افزایش داد. بخار آب اضافه شده رطوبت نسبی را به سطح راحت تری افزایش می دهد. در خانه‌های مدرن، یک دستگاه مرطوب‌کننده که در نزدیکی کوره نصب می‌شود، رطوبت هوا را به میزان حدود یک گالن در هر اتاق در روز اضافه می‌کند. هوا با بخار آب افزایش یافته اش، توسط یک سیستم گرمایش هوای اجباری در سراسر خانه به گردش در می آید. به این ترتیب، همه اتاق ها به اندازه کافی رطوبت خود را دریافت می کنند - نه فقط اتاقی که بخار در آن اضافه می شود. برای کاهش رطوبت هوا و همچنین دمای هوا، بسیاری از خانه‌ها دارای تهویه مطبوع هستند. هوای بیرون با عبور از سیستم کویل های سرد واقع در واحد تهویه مطبوع خنک می شود. خنک کننده رطوبت نسبی هوا را افزایش می دهد و هوا به حالت اشباع می رسد. بخار آب متراکم می شود و به آب مایع تبدیل می شود که دور می شود. هوای خنک تر و بدون رطوبت اکنون به داخل خانه منتقل می شود.

در مناطق گرم که رطوبت نسبی کم است، می توان از سیستم های خنک کننده تبخیری برای خنک کردن هوا استفاده کرد. این سیستم ها با دمیدن هوای گرم و خشک بیرون از هوا توسط یک فن در روی پدهای اشباع شده از آب کار می کنند. تبخیر هوا را خنک می کند که به اجبار وارد خانه می شود و باعث تسکین هوای گرم می شود.

کولرهای تبخیری که به عنوان خنک کننده های باتلاقی نیز شناخته می شوند، زمانی که رطوبت نسبی کم و هوا گرم است بهترین عملکرد را دارند. آنها در هوای گرم و گل آلود به خوبی کار نمی کنند زیرا رطوبت نسبی بالا تا حد زیادی سرعت تبخیر را کاهش می دهد. علاوه بر این، خنک‌کننده‌های باتلاقی بخار آب به هوا اضافه می‌کنند - چیزی که وقتی هوا به‌طور ناراحت‌کننده‌ای مرطوب است، مورد نیاز نیست. به همین دلیل است که کولرهای باتلاقی ممکن است در خانه‌های آریزونا یافت شوند، اما در خانه‌های آلاباما نه.

رطوبت نسبی و ناراحتی انسان در یک روز گرم و گل آلود که رطوبت نسبی زیاد است، شنیدن این که کسی (اغلب با عصبانیت) فریاد می زند، "این خیلی گرما نیست، رطوبت است" معمول است. در واقع این بیانیه اعتبار دارد. در هوای گرم، منبع اصلی خنک شدن بدن از طریق تبخیر عرق است. از فصل 2 به یاد بیاورید که تبخیر یک فرآیند خنک‌کننده است، بنابراین وقتی دمای هوا بالا و رطوبت نسبی کم است، تعریق روی پوست به سرعت تبخیر می‌شود و اغلب باعث می‌شود که احساس کنیم دمای هوا کمتر از آنچه هست است. با این حال، هنگامی که هم دمای هوا و هم رطوبت نسبی بالا باشد و هوا تقریباً از بخار آب اشباع شده باشد، رطوبت بدن به راحتی تبخیر نمی شود. در عوض، به صورت دانه های عرق روی پوست جمع می شود. تبخیر کمتر به معنای خنک شدن کمتر است و بنابراین معمولاً نسبت به دمای هوای مشابه، اما رطوبت نسبی کمتر، گرم‌تر احساس می‌کنیم.

یک معیار خوب برای اینکه پوست چقدر خنک می‌شود دمای حباب مرطوب است - پایین‌ترین دمایی که می‌توان با تبخیر آب در هوا به آن رسید.* در یک روز گرم که دمای حباب مرطوب پایین است، تبخیر سریع (و بنابراین، خنک شدن) در سطح پوست صورت می گیرد. به عنوان لامپ مرطوب

 *توجه کنید که دمای حباب مرطوب و دمای نقطه شبنم متفاوت است. دمای حباب مرطوب با تبخیر آب در هوا به دست می آید، در حالی که دمای نقطه شبنم با خنک کردن هوا به دست می آید.

*RH 1.9 mb 23.4 mb 100 8%. © C. Donald Ahrens ● شکل 4.18 هنگامی که هوای بیرون با دمای هوا و نقطه شبنم 15- درجه سانتیگراد (5 درجه فارنهایت) به داخل خانه آورده شده و تا دمای 20 درجه سانتیگراد (68 درجه فارنهایت) (بدون اضافه کردن آب) گرم می شود. بخار به هوا)، رطوبت نسبی به 8 درصد کاهش می یابد و استرس نامطلوبی بر گیاهان، حیوانات و انسان های ساکن در داخل آن وارد می کند. (T نشان دهنده دما، Td، نقطه شبنم، و RH، صدای نسبی است هویت.)

lower relative humidity than the desert, and the inhabitants are usually unaware of it. Remember that cold polar air contains only a little water vapor. Even when saturated, air with a temperature and dew point of 15°C (5°F) has an actual vapor pressure of only 1.9 mb. When this air is brought indoors and heated to 20°C (68°F), its saturation vapor pressure increases to 23.4 mb — about 12 times what it was outside. Notice in ● Fig. 4.18 that the relative humidity of the heated air inside the house drops to 8 percent.* This relative humidity is lower than what you would normally experience in a desert during the hottest time of the day!

Very low relative humidities in a house can have an adverse effect on things living inside. For example, house plants have a difficult time surviving because the moisture from their leaves and the soil evaporates rapidly. Hence, house plants usually need watering more frequently in winter than in summer. People suffer, too, when the relative humidity is quite low. The rapid evaporation of moisture from exposed flesh causes skin to crack, dry, flake, or itch. These low humidities also irritate the mucous membranes in the nose and throat, producing an “itchy” throat. Similarly, dry nasal passages permit inhaled bacteria to incubate, causing persistent infections. The remedy for most of these problems is simply to increase the relative humidity. But how?

 The relative humidity in a home can be increased just by heating water and allowing it to evaporate into the air. The added water vapor raises the relative humidity to a more comfortable level. In modern homes, a humidifier, installed near the furnace, adds moisture to the air at a rate of about one gallon per room per day. The air, with its increased water vapor, is circulated throughout the home by a forced air heating system. In this way, all rooms get their fair share of moisture — not just the room where the vapor is added. To lower the air’s moisture content, as well as the air temperature, many homes are air conditioned. Outside air cools as it passes through a system of cold coils located in the air conditioning unit. The cooling increases the air’s relative humidity, and the air reaches saturation. The water vapor condenses into liquid water, which is carried away. The cooler, dehumidified air is now forced into the home.

In hot regions, where the relative humidity is low, evaporative cooling systems can be used to cool the air. These systems operate by having a fan blow hot, dry outside air across pads that are saturated with water. Evaporation cools the air, which is forced into the home, bringing some relief from the hot weather.

Evaporative coolers, also known as “swamp coolers,” work best when the relative humidity is low and the air is warm. They do not work well in hot, muggy weather because a high relative humidity greatly reduces the rate of evaporation. Besides, swamp coolers add water vapor to the air — something that is not needed when the air is already uncomfortably humid. That is why swamp coolers may be found on homes in Arizona, but not on homes in Alabama.

RELATIVE HUMIDITY AND HUMAN DISCOMFORT On a hot, muggy day when the relative humidity is high, it is common to hear someone exclaim (often in exasperation), “It’s not so much the heat, it’s the humidity.” Actually, this statement has validity. In warm weather, the main source of body cooling is through evaporation of perspiration. Recall from Chapter 2 that evaporation is a cooling process, so when the air temperature is high and the relative humidity low, perspiration on the skin evaporates quickly, often making us feel that the air temperature is lower than it really is. However, when both the air temperature and relative humidity are high and the air is nearly saturated with water vapor, body moisture does not readily evaporate; instead, it collects on the skin as beads of perspiration. Less evaporation means less cooling, and so we usually feel warmer than we did with a similar air temperature, but a lower relative humidity.

A good measure of how cool the skin can become is the wet-bulb temperature — the lowest temperature that can be reached by evaporating water into the air.* On a hot day when the wet-bulb temperature is low, rapid evaporation (and, hence, cooling) takes place at the skin’s surface. As the wet-bulb

 *Notice that the wet-bulb temperature and the dew-point temperature are different. The wet-bulb temperature is attained by evaporating water into the air, whereas the dew-point temperature is reached by cooling the air.

*RH 1.9 mb 23.4 mb

 100 8%. © C. Donald Ahrens ● FIGURE 4.18 When outside air with an air temperature and a dew point of –15°C (5°F) is brought indoors and heated to a temperature of 20°C (68°F) (without adding water vapor to the air), the relative humidity drops to 8 percent, placing adverse stress on plants, animals, and humans living inside. (T represents temperature; Td, dew point; and RH, relative humidity.)

روی یک موضوع خاص تمرکز کنید

محاسبه رطوبت نسبی و نقطه شبنم

فرض کنید می‌خواهیم رطوبت نسبی و نقطه شبنم هوا را از جدول 1 محاسبه کنیم. قبلاً متوجه شدیم که رطوبت نسبی را می‌توان به صورت فشار بخار واقعی تقسیم بر فشار بخار اشباع ضربدر 100 درصد بیان کرد. اگر فشار بخار واقعی با حرف e و فشار بخار اشباع با es مشخص شود، آنگاه عبارت رطوبت نسبی می شود.

RH =e/es 100%*

بیایید به یک مثال عملی از استفاده از فشار بخار برای اندازه گیری رطوبت نسبی و به دست آوردن نقطه شبنم نگاه کنیم. فرض کنید دمای هوا در یک اتاق 27 درجه سانتیگراد (80 درجه فارنهایت) است. از آنجایی که فشار بخار اشباع (es) به دمای هوا بستگی دارد، برای به دست آوردن es از جدول 1، به سادگی مقدار مجاور دمای هوا را مانند شکل 4.10 می خوانیم. از این رو، هوا با دمای 27 درجه سانتی گراد دارای فشار بخار اشباع 35 مگابایت است.

 حال، فرض کنید که هوای اتاق به طور ناگهانی و بدون تغییر در میزان رطوبت خنک شود. در دماهای متوالی پایین تر، فشار بخار اشباع کاهش می یابد. با نزدیک شدن فشار بخار اشباع کاهشی (es) به فشار بخار واقعی (e)، رطوبت نسبی افزایش می یابد. با فشار بخار واقعی 25 مگابایت، رطوبت نسبی 100 درصد در دمای 21 درجه سانتیگراد (70 درجه فارنهایت) حاصل می شود. این دما (21 درجه سانتیگراد) باید دمای نقطه شبنم هوا باشد. بنابراین، اگر فشار بخار واقعی را در یک اتاق بدانیم، می‌توانیم نقطه شبنم را با استفاده از جدول 1 تعیین کنیم تا دمایی را که در آن هوا با آن مقدار بخار اشباع می‌شود، تعیین کنیم. به طور مشابه، اگر به ما گفته شود که نقطه شبنم در اتاق مقداری مقدار دارد، می‌توانیم آن دما را در جدول 1 جستجو کرده و فشار بخار واقعی را پیدا کنیم. در اصل، اگر دمای هوا و نقطه شبنم هوا مشخص باشد، می توانیم از جدول 1 برای بدست آوردن فشار بخار اشباع (es) و فشار بخار واقعی (e) استفاده کنیم. با این اطلاعات می توانیم رطوبت نسبی را محاسبه کنیم. مثلاً رطوبت نسبی هوا با دمای 29 درجه سانتی گراد و نقطه شبنم 18 درجه سانتی گراد چقدر است؟ پاسخ: در 29 درجه سانتیگراد، جدول 1 es 41 mb را نشان می دهد. برای نقطه شبنم 18 درجه سانتیگراد، فشار بخار واقعی (e) 21 mb است. بنابراین، رطوبت نسبی است

RH =e/ e s= 21/41 100% =51%.

اگر دمای هوا را 27 درجه سانتیگراد و رطوبت نسبی آن 60 درصد بدانیم، دمای نقطه شبنم هوا چقدر است؟ از جدول 1، دمای هوا 27 درجه سانتیگراد، فشار بخار اشباع (es) 35 mb تولید می کند. برای بدست آوردن فشار بخار واقعی (e)، به سادگی اعداد را به فرمول متصل می کنیم

 RH= e /es 100%=51%

همانطور که در مثال قبلی دیدیم، فشار بخار واقعی 21 مگابایت دمای نقطه شبنم 18 درجه سانتیگراد را ایجاد می کند.

*رطوبت نسبی همچنین ممکن است به صورت RH = w/ws 100% بیان شود که در آن w نسبت اختلاط واقعی و ws نسبت اختلاط اشباع است. محاسبات رطوبت نسبی با استفاده از نسبت اختلاط و نمودارهای آدیاباتیک در فصل 6 آورده شده است.

▼ جدول 1 فشار بخار اشباع روی آب برای دماهای مختلف هوا

 داده های این جدول را می توان در شکل 4.10 در صفحه به دست آورد. 95 با خواندن محل تقاطع دمای هوا با منحنی فشار بخار اشباع.

FOCUS ON A SPECIAL TOPIC

Computing Relative humidity and Dew Point

Suppose we want to compute the air’s relative humidity and dew point from Table 1. Earlier, we learned that relative humidity may be expressed as the actual vapor pressure divided by the saturation vapor pressure times 100 percent. If the actual vapor pressure is designated by the letter e, and the saturation vapor pressure by es, then the expression for relative humidity becomes

RH =e/ es 100%.*

Let’s look at a practical example of using vapor pressure to measure relative humidity and obtain dew point. Suppose the air temperature in a room is 27°C (80°F). Because the saturation vapor pressure (es) is dependent on the temperature of the air, to obtain es from Table 1 we simply read the value adjacent to the air temperature much like we did in Fig. 4.10. Hence, air with a temperature of 27°C has a saturation vapor pressure of 35 mb.

 Now, suppose that the air in the room is cooled suddenly with no change in moisture content. At successively lower temperatures, the saturation vapor pressure decreases. As the lowering saturation vapor pressure (es) approaches the actual vapor pressure (e), the relative humidity increases. With an actual vapor pressure of 25 mb, 100 percent relative humidity will be reached at a temperature of 21°C (70°F). This temperature (21°C) must then be the dew-point temperature of the air. If, then, we know the actual vapor pressure in a room, we can determine the dew point by using Table 1 to locate the temperature at which air will be saturated with that amount of vapor. Similarly, if we are told that the dew point in the room has some value, we can look up that temperature in Table 1 and find the actual vapor pressure. In essence, we can use Table 1 to obtain the saturation vapor pressure (es) and the actual vapor pressure (e) if the air temperature and dew point of the air are known. With this information we can calculate relative humidity. For example, what is the relative humidity of air with a temperature of 29°C and a dew point of 18°C? Answer: At 29°C, Table 1 shows es

 41 mb. For a dew point of 18°C, the actual vapor pressure (e) is 21 mb; therefore, the relative humidity is

RH =e/ e s= 21 /41 100% =51%.

If we know the air temperature is 27ºC and the relative humidity is 60 percent, what is the dew-point temperature of the air? From Table 1, an air temperature of 27ºC produces a saturation vapor pressure (es) of 35 mb. To obtain the actual vapor pressure (e), we simply plug the numbers into the formula

 RH= e /es  100%=51%

As we saw in the previous example, an actual vapor pressure of 21 mb yields a dew point temperature of 18ºC.

*Relative humidity may also be expressed as RH = w/ws  100%, where w is the actual mixing ratio and ws is the saturation mixing ratio. Relative humidity computations using mixing ratio and adiabatic charts are given in Chapter 6.

▼ TABLE 1 Saturation Vapor pressure over Water for Various Air Temperatures

 The data in this table can be obtained in Fig. 4.10 on p. 95 by reading where the air temperature intersects the saturation vapor pressure curve.

شکل 4.15 هوای قطبی رطوبت نسبی بالاتری دارد، در حالی که هوای بیابان با نقطه شبنم بالاتر حاوی بخار آب بیشتری است. این مفهوم را در عمل در مرکز منابع هواشناسی در Academy.cengage.com/login رطوبت اتمسفر 101 مشاهده کنید، در نظر داشته باشید که اگرچه این منطقه "خشک" در نظر گرفته می شود، با دمای نقطه شبنم بالاتر از نقطه انجماد، همچنان بخار آب بیشتری نسبت به سرما دارد. ، هوای قطب شمال در مناطق قطبی. (برای اطلاعات بیشتر در مورد محاسبه رطوبت نسبی و نقطه شبنم، بخش فوکوس را در صفحه 102 بخوانید.) رطوبت نسبی در خانه سؤال: رطوبت نسبی هوای زمستانی در خانه شما چگونه با صحرای صحرا مقایسه می شود. ? برخی از خانه ها در واقع دارای ساحل نیا هستند. از آنجایی که هر دو مکان در مجاورت آب های بزرگ هستند، چرا نیواورلئان مرطوب تر است؟

 ● شکل 4.17 وضعیت تابستانی را نشان می دهد که در آن هوا از اقیانوس آرام به سمت جنوب کالیفرنیا و هوا از خلیج مکزیک به سمت ایالت های جنوب شرقی حرکت می کند. توجه داشته باشید که آب اقیانوس آرام بسیار خنک تر از آب خلیج فارس است. بادهای غربی که در سراسر اقیانوس آرام می وزند، تقریباً به دمای آب خنک می شوند. به همین ترتیب، هوا در خلیج گرمتر به دمایی نزدیک به دمای آب زیر آن می رسد. روی آب، در هر دو مکان، هوا تقریباً از بخار آب اشباع شده است. این بدان معناست که دمای نقطه شبنم هوا در اقیانوس آرام خنک تر بسیار کمتر از دمای نقطه شبنم در خلیج گرمتر است. در نتیجه، هوای خلیج مکزیک حاوی مقدار زیادی بخار آب نسبت به هوای اقیانوس آرام است.

با حرکت هوا به داخل، دور از منبع رطوبت، دمای هوا در هر دو مورد افزایش می یابد. اما مقدار بخار آب موجود در هوا (و در نتیجه دمای نقطه شبنم) به سختی تغییر می کند. بنابراین، همانطور که هوای مرطوب به سمت ایالات جنوب شرقی حرکت می کند، دمای بالای هوا همراه با دمای بالای نقطه شبنم، رطوبت نسبی بالایی را ایجاد می کند، که اغلب در گرم ترین قسمت روز بیشتر از 75 درصد است. از سوی دیگر، در بخش جنوب غربی کشور، دمای هوای بالا و دمای نقطه شبنم پایین باعث ایجاد رطوبت نسبی کم، اغلب کمتر از 25 درصد در گرم ترین قسمت بعد از ظهر می شود. بیشتر این ناحیه داخلی در جنوب غربی یک بیابان است. با این حال، نگه دارید

● شکل 4.16 میانگین رطوبت نسبی برای عرض های جغرافیایی شمال و جنوب خط استوا

شکل 4.17 هوای اقیانوس آرام بر روی خشکی گرم و خشک است، در حالی که هوای خلیج مکزیک بر روی خشکی گرم و گل آلود است. برای هر شهر، T نشان دهنده دمای هوا، Td نقطه شبنم، و RH رطوبت نسبی است. (همه داده ها شرایط را در یک بعد از ظهر ژوئیه در ساعت 3 بعد از ظهر به وقت محلی نشان می دهند.)

Califor- © C. Donald Ahrens © C. Donald Ahrens ● FIGURE 4.15 The polar air has the higher relative humidity, whereas the desert air, with the higher dew point, contains more water vapor. View this concept in action on the Meteorology Resource Center at academic.cengage.com/login Atmospheric Humidity 101 in mind that although considered “dry,” this area, with a dew point temperature above freezing, still contains more water vapor than does the cold, arctic air in Polar Regions. (For more information on the computation of RELATIVE HUMIDITY and dew point, read the Focus section on p. 102.) RELATIVE HUMIDITY IN THE HOME Question: How does the RELATIVE HUMIDITY of the winter air in your home compare with that in the Sahara Desert? Some homes actually have a nia coast. Since both locations are adjacent to large bodies of water, why is New Orleans more humid?

 ● Figure 4.17 shows a summertime situation where air from the Pacific Ocean is moving into southern California and air from the Gulf of Mexico is moving into the southeastern states. Notice that the Pacific water is much cooler than the Gulf water. Westerly winds, blowing across the Pacific, cool to just about the same temperature as the water. Likewise, air over the warmer Gulf reaches a temperature near that of the water below it. Over the water, at both locations, the air is nearly saturated with water vapor. This means that the dew-point temperature of the air over the cooler Pacific Ocean is much lower than the dew-point temperature over the warmer Gulf. Consequently, the air from the Gulf of Mexico contains a great deal more water vapor than the Pacific air.

As the air moves inland, away from the source of moisture, the air temperature in both cases increases. But the amount of water vapor in the air (and, hence, the dew-point temperature) hardly changes. Therefore, as the humid air moves into the southeastern states, high air temperatures along with high dew-point temperatures produce high relative humidities, often greater than 75 percent during the hottest part of the day. On the other hand, over the southwestern part of the nation, high air temperatures and low dew-point temperatures produce low relative humidities, often less than 25 percent during the hottest part of the afternoon. Much of this inland area over the southwest is a desert. However, keep

● FIGURE 4.16 RELATIVE HUMIDITY averaged for latitudes north and south of the equator

FIGURE 4.17 Air from the Pacific Ocean is hot and dry over land, whereas air from the Gulf of Mexico is hot and muggy over land. For each city, T represents the air temperature, Td the dew point, and RH the relative humidity. (All data represent conditions during a July afternoon at 3 p.m. local time.)

جدول 4.1 شاخص گرما و سندرم مرتبط

سندرم گرمایی طبقه بندی دمای ظاهری (°F).

من 130 درجه یا بالاتر گرمازدگی یا آفتاب زدگی قریب الوقوع است

II 105-130 درجه آفتاب‌زدگی، گرفتگی گرما، یا گرمازدگی احتمالی، گرمازدگی ممکن است با قرار گرفتن در معرض طولانی مدت و فعالیت بدنی

 III 90-105 درجه آفتاب‌زدگی، گرمازدگی و گرمازدگی ممکن است با قرار گرفتن در معرض طولانی مدت و فعالیت بدنی

IV 80-90 درجه خستگی با قرار گرفتن در معرض طولانی مدت و فعالیت بدنی ممکن است

شاخص حرارت 122 درجه فارنهایت. اگرچه این وضعیت آب و هوایی از دور امکان پذیر است، اما بسیار بعید است، زیرا دمای 90 درجه فارنهایت و رطوبت نسبی 90 درصد تنها در صورتی می تواند رخ دهد که دمای نقطه شبنم فوق العاده بالا (نزدیک به 87 درجه فارنهایت) و شبنم باشد. - درجه حرارت نقطه ای این بالا به ندرت، حتی در سخت ترین روزها، در ایالات متحده رخ می دهد. در طول هوای گرم و مرطوب، برخی از مردم در مورد اینکه هوا چقدر "سنگین" یا متراکم است، اظهار نظر می کنند. آیا هوای گرم و مرطوب تراکم تر از هوای گرم و خشک است؟ اگر به پاسخ علاقه دارید، بخش تمرکز در صفحه را بخوانید. 106. اندازه گیری رطوبت یکی از ابزارهای متداول که برای بدست آوردن نقطه شبنم و رطوبت نسبی استفاده می شود، یک سایکرومتر است که از دو دماسنج مایع در شیشه تشکیل شده است که در کنار هم نصب شده و به یک قطعه فلز که دارای دسته یا زنجیر در یک انتها است وصل شده است. (● شکل 4.20 را ببینید). دماسنج ها دقیقا شبیه هم هستند با این تفاوت که یکی دارای یک تکه پارچه (فتیله) است که لامپ را می پوشاند. دماسنج پوشیده از فیتیله - به نام حباب مرطوب - در آب تمیز (معمولاً مقطر) غوطه ور می شود، در حالی که دماسنج دیگر خشک نگه داشته می شود. هر دو دماسنج برای چند دقیقه تهویه می شوند، یا با چرخاندن ابزار (سایکرومتر زنجیر)، یا با کشیدن هوا از کنار آن با یک فن برقی (سایکرومتر تنفسی). آب از فتیله تبخیر می شود و دماسنج خنک می شود. هر چه هوا خشک تر باشد میزان تبخیر و خنک شدن آن بیشتر می شود. پس از چند دقیقه، دماسنج فتیله ای تا کمترین مقدار ممکن خنک می شود. از بخش قبلی به یاد بیاورید که این دمای حباب مرطوب است - پایین ترین دمایی که می توان با تبخیر آب در هوا به دست آورد. دماسنج خشک (که معمولاً به آن حباب خشک می گویند) دمای فعلی هوا یا دمای حباب خشک را نشان می دهد. تفاوت دما بین لامپ خشک و لامپ مرطوب به عنوان فرورفتگی حباب مرطوب شناخته می شود. فرورفتگی زیاد نشان می دهد که مقدار زیادی آب می تواند در هوا تبخیر شود و رطوبت نسبی کم است. فرورفتگی کوچک نشان می دهد که امکان تبخیر کمی بخار آب وجود دارد، بنابراین هوا نزدیک به اشباع و رطوبت نسبی بالا است. اگر فرورفتگی وجود نداشته باشد، لامپ خشک، لامپ مرطوب و نقطه شبنم یکسان است. هوا اشباع شده و رطوبت نسبی 100 درصد است. (جدول های مورد استفاده برای محاسبه رطوبت نسبی و نقطه شبنم در انتهای کتاب در پیوست D آورده شده است.) ابزارهایی که رطوبت را اندازه گیری می کنند معمولاً رطوبت سنج نامیده می شوند. یک نوع - که رطوبت سنج مو نامیده می شود - بر اساس این اصل ساخته شده است که با افزایش رطوبت نسبی از 0 به 100 درصد، طول موهای انسان 2.5 درصد افزایش می یابد. این ابزار از موی انسان (یا اسب) برای اندازه گیری رطوبت نسبی استفاده می کند. تعدادی از تارهای مو (با حذف روغن) به سیستمی از اهرم ها متصل می شوند. یک تغییر کوچک در طول مو توسط یک سیستم سن پیوند بزرگ‌نمایی می‌شود و به صفحه‌ای ارسال می‌شود (● شکل 4.21) کالیبره شده برای نشان دادن رطوبت نسبی، که سپس می‌تواند مستقیما خوانده شود یا روی نمودار ثبت شود. (اغلب، نمودار به یک درام چرخان ساعتی متصل می شود که یک رکورد مداوم از رطوبت نسبی ارائه می دهد.) زیرا رطوبت سنج مو به اندازه سایکومتر دقیق نیست (مخصوصاً در رطوبت نسبی بسیار زیاد و بسیار کم و دماهای بسیار پایین). ، نیاز به کالیبراسیون مکرر دارد، عمدتاً در مناطقی که تغییرات روزانه زیادی در رطوبت نسبی دارند. رطوبت سنج الکتریکی یکی دیگر از ابزارهای اندازه گیری رطوبت است. این شامل یک صفحه تخت است که با یک لایه کربن پوشانده شده است. جریان الکتریکی در سراسر صفحه ارسال می شود. با جذب بخار آب، مقاومت الکتریکی پوشش کربن تغییر می کند. این تغییرات به رطوبت نسبی تبدیل می شود. این ابزار معمولاً در رادیوسوند استفاده می شود که داده های جوی را در سطوح مختلف بالای زمین جمع آوری می کند. هنوز

FIGURE 4.15 the polar air has the higher relative humidity, whereas the desert air, with the higher dew point, contains more water vapor

Point is a measure of the amount of water vapor in the air, the desert air (with a higher dew point) must contain more water vapor. So even though the polar air has a higher relative humidity, the desert air that contains more water vapor has a higher water vapor density, or absolute humidity, and a higher specific humidity and mixing ratio as well.

Now we can see why polar air is often described as being “dry” when the relative humidity is high (often close to 100 percent). In cold, polar air, the dew point and air temperature are normally close together. But the low dew-point temperature means that there is little water vapor in the air.

Consequently, the air is said to be “dry” even though the relative humidity is quite high.

BRIEF REVIEW Up to this point we have looked at the different ways of describing humidity. Before going on, here is a review of some of the important concepts and facts we have covered:

● Relative humidity does not tell us how much water vapor is actually in the air; rather, it tells us how close the air is to being saturated.

● Relative humidity can change when the air’s water-vapor content changes, or when the air temperature changes.

● with a constant amount of water vapor, cooling the air raises the relative humidity and warming the air lowers it.

● the dew-point temperature is a good indicator of the air’s water-vapor content: High dew points indicate high watervapor content; and low dew points, low water-vapor content.

● Dry air can have a high relative humidity. In polar air, when the dew-point temperature is low, the air is considered dry. But if the air temperature is close to the dew point, the relative humidity is high. COMPARING HUMIDITIES

 ● Figure 4.16 shows how the average relative humidity varies from the equator to the poles.

 High relative humidities are normally found in the tropics and near the poles, where there is little separation between air temperature and dew point. The average relative humidity is low near latitude 30° — a latitude where we find the deserts of the world girdling the globe. Of course, not all locations near 30°N are deserts. Take, for example, humid New Orleans, Louisiana. During July, the air in New Orleans with an average dew-point temperature of 22°C (72°F) contains a great deal of water vapor — nearly 50 percent more than does the air along the southern Califor- © C. Donald Ahrens © C. Donald Ahrens ●

شکل 4.14 میانگین دمای نقطه شبنم سطح (°F) برای (الف) ژانویه و (ب) جولای.

FIGURE 4.14 Average surface dew-point temperatures (°F) for (a) January and for (b) July.

یک مرد در واقع حدود 45 دقیقه در یک سونا با رطوبت نسبی بسیار کم کمتر از یک درصد و دمای هوا نزدیک به 260 درجه فارنهایت زنده ماند.

 حتی اگر یک کباب در این دمای فوق‌العاده بالا پخته شود، مرد زنده ماند تا در مورد آن صحبت کند، زیرا تعریق که به سرعت تبخیر می‌شد، لایه‌ای از هوای خنک را در اطراف بدنش تشکیل می‌داد و از او در برابر گرمای شدید محافظت می‌کرد.

 اگر این لایه محافظ به نحوی منفجر شده بود، پوست مرد در عرض چند ثانیه می سوخت.

 هوای بیرون با دمای 30 درجه سانتیگراد تا چه دمایی باید خنک شود تا بار دیگر اشباع شود؟ جواب البته 10 درجه سانتی گراد است.

برای این مقدار بخار آب در هوا، 10 درجه سانتیگراد را دمای نقطه شبنم یا به طور ساده نقطه شبنم می نامند. این نشان دهنده دمایی است که هوا باید در آن خنک شود (بدون تغییر در فشار هوا یا میزان رطوبت) تا اشباع رخ دهد. نقطه شبنم با توجه به سطح صاف آب تعیین می شود. هنگامی که نقطه شبنم با توجه به سطح صاف یخ تعیین می شود، به آن نقطه یخ می گویند. نقطه شبنم یک اندازه گیری مهم است که در پیش بینی تشکیل شبنم، یخبندان، مه و حتی حداقل دما مورد استفاده قرار می گیرد (به شکل 4.13 مراجعه کنید).

 هنگامی که با یک فرمول تجربی استفاده می شود (همانطور که در فصل 6 در صفحه 155 نشان داده شده است)، نقطه شبنم می تواند به تعیین ارتفاع پایه یک ابر کومولوس کمک کند. از آنجایی که فشار اتمسفر فقط کمی در سطح زمین تغییر می کند، نقطه شبنم نشانگر خوبی از محتوای واقعی بخار آب هوا است. نقاط شبنم بالا نشان دهنده میزان بالای بخار آب است. نقاط شبنم کم، مقدار کم بخار آب. افزودن بخار آب به هوا نقطه شبنم را افزایش می دهد. حذف بخار آب آن را کاهش می دهد.

● شکل 4.14a میانگین دمای نقطه شبنم را در سراسر ایالات متحده و جنوب کانادا برای ژانویه نشان می دهد. توجه داشته باشید که نقاط شبنم بالاترین (بیشترین مقدار بخار آب در هوا) در ایالت های ساحل خلیج فارس و کمترین آن در داخل است. نیواورلئان را با فارگو مقایسه کنید. بادهای سرد و خشک از شمال کانادا در طول زمستان بی امان به دشت های مرکزی می ریزد و این منطقه را خشک نگه می دارد. اما هوای گرم و مرطوب خلیج مکزیک به حفظ دمای نقطه شبنم بالاتر در ایالت های جنوبی کمک می کند.

 شکل 4.14b نمودار مشابهی است که میانگین دمای نقطه شبنم را برای ماه جولای نشان می دهد. باز هم، بالاترین نقاط شبنم در امتداد ساحل خلیج مشاهده می شود، با برخی از مناطق که دمای میانگین نقطه شبنم نزدیک به 75 درجه فارنهایت را تجربه می کنند. همچنین توجه داشته باشید که نقاط شبنم در بخش شرقی و مرکزی ایالات متحده در ماه جولای بسیار بالاتر است، به این معنی که هوای جولای بین 3 تا 6 برابر بیشتر از هوای ژانویه بخار آب دارد. دلیل نقاط شبنم زیاد این است که این منطقه تقریباً دائماً هوای مرطوب را از خلیج گرم مکزیک دریافت می کند. پایین‌ترین نقطه شبنم و در نتیجه خشک‌ترین هوا در غرب یافت می‌شود و نوادا کمترین مقدار را تجربه می‌کند - منطقه‌ای که توسط کوه‌هایی احاطه شده است که به طور مؤثری آن را در برابر مقادیر قابل توجهی از رطوبت که از جنوب غربی و شمال غربی وارد می‌شود محافظت می‌کند.

تفاوت بین دمای هوا و نقطه شبنم می تواند نشان دهنده کم یا زیاد بودن رطوبت نسبی باشد. هنگامی که دمای هوا و نقطه شبنم از هم دور هستند، رطوبت نسبی کم است. وقتی نزدیک به یک مقدار باشند، رطوبت نسبی بالاست. هنگامی که دمای هوا و نقطه شبنم برابر باشد، هوا اشباع شده و رطوبت نسبی 100 درصد است. حتی اگر رطوبت نسبی ممکن است 100 درصد باشد، هوا، تحت شرایط خاصی، ممکن است "خشک" در نظر گرفته شود.

به عنوان مثال، در شکل 4.15a مشاهده کنید که چون دمای هوا و نقطه شبنم در هوای قطبی یکسان است، هوا اشباع شده و رطوبت نسبی 100 درصد است. از سوی دیگر، هوای بیابان (شکل 4.15b)، با فاصله زیاد بین دمای هوا و نقطه شبنم، رطوبت نسبی بسیار کمتری دارد - 21 درصد.* اما از زمان شبنم

● شکل 4.13 در یک شب آرام و صاف، هر چه دمای نقطه شبنم کمتر باشد، حداقل دمای مورد انتظار کمتر است. با همان دمای اولیه هوای عصر (80 درجه فارنهایت) و بدون تغییر در شرایط آب و هوایی در طول شب، با کاهش نقطه شبنم، حداقل دمای مورد انتظار کاهش می یابد. این وضعیت به این دلیل رخ می دهد که نقطه شبنم کمتر به این معنی است که بخار آب کمتری در هوا برای جذب و تابش انرژی مادون قرمز به سطح وجود دارد. انرژی مادون قرمز بیشتر از سطح می تواند به فضا فرار کند و خنک کننده تابشی سریع تری در سطح ایجاد کند. (نقاط در هر نمودار نشان دهنده مقدار بخار آب در هوا است. فلش های مواج قرمز نشان دهنده تابش مادون قرمز (IR) است.)

*رطوبت نسبی را می توان از شکل 4.10 (ص. 95) محاسبه کرد. هوای کویر با دمای هوای 35 درجه سانتیگراد دارای فشار بخار اشباع حدود 56 مگابایت است. دمای نقطه شبنم 10 درجه سانتی گراد به هوای کویر فشار بخار واقعی حدود 12 مگابایت می دهد. این مقادیر رطوبت نسبی 12/56 100 یا 21 درصد را تولید می کنند.

WEATHER WATCH A man actually survived about 45 minutes in a sauna with an extremely low relative humidity of less than one percent and an air temperature approaching 260°F.

 Even though a roast would cook at this incredibly high temperature, the man survived to tell about it because rapidly evaporating perspiration formed a layer of cool air around his body, protecting him from the extreme heat.

 If somehow this protective layer had been blown away, the man’s skin would have burned in a matter of seconds.

 To what temperature must the outside air, with a temperature of 30°C, be cooled so that it is once again saturated? The answer, of course, is 10°C.

For this amount of water vapor in the air, 10°C is called the dew-point temperature or, simply, the dew point. It represents the temperature to which air would have to be cooled (with no change in air pressure or moisture content) for saturation to occur. The dew point is determined with respect to a flat surface of water. When the dew point is determined with respect to a flat surface of ice, it is called the frost point. The dew point is an important measurement used in predicting the formation of dew, frost, fog, and even the minimum temperature (see ● Fig. 4.13).

 When used with an empirical formula (as illustrated in Chapter 6 on p. 155), the dew point can help determine the height of the base of a cumulus cloud. Since atmospheric pressure varies only slightly at the earth’s surface, the dew point is a good indicator of the air’s actual water vapor content. High dew points indicate high water vapor content; low dew points, low water vapor content. Addition of water vapor to the air increases the dew point; removing water vapor lowers it.

● Figure 4.14a shows the average dew-point temperatures across the United States and southern Canada for January. Notice that the dew points are highest (the greatest amount of water vapor in the air) over the Gulf Coast states and lowest over the interior. Compare New Orleans with Fargo. Cold, dry winds from northern Canada flow relentlessly into the Center Plains during the winter, keeping this area dry. But warm, moist air from the Gulf of Mexico helps maintain a higher dew-point temperature in the southern states.

 Figure 4.14b is a similar diagram showing the average dew-point temperatures for July. Again, the highest dew points are observed along the Gulf Coast, with some areas experiencing average dew-point temperatures near 75°F. Note, too, that the dew points over the eastern and central portion of the United States are much higher in July, meaning that the July air contains between 3 and 6 times more water vapor than the January air. The reason for the High dew points is that this region is almost constantly receiving humid air from the warm Gulf of Mexico. The lowest dew point, and hence the driest air, is found in the West, with Nevada experiencing the lowest values — a region surrounded by mountains that effectively shields it from significant amounts of moisture moving in from the southwest and northwest.

The difference between air temperature and dew point can indicate whether the relative humidity is low or high. When the air temperature and dew point are far apart, the relative humidity is low; when they are close to the same value, the relative humidity is high. When the air temperature and dew point are equal, the air is saturated and the relative humidity is 100 percent. Even though the relative humidity may be 100 percent, the air, under certain conditions, may be considered “dry.”

Observe, for example, in ● Fig. 4.15a that, because the air temperature and dew point are the same in the polar air, the air is saturated and the relative humidity is 100 percent. On the other hand, the desert air (Fig. 4.15b), with a large separation between air temperature and dew point, has a much lower relative humidity — 21 percent.* However, since dew

● FIGURE 4.13 On a calm, clear night, the lower the dew-point temperature, the lower the expected minimum temperature. With the same initial evening air temperature (80ºF) and with no change in weather conditions during the night, as the dew point lowers, the expected minimum temperature lowers. This situation occurs because a lower dew point means that there is less water vapor in the air to absorb and radiate infrared energy back to the surface. More infrared energy from the surface is able to escape into space, producing more rapid radiational cooling at the surface. (Dots in each diagram represent the amount of water vapor in the air. Red wavy arrows represent infrared (IR) radiation.)

*The relative humidity can be computed from Fig. 4.10 (p. 95). The desert air with an air temperature of 35°C has a saturation vapor pressure of about 56 mb. A dewpoint temperature of 10°C gives the desert air an actual vapor pressure of about 12 mb. These values produce a relative humidity of 12/56 100, or 21 percent.

هر چه رطوبت نسبی کمتر باشد.* با کاهش دمای هوا، مولکول های بخار آهسته تر حرکت می کنند، با نزدیک شدن هوا به حالت اشباع احتمال تراکم بیشتر می شود و رطوبت نسبی افزایش می یابد. به طور خلاصه، بدون تغییر در محتوای بخار آب، افزایش دمای هوا رطوبت نسبی را کاهش می دهد، در حالی که کاهش دمای هوا باعث افزایش رطوبت نسبی می شود.

 در بسیاری از نقاط، مقدار کل بخار هوا در طول یک روز فقط اندکی تغییر می کند، و بنابراین این تغییر دمای هوا است که در درجه اول تغییرات روزانه در رطوبت نسبی را تنظیم می کند (● شکل 4.12 را ببینید). با سرد شدن هوا در طول شب، رطوبت نسبی افزایش می یابد. به طور معمول، بیشترین رطوبت نسبی در اوایل صبح، در خنک ترین قسمت روز رخ می دهد. با گرم شدن هوا در طول روز، رطوبت نسبی کاهش می یابد و کمترین مقدار معمولاً در گرم ترین قسمت بعد از ظهر رخ می دهد.

 این تغییرات در رطوبت نسبی در تعیین میزان تبخیر از پوشش گیاهی و سطوح مرطوب مهم است. اگر چمن خود را در یک بعد از ظهر گرم آبیاری کنید، زمانی که رطوبت نسبی کم است، بیشتر آب به جای خیساندن در زمین، به سرعت از چمن تبخیر می شود. آبیاری همان چمن در شب یا در اوایل صبح که رطوبت نسبی بیشتر است، باعث کاهش تبخیر و افزایش اثربخشی آبیاری می شود.

 رطوبت نسبی و نقطه شبنم فرض کنید صبح زود است و هوای بیرون اشباع شده است. دمای هوا 10 درجه سانتیگراد (50 درجه فارنهایت) و رطوبت نسبی 100 درصد است. از قسمت قبل می دانیم که رطوبت نسبی را می توان به صورت بیان کرد

 RH واقعی فشار بخار اشباع فشار بخار 100 درصد.

با نگاهی به شکل 4.10 (ص. 95)، می بینیم که هوای با دمای 10 درجه سانتی گراد دارای فشار بخار اشباع 12 مگابایت است. از آنجایی که هوا اشباع شده و رطوبت نسبی آن 100 درصد است، فشار بخار واقعی باید با فشار بخار اشباع (12 مگابایت) یکسان باشد.

RH = 12 mb / 12 mb 100٪ = 100 درصد.

فرض کنید در طول روز هوا تا 30 درجه سانتیگراد (86 درجه فارنهایت) گرم می شود، بدون تغییر در محتوای بخار آب (یا فشار هوا). از آنجایی که هیچ تغییری در محتوای بخار آب وجود ندارد، فشار بخار واقعی باید همان فشار بخار آب در اوایل صبح که هوا اشباع شده بود (12 مگابایت) باشد. با این حال، فشار بخار اشباع افزایش یافته است زیرا دمای هوا افزایش یافته است. از شکل 4.10، توجه داشته باشید که هوا با دمای 30 درجه سانتیگراد دارای فشار بخار اشباع 42 mb است. رطوبت نسبی این هوای غیراشباع و گرمتر اکنون بسیار کمتر شده است

 RH = 12 mb / 42 mb 100٪ = 29 درصد.

 *یک راه دیگر برای بررسی این مفهوم این است که متوجه شویم، با افزایش دمای هوا، فشار بخار اشباع هوا نیز افزایش می‌یابد. با افزایش فشار بخار اشباع، بدون تغییر در محتوای بخار آب، هوا از حالت اشباع دورتر می شود و رطوبت نسبی کاهش می یابد.

● شکل 4.11 (الف) در همان دمای هوا، افزایش در میزان بخار آب هوا رطوبت نسبی را با نزدیک شدن هوا به حالت اشباع افزایش می دهد. (ب) با همان مقدار بخار آب، افزایش دمای هوا باعث کاهش رطوبت نسبی می شود زیرا هوا از حالت اشباع دورتر می شود.

● شکل 4.12 هنگامی که هوا خنک است (صبح)، رطوبت نسبی بالاست. وقتی هوا گرم است (بعد از ظهر)، رطوبت نسبی کم است. این شرایط در هوای صاف زمانی که هوا آرام است یا سرعت باد ثابت است وجود دارد.

the lower the relative humidity.* As the air temperature lowers, the vapor molecules move more slowly, condensation becomes more likely as the air approaches saturation, and the relative humidity increases. In summary, with no change in water vapor content, an increase in air temperature lowers the relative humidity, while a decrease in air temperature raises the relative humidity.

 In many places, the air’s total vapor content varies only slightly during an entire day, and so it is the changing air temperature that primarily regulates the daily variation in relative humidity (see ● Fig. 4.12). As the air cools during the night, the relative humidity increases. Normally, the highest relative humidity occurs in the early morning, during the coolest part of the day. As the air warms during the day, the relative humidity decreases, with the lowest values usually occurring during the warmest part of the afternoon.

 These changes in relative humidity are important in determining the amount of evaporation from vegetation and wet surfaces. If you water your lawn on a hot afternoon, when the relative humidity is low, much of the water will evaporate quickly from the lawn, instead of soaking into the ground. Watering the same lawn in the evening or during the early morning, when the relative humidity is higher, will cut down the evaporation and increase the effectiveness of the watering.

 RELATIVE HUMIDITY AND DEW POINT Suppose it is early morning and the outside air is saturated. The air temperature is 10°C (50°F) and the relative humidity is 100 percent. We know from the previous section that relative humidity can be expressed as

 RH actual vapor pressure saturation vapor pressure 100 percent.

Looking back at Fig. 4.10 (p. 95), we can see that air with a temperature of 10°C has a saturation vapor pressure of 12 mb. Since the air is saturated and the relative humidity is 100 percent, the actual vapor pressure must be the same as the saturation vapor pressure (12 mb), since

RH =12 mb /12 mb 100%= 100 percent.

Suppose during the day the air warms to 30°C (86°F), with no change in water vapor content (or air pressure). Because there is no change in water vapor content, the actual vapor pressure must be the same (12 mb) as it was in the early morning when the air was saturated. The saturation vapor pressure, however, has increased because the air temperature has increased. From Fig. 4.10, note that air with a temperature of 30°C has a saturation vapor pressure of 42 mb. The relative humidity of this unsaturated, warmer air is now much lower, as

 RH =12 mb /42 mb 100% =29 percent.

 *Another way to look at this concept is to realize that, as the air temperature increases, the air’s saturation vapor pressure also increases. As the saturation vapor pressure increases, with no change in water vapor content, the air moves farther away from saturation, and the relative humidity decreases.

● FIGURE 4.11 (a) At the same air temperature, an increase in the water vapor content of the air increases the relative humidity as the air approaches saturation. (b) With the same water vapor content, an increase in air temperature causes a decrease in relative humidity as the air moves farther away from being saturated.

● FIGURE 4.12 When the air is cool (morning), the relative humidity is high. When the air is warm (afternoon), the relative humidity is low. These conditions exist in clear weather when the air is calm or of constant wind speed.

فشار بخار و جوش - هر چه بالاتر بروید، پخت و پز طولانی‌تر می‌شود

روی یک موضوع خاص تمرکز کنید اگر در کوهستان چادر می زنید، ممکن است متوجه شده باشید که هر چه بالاتر کمپ بزنید، پختن سبزیجات در آب جوش بیشتر طول می کشد. برای درک این مشاهدات، باید رابطه بین فشار بخار و جوش را بررسی کنیم. با به جوش آمدن آب، حباب های بخار به بالای مایع بالا می روند و از آن خارج می شوند. برای اینکه این اتفاق بیفتد، فشار بخار اشباع اعمال شده توسط حباب ها باید با فشار جو برابر باشد. در غیر این صورت، حباب ها فرو می ریزند. بنابراین جوشش زمانی اتفاق می‌افتد که فشار بخار اشباع حباب‌های فراری برابر با کل فشار اتمسفر باشد.

از آنجایی که فشار بخار اشباع مستقیماً با دمای مایع مرتبط است، دمای بالاتر آب باعث ایجاد فشار بخار بالاتر می شود. بنابراین، هر تغییری در فشار اتمسفر، دمای جوشیدن آب را تغییر می‌دهد: افزایش فشار هوا، نقطه جوش را افزایش می‌دهد، در حالی که کاهش فشار هوا آن را کاهش می‌دهد. در شکل 1 توجه کنید که برای جوشاندن آب خالص در سطح دریا، آب باید تا دمای 100 درجه سانتیگراد (212 درجه فارنهایت) گرم شود. در دنور، کلرادو، که در حدود 1500 متر (5000 فوت) بالاتر از سطح دریا قرار دارد، فشار هوا نزدیک به 850 میلی بار است و آب در 95 درجه سانتیگراد (203 درجه فارنهایت) می جوشد.

 هنگامی که آب شروع به جوشیدن می کند، دمای آن ثابت می ماند، حتی اگر به گرم کردن آن ادامه دهید. این به این دلیل اتفاق می افتد که انرژی تامین شده به آب برای تبدیل مایع به گاز (بخار) استفاده می شود. اکنون می توانیم بفهمیم که چرا پختن سبزیجات در کوهستان بیشتر طول می کشد. برای اینکه کاملا پخته شوند، باید مدت زمان بیشتری بجوشد زیرا آب در حال جوش سردتر از سطوح پایین تر است. در شهر نیویورک، که نزدیک به سطح دریا است، حدود پنج دقیقه طول می کشد تا یک تخم مرغ به سختی بجوشد. تخم مرغی که به مدت پنج دقیقه در شهر دنور کلرادو به مدت پنج دقیقه آب پز شده است.

تغییر در رطوبت نسبی می تواند به دو روش اصلی ایجاد شود:

1. با تغییر محتوای بخار آب هوا

2. با تغییر دمای هوا

در شکل 4.11a، می‌توانیم ببینیم که افزایش مقدار بخار آب هوا (بدون تغییر در دمای هوا) رطوبت نسبی هوا را افزایش می‌دهد. دلیل این افزایش در این واقعیت است که با اضافه شدن بیشتر مولکول های بخار آب به هوا، احتمال بیشتری وجود دارد که برخی از مولکول های بخار به هم بچسبند و متراکم شوند.

تراکم در هوای اشباع صورت می گیرد. بنابراین، با اضافه شدن بیشتر مولکول های بخار آب به هوا، هوا به تدریج به حالت اشباع نزدیک می شود و رطوبت نسبی هوا افزایش می یابد. رطوبت به طور خلاصه، بدون تغییر در دمای هوا، افزودن بخار آب به هوا باعث افزایش رطوبت نسبی می شود. حذف بخار آب از هوا باعث کاهش رطوبت نسبی می شود.

شکل 4.11b نشان می دهد که با افزایش دمای هوا (بدون تغییر در محتوای بخار آب)، رطوبت نسبی کاهش می یابد. این کاهش رطوبت نسبی به این دلیل اتفاق می‌افتد که در هوای گرم‌تر، مولکول‌های بخار آب با چنان سرعت بالایی در حال زیپ هستند که بعید است به یکدیگر بپیوندند و متراکم شوند. هر چه دما بیشتر باشد، سرعت مولکولی بیشتر باشد، اشباع کمتری رخ خواهد داد و

● شکل 1 هر چه فشار هوا کمتر باشد، فشار بخار اشباع کمتر و در نتیجه دمای نقطه جوش کمتر می شود.

*همچنین در شکل 4.11a می توانیم ببینیم که با افزایش تعداد کل مولکول های بخار (در دمای ثابت)، فشار بخار واقعی افزایش می یابد و به فشار بخار اشباع در 20 درجه سانتی گراد نزدیک می شود. با نزدیک شدن فشار بخار واقعی به فشار بخار اشباع، هوا به حالت اشباع نزدیک می شود و رطوبت نسبی افزایش می یابد.

Vapor pressure and Boiling—The Higher You Go, the Longer Cooking Takes

FOCUS ON A SPECIAL TOPIC If you camp in the mountains, you may have noticed that, the higher you camp, the longer it takes vegetables to cook in Boiling water. To understand this observation, we need to examine the relationship between vapor pressure and Boiling. As water boils, bubbles of vapor rise to the top of the liquid and escape. For this to occur, the saturation vapor pressure exerted by the bubbles must equal the pressure of the atmosphere; otherwise, the bubbles would collapse. Boiling, therefore, occurs when the saturation vapor pressure of the escaping bubbles is equal to the total atmospheric pressure.

Because the saturation vapor pressure is directly related to the temperature of the liquid, higher water temperatures produce higher vapor pressures. Hence, any change in atmospheric pressure will change the temperature at which water boils: An increase in air pressure raises the Boiling point, while a decrease in air pressure lowers it. Notice in Fig. 1 that, to make pure water boil at sea level, the water must be heated to a temperature of 100°C (212°F). At Denver, Colorado, which is situated about 1500 m (5000 ft) above sea level, the air pressure is near 850 mill bars, and water boils at 95°C (203°F).

 Once water starts to boil, its temperature remains constant, even if you continue to heat it. This happens because energy supplied to the water is used to convert the liquid to a gas (steam). Now we can see why vegetables take longer to cook in the mountains. To be thoroughly cooked, they must boil for a longer time because the Boiling water is cooler than at lower levels. In New York City, which is near sea level, it takes about five minutes to hard boil an egg. An egg boiled for five minutes in the “mile high city” of Denver, Colorado, turns out to be runny.

A change in relative humidity can be brought about in two primary ways:

1. by changing the air’s water vapor content

2. by changing the air temperature

In ● Fig. 4.11a, we can see that an increase in the water vapor content of the air (with no change in air temperature) increases the air’s relative humidity. The reason for this increase resides in the fact that, as more water vapor molecules are added to the air, there is a greater likelihood that some of the vapor molecules will stick together and condense.

Condensation takes place in saturated air. Therefore, as more and more water vapor molecules are added to the air, the air gradually approaches saturation, and the relative humidity of the air increases.* Conversely, removing water vapor from the air decreases the likelihood of saturation, which lowers the air’s relative humidity. In summary, with no change in air temperature, adding water vapor to the air increases the relative humidity; removing water vapor from the air lowers the relative humidity.

Figure 4.11b illustrates that, as the air temperature increases (with no change in water vapor content), the relative humidity decreases. This decrease in relative humidity occurs because in the warmer air the water vapor molecules are zipping about at such high speeds they are unlikely to join together and condense. The higher the temperature, the faster the molecular speed, the less saturation will occur, and

● FIGURE 1 the lower the air pressure, the lower the saturation vapor pressure and, hence, the lower the Boiling point temperature.

*We can also see in Fig. 4.11a that as the total number of vapor molecules increases (at a constant temperature), the actual vapor pressure increases and approaches the saturation vapor pressure at 20°C. As the actual vapor pressure approaches the saturation vapor pressure, the air approaches saturation and the relative humidity rises

در دمای 10 درجه سانتی گراد، فشار بخار اشباع حدود 12 مگابایت است، در حالی که در دمای 30 درجه سانتی گراد حدود 42 مگابایت است.

درج در شکل 4.10 نشان می دهد که وقتی آب و یخ هر دو در یک دمای زیر انجماد هستند، فشار بخار اشباع درست بالای آب بیشتر از فشار بخار اشباع روی یخ است. به عبارت دیگر، در هر دمای زیر نقطه انجماد، برای اشباع هوای مستقیم بالای آب، مولکول‌های بخار بیشتری نسبت به اشباع هوای مستقیم بالای یخ نیاز است.

 این وضعیت به این دلیل رخ می دهد که فرار مولکول ها از سطح یخ سخت تر از سطح آب است.

در نتیجه، مولکول‌های کمتری در دمای معین از سطح یخ فرار می‌کنند و برای حفظ تعادل، به تعداد کمتری در فاز بخار نیاز دارند.

به همین ترتیب، نمک‌های موجود در محلول، مولکول‌های آب را متصل می‌کنند و تعداد فرار را کاهش می‌دهند.

این مفاهیم مهم هستند و (همانطور که در فصل 7 خواهیم دید) در فرآیند تشکیل باران نقش دارند. تاکنون، میزان رطوبت موجود در هوا را توضیح داده‌ایم. اگر بخواهیم رطوبت هوای اطرافمان را گزارش کنیم، چند گزینه داریم:

1. رطوبت مطلق جرم بخار آب در حجم ثابتی از هوا یا چگالی بخار آب را به ما می گوید.

2. رطوبت خاص جرم بخار آب را در یک جرم کل ثابت هوا اندازه گیری می کند و نسبت اختلاط جرم بخار آب را در جرم ثابتی از هوای خشک باقیمانده توصیف می کند.

3. فشار بخار واقعی هوا مقدار بخار آب را بر حسب مقدار فشاری که مولکول های بخار آب وارد می کنند بیان می کند.

4. فشار بخار اشباع فشاری است که مولکول های بخار آب در صورتی که هوا با بخار در دمای معین اشباع شود، اعمال می کنند.

 هر یک از این معیارها کاربردهای خود را دارند، اما همانطور که خواهیم دید، مفاهیم فشار بخار و فشار بخار اشباع برای درک بخش‌های بعدی حیاتی هستند. (قبل از مشاهده متداول ترین متغیر رطوبت - رطوبت نسبی - ممکن است بخواهید بخش تمرکز روی فشار بخار و جوش، صفحه 96 را بخوانید.(

رطوبت نسبی در حالی که رطوبت نسبی رایج ترین روش برای توصیف رطوبت اتمسفر است، متأسفانه بیشترین سوء تفاهم نیز وجود دارد. مفهوم رطوبت نسبی ممکن است در ابتدا گیج کننده به نظر برسد زیرا میزان واقعی بخار آب موجود در هوا را نشان نمی دهد. در عوض، به ما می گوید که چقدر هوا به اشباع شدن نزدیک است. رطوبت نسبی (RH) نسبت مقدار بخار آب موجود در هوا به حداکثر مقدار بخار آب مورد نیاز برای اشباع در آن دما (و فشار) خاص است. این نسبت میزان بخار آب هوا به ظرفیت آن است. بنابراین RH محتوای بخار آب ظرفیت بخار آب. ما می‌توانیم فشار بخار واقعی را به عنوان معیاری از محتوای واقعی بخار آب هوا و فشار بخار اشباع را به عنوان اندازه‌گیری ظرفیت کل هوا برای بخار آب در نظر بگیریم. بنابراین، رطوبت نسبی را می توان به صورت RH واقعی فشار بخار اشباع فشار بخار 100 درصد بیان کرد.

 رطوبت نسبی به صورت درصد داده می شود. هوای با رطوبت نسبی 50 درصد در واقع حاوی نصف مقدار مورد نیاز برای اشباع است. گفته می شود هوای با رطوبت نسبی 100 درصد اشباع شده است زیرا با بخار آب به اندازه ظرفیت آن پر شده است. گفته می شود هوای با رطوبت نسبی بیشتر از 100 درصد فوق اشباع است. از آنجایی که رطوبت نسبی در دنیای روزمره بسیار مورد استفاده قرار می گیرد، بیایید آن را دقیق تر بررسی کنیم. شکل فعال 4.10 فشار بخار اشباع با افزایش دما افزایش می یابد. در دمای 10 درجه سانتی گراد، فشار بخار اشباع حدود 12 مگابایت است، در حالی که در دمای 30 درجه سانتی گراد حدود 42 مگابایت است. درج نشان می دهد که فشار بخار اشباع روی آب بیشتر از فشار بخار اشباع روی یخ است. برای مشاهده این چهره و سایر چهره های فعال در Academy.cengage.com/login به مرکز منابع هواشناسی مراجعه کنید.

*رطوبت نسبی همچنین ممکن است به صورت RH نسبت اختلاط واقعی نسبت اختلاط اشباع 100 درصد بیان شود، که در آن نسبت اختلاط واقعی نسبت اختلاط هوا است و نسبت اختلاط اشباع نسبت اختلاط هوای اشباع شده در آن دمای خاص است.

10°C, the saturation vapor pressure is about 12 mb, whereas at 30°C it is about 42 mb.

The insert in Fig. 4.10 shows that, when both water and ice exist at the same temperature below freezing, the saturation vapor pressure just above the water is greater than the saturation vapor pressure over the ice. In other words, at any temperature below freezing, it takes more vapor molecules to saturate air directly above water than it does to saturate air directly above ice.

 This situation occurs because it is harder for molecules to escape an ice surface than a water surface.

Consequently, fewer molecules escape the ice surface at a given temperature, requiring fewer in the vapor phase to maintain equilibrium.

Likewise, salts in solution bind water molecules, reducing the number escaping.

These concepts are important and (as we will see in Chapter 7) play a role in the process of rain formation. So far, we’ve described the amount of moisture actually in the air. If we want to report the moisture content of the air around us, we have several options:

1. Absolute humidity tells us the mass of water vapor in a fixed volume of air, or the water vapor density.

2. Specific humidity measures the mass of water vapor in a fixed total mass of air, and the mixing ratio describes the mass of water vapor in a fixed mass of the remaining dry air.

3. The actual vapor pressure of air expresses the amount of water vapor in terms of the amount of pressure that the water vapor molecules exert.

4. The saturation vapor pressure is the pressure that the water vapor molecules would exert if the air were saturated with vapor at a given temperature.

 Each of these measures has its uses but, as we will see, the concepts of vapor pressure and saturation vapor pressure are critical to an understanding of the sections that follow. (Before looking at the most commonly used moisture variable — Relative humidity — you may wish to read the Focus section on vapor pressure and boiling, p. 96.)

RELATIVE HUMIDITY While Relative humidity is the most common way of describing atmospheric moisture, it is also, unfortunately, the most misunderstood. The concept of Relative humidity may at first seem confusing because it does not indicate the actual amount of water vapor in the air. Instead, it tells us how close the air is to being saturated. The Relative humidity (RH) is the ratio of the amount of water vapor actually in the air to the maximum amount of water vapor required for saturation at that particular temperature (and pressure). It is the ratio of the air’s water vapor content to its capacity; thus RH water vapor content water vapor capacity . We can think of the actual vapor pressure as a measure of the air’s actual water vapor content, and the saturation vapor pressure as a measure of air’s total capacity for water vapor. Hence, the Relative humidity can be expressed as RH actual vapor pressure saturation vapor pressure 100 percent.*

 Relative humidity is given as a percent. Air with a 50 percent Relative humidity actually contains one-half the amount required for saturation. Air with a 100 percent Relative humidity is said to be saturated because it is filled to capacity with water vapor. Air with a Relative humidity greater than 100 percent is said to be supersaturated. Since Relative humidity is used so much in the everyday world, let’s examine it more closely. ACTIVE FIGURE 4.10 Saturation vapor pressure increases with increasing temperature. At a temperature of 10°C, the saturation vapor pressure is about 12 mb, whereas at 30°C it is about 42 mb. The insert illustrates that the saturation vapor pressure over water is greater than the saturation vapor pressure over ice. Visit the Meteorology Resource Center to view this and other active figures at academic.cengage.com/login

*Relative humidity may also be expressed as RH actual mixing ratio saturation mixing ratio [1] 100 percent, where the actual mixing ratio is the mixing ratio of the air, and the saturation mixing ratio is the mixing ratio of saturated air at that particular temperature

در دمای 10 درجه سانتی گراد، فشار بخار اشباع حدود 12 مگابایت است، در حالی که در دمای 30 درجه سانتی گراد حدود 42 مگابایت است.

درج در شکل 4.10 نشان می دهد که وقتی آب و یخ هر دو در یک دمای زیر انجماد هستند، فشار بخار اشباع درست بالای آب بیشتر از فشار بخار اشباع روی یخ است. به عبارت دیگر، در هر دمای زیر نقطه انجماد، برای اشباع هوای مستقیم بالای آب، مولکول‌های بخار بیشتری نسبت به اشباع هوای مستقیم بالای یخ نیاز است.

 این وضعیت به این دلیل رخ می دهد که فرار مولکول ها از سطح یخ سخت تر از سطح آب است.

در نتیجه، مولکول‌های کمتری در دمای معین از سطح یخ فرار می‌کنند و برای حفظ تعادل، به تعداد کمتری در فاز بخار نیاز دارند.

به همین ترتیب، نمک‌های موجود در محلول، مولکول‌های آب را متصل می‌کنند و تعداد فرار را کاهش می‌دهند.

این مفاهیم مهم هستند و (همانطور که در فصل 7 خواهیم دید) در فرآیند تشکیل باران نقش دارند. تاکنون، میزان رطوبت موجود در هوا را توضیح داده‌ایم. اگر بخواهیم رطوبت هوای اطرافمان را گزارش کنیم، چند گزینه داریم:

1. رطوبت مطلق جرم بخار آب در حجم ثابتی از هوا یا چگالی بخار آب را به ما می گوید.

2. رطوبت خاص جرم بخار آب را در یک جرم کل ثابت هوا اندازه گیری می کند و نسبت اختلاط جرم بخار آب را در جرم ثابتی از هوای خشک باقیمانده توصیف می کند.

3. فشار بخار واقعی هوا مقدار بخار آب را بر حسب مقدار فشاری که مولکول های بخار آب وارد می کنند بیان می کند.

4. فشار بخار اشباع فشاری است که مولکول های بخار آب در صورتی که هوا با بخار در دمای معین اشباع شود، اعمال می کنند.

 هر یک از این معیارها کاربردهای خود را دارند، اما همانطور که خواهیم دید، مفاهیم فشار بخار و فشار بخار اشباع برای درک بخش‌های بعدی حیاتی هستند. (قبل از مشاهده متداول ترین متغیر رطوبت - رطوبت نسبی - ممکن است بخواهید بخش تمرکز روی فشار بخار و جوش، صفحه 96 را بخوانید.(

رطوبت نسبی در حالی که رطوبت نسبی رایج ترین روش برای توصیف رطوبت اتمسفر است، متأسفانه بیشترین سوء تفاهم نیز وجود دارد. مفهوم رطوبت نسبی ممکن است در ابتدا گیج کننده به نظر برسد زیرا میزان واقعی بخار آب موجود در هوا را نشان نمی دهد. در عوض، به ما می گوید که چقدر هوا به اشباع شدن نزدیک است. رطوبت نسبی (RH) نسبت مقدار بخار آب موجود در هوا به حداکثر مقدار بخار آب مورد نیاز برای اشباع در آن دما (و فشار) خاص است. این نسبت میزان بخار آب هوا به ظرفیت آن است. بنابراین RH محتوای بخار آب ظرفیت بخار آب. ما می‌توانیم فشار بخار واقعی را به عنوان معیاری از محتوای واقعی بخار آب هوا و فشار بخار اشباع را به عنوان اندازه‌گیری ظرفیت کل هوا برای بخار آب در نظر بگیریم. بنابراین، رطوبت نسبی را می توان به صورت RH واقعی فشار بخار اشباع فشار بخار 100 درصد بیان کرد.

 رطوبت نسبی به صورت درصد داده می شود. هوای با رطوبت نسبی 50 درصد در واقع حاوی نصف مقدار مورد نیاز برای اشباع است. گفته می شود هوای با رطوبت نسبی 100 درصد اشباع شده است زیرا با بخار آب به اندازه ظرفیت آن پر شده است. گفته می شود هوای با رطوبت نسبی بیشتر از 100 درصد فوق اشباع است. از آنجایی که رطوبت نسبی در دنیای روزمره بسیار مورد استفاده قرار می گیرد، بیایید آن را دقیق تر بررسی کنیم. شکل فعال 4.10 فشار بخار اشباع با افزایش دما افزایش می یابد. در دمای 10 درجه سانتی گراد، فشار بخار اشباع حدود 12 مگابایت است، در حالی که در دمای 30 درجه سانتی گراد حدود 42 مگابایت است. درج نشان می دهد که فشار بخار اشباع روی آب بیشتر از فشار بخار اشباع روی یخ است. برای مشاهده این چهره و سایر چهره های فعال در Academy.cengage.com/login به مرکز منابع هواشناسی مراجعه کنید.

*رطوبت نسبی همچنین ممکن است به صورت RH نسبت اختلاط واقعی نسبت اختلاط اشباع 100 درصد بیان شود، که در آن نسبت اختلاط واقعی نسبت اختلاط هوا است و نسبت اختلاط اشباع نسبت اختلاط هوای اشباع شده در آن دمای خاص است.

10°C, the saturation vapor pressure is about 12 mb, whereas at 30°C it is about 42 mb.

The insert in Fig. 4.10 shows that, when both water and ice exist at the same temperature below freezing, the saturation vapor pressure just above the water is greater than the saturation vapor pressure over the ice. In other words, at any temperature below freezing, it takes more vapor molecules to saturate air directly above water than it does to saturate air directly above ice.

 This situation occurs because it is harder for molecules to escape an ice surface than a water surface.

Consequently, fewer molecules escape the ice surface at a given temperature, requiring fewer in the vapor phase to maintain equilibrium.

Likewise, salts in solution bind water molecules, reducing the number escaping.

These concepts are important and (as we will see in Chapter 7) play a role in the process of rain formation. So far, we’ve described the amount of moisture actually in the air. If we want to report the moisture content of the air around us, we have several options:

1. Absolute humidity tells us the mass of water vapor in a fixed volume of air, or the water vapor density.

2. Specific humidity measures the mass of water vapor in a fixed total mass of air, and the mixing ratio describes the mass of water vapor in a fixed mass of the remaining dry air.

3. The actual vapor pressure of air expresses the amount of water vapor in terms of the amount of pressure that the water vapor molecules exert.

4. The saturation vapor pressure is the pressure that the water vapor molecules would exert if the air were saturated with vapor at a given temperature.

 Each of these measures has its uses but, as we will see, the concepts of vapor pressure and saturation vapor pressure are critical to an understanding of the sections that follow. (Before looking at the most commonly used moisture variable — Relative humidity — you may wish to read the Focus section on vapor pressure and boiling, p. 96.)

RELATIVE HUMIDITY While Relative humidity is the most common way of describing atmospheric moisture, it is also, unfortunately, the most misunderstood. The concept of Relative humidity may at first seem confusing because it does not indicate the actual amount of water vapor in the air. Instead, it tells us how close the air is to being saturated. The Relative humidity (RH) is the ratio of the amount of water vapor actually in the air to the maximum amount of water vapor required for saturation at that particular temperature (and pressure). It is the ratio of the air’s water vapor content to its capacity; thus RH water vapor content water vapor capacity . We can think of the actual vapor pressure as a measure of the air’s actual water vapor content, and the saturation vapor pressure as a measure of air’s total capacity for water vapor. Hence, the Relative humidity can be expressed as RH actual vapor pressure saturation vapor pressure 100 percent.*

 Relative humidity is given as a percent. Air with a 50 percent Relative humidity actually contains one-half the amount required for saturation. Air with a 100 percent Relative humidity is said to be saturated because it is filled to capacity with water vapor. Air with a Relative humidity greater than 100 percent is said to be supersaturated. Since Relative humidity is used so much in the everyday world, let’s examine it more closely. ACTIVE FIGURE 4.10 Saturation vapor pressure increases with increasing temperature. At a temperature of 10°C, the saturation vapor pressure is about 12 mb, whereas at 30°C it is about 42 mb. The insert illustrates that the saturation vapor pressure over water is greater than the saturation vapor pressure over ice. Visit the Meteorology Resource Center to view this and other active figures at academic.cengage.com/login

*Relative humidity may also be expressed as RH actual mixing ratio saturation mixing ratio [1] 100 percent, where the actual mixing ratio is the mixing ratio of the air, and the saturation mixing ratio is the mixing ratio of saturated air at that particular temperature

turated air at that particular temperature