6.5. A csapadék kialakulása

Azokat a fizikai folyamatokat, amelyek a felhőket alkotó felhő- és csapadékelemek kialakulásához vezetnek – megkülönböztetésül a levegő áramlását leíró dinamikától – felhőfizikai (újabban mikrofizikai) folyamatoknak nevezzük. Természetesen e két folyamat-csoport szoros kölcsönhatásban van. Ezen azt értjük, hogy a levegő áramlása befolyásolja a felhő- és csapadékelemek kialakulását és növekedését, illetve a felhőben lejátszódó mikrofizikai folyamatok is hatással vannak a levegő áramlására.

Az alábbiakban részletesebben tárgyaljuk a felhőkben lejátszódó fizikai folyamatokat:

6.5.1.Kondenzáció

Amennyiben a levegőben a relatív páratartalom némileg (∼0,2%-kal) meghaladja a 100%-ot, apró vízcseppecskék alakulnak ki. Hogy ez a folyamat már ilyen kis túltelítettségnél is végbemehet, abban igen jelentős szerepük van a levegőben található apró (∼0,1–1,0 μm átmérőjű) aeroszol-részecskéknek, amelyeket kondenzációs magvaknak nevezünk. Ezen részecskék nélkül a kondenzációhoz négy-ötszörös túltelítettségre lenne szükség, ami természetes viszonyok között a csapadék teljes hiányát jelentené. A kondenzációs magvak anyagukat tekintve leggyakrabban ammónium-szulfátot ((NH4)2SO4) vagy sót (NaCl) tartalmazó, vízben oldódó részecskék. Az előbbiek mind a kontinensek mind az óceánok feletti, míg az utóbbiak inkább csak az óceánok feletti légtömegekben találhatók. Az ammónium-szulfát a szárazföldek felett a légkörben található kén-dioxidból (SO2) és ammóniából (NH3), az óceánok és a tengerek felett pedig a vízfelszínen lebegő növények által termelt dimetil-szulfidból képződik. A sórészecskék a hullámzás során a légkörbe jutó apró vízcseppecskék elpárolgását követően kerülnek a légkörbe. A szárazföldek fölött a kondenzációs magvak koncentrációja 500 és 1000 db/cm3 között változik, az óceánok felett a koncentráció értéke alacsonyabb, legfeljebb néhányszor 100 db/cm3. Ennek az a következménye, hogy a szárazföld felett nagyobb koncentrációban, kisebb vízcseppecskék alakulnak ki, míg az óceánok felett a vízcseppecskék koncentrációja kisebb, de méretük nagyobb.

 

Jégfázis kialakulásának különböző módjai

6.6. ábra: Jégfázis kialakulásának különböző módjai. Depozíció (a), kontakt fagyás (b) és bemerülő fagyás(c).

6.5.2. A vízgőz depozíciója és a Bergeron-Findeisen folyamat

A jégkristályok létrejöttéhez, illetve a vízcseppek megfagyásához szilárd halmazállapotú „szennyező” részecskékre van szükség (6.6. ábra). A jégfázis kialakulását elősegítő részecskéket jégképző magvaknak hívjuk. Ezek kristályszerkezetének a jégkristályokéhoz hasonlónak kell lennie. Ilyenek például a kaolin, az ezüst-jodid (AgI) vagy a különböző fémek oxidjai. Nagyobb magasságokban, amikor a levegő hőmérséklete (–15) – (–20) °C alá süllyed, a jégképző magvakra kicsapódó vízgőzből szilárd halmazállapotú jégkristályok alakulnak ki (6.6a. ábra). A legjellegzetesebb jégkristályformák a 6.7. ábrán láthatók.

A kristályok alakja függ a levegő hőmérsékletétől és vízgőztartalmától. Természetesen, ha a levegővel együtt mozgó jégkristályok környezetében változik a hőmérséklet, illetve a jégfelszínre vonatkozó túltelítettség, akkor a jégkristályok alakja is igen változatos lesz.A felhőkben gyakran még –40 °C-os hőmérsékleten is egymás mellett találhatók vízcseppek és jégkristályok. Azonos hőmérsékleten a telítési gőznyomás a jég felszíne felett alacsonyabb, mint a víz felszíne felett (6.8. ábra). A jég felszínéről nehezebben lépnek ki a vízmolekulák, mint a víz felszínéről, ezért már alacsonyabb vízgőztartalom esetén megegyezik az elpárolgó és a kicsapódó vízmolekulák száma.

 

Felhőkben előforduló jellegzetes kristályformák

6.7. ábra: Felhőkben előforduló jellegzetes kristályformák. A hőmérséklet és a levegő vízgőztartalma határozza meg a kristály alakját. A jégkristályok mindig hexagonális szimmetriával rendelkeznek. 0 és –4 °C között vékony sík lapok alakulnak ki, –4 és –6 °C között tű alakú kristályok növekednek. –6 és –10 °C között, illetve–22 °C-nál alacsonyabb hőmérsékleten a kristályok alakja oszlopos, –10 és –12 °C között sík-szektor formájú kristályok a jellemzők, míg –12 és –16 °C között a jellegzetes kristályforma a dendrit. A függőleges tengelyen a levegőben lévő vízgőz sűrűségének és a telítési vízgőzsűrűségnek a különbségét adtuk meg. A kristályoknak a c tengely (l. az ábra jobb felső részén) irányába mutató kiterjedése h, az erre merőleges legnagyobb kiterjedés pedig 2a.

 

A vízfelszínre és a jégfelszínre vonatkoztatott telítési gőznyomások különbsége a hőmérséklet függvényében

6.8. ábra: A vízfelszínre és a jégfelszínre vonatkoztatott telítési gőznyomások különbsége (Δes) a hőmérséklet függvényében

A fentiek miatt a felhők vegyes halmazállapotú régióiban a levegő vízgőztartalma a vízcseppeket tekintve a telítési szint alatt, a jégkristályokat tekintve e szint felett lesz, és a vízcseppek felszínéről eltávozó molekulák a jégkristályok felületére csapódnak (6.9. ábra). Ez az ún. Bergeron–Findeisen-féle folyamat a vízcseppek által szolgáltatott folyamatos vízgőz utánpótlás révén az egyszerű depozíciós növekedésnél gyorsabb növekedést eredményez, és néhány perc alatt a mikrométeres jégképző magvakon milliméteres nagyságú jégkristályok fejlődnek.

 

A Bergeron–Findeisen folyamat során vízmolekulák távoznak a vízcseppek felszínéről, és lecsapódnak a jégkristályok felszínén

6.9. ábra: A Bergeron–Findeisen folyamat során vízmolekulák távoznak a vízcseppek felszínéről, és lecsapódnak a jégkristályok felszínén

 

Bergeron–Findeisen folyamat során a jégkristály közvetlen közelében lévő vízcseppek elpárolognak, s az elpárolgott vízgőz a jégkristályokon csapódik le

6.10. ábra: Bergeron–Findeisen folyamat során a jégkristály közvetlen közelében lévő vízcseppek elpárolognak, s az elpárolgott vízgőz a jégkristályokon csapódik le. (Forrás: Pruppacher and Klett, 1997)

A 6.10. ábrán jól megfigyelhető, hogy a jégkristály közvetlen közelében nincsenek vízcseppek. Ennek az a magyarázata, hogy a jégkristály közvetlen közelében a vízgőz nyomása kisebb, mint a víz felszínre vonatkoztatott telítési gőznyomás, és így a vízcseppek elpárolognak.

6.5.3. Vízcseppek fagyása

Jól ismert természeti jelenség, hogy ha nagyon tiszta (desztillált) víz hőmérsékletét fokozatosan 0 °C alá csökkentjük, akkor a víz nem fagy meg, hanem túlhűlt állapotba kerül, és csak valamilyen külső mechanikai hatásra, vagy csak nagyon alacsony(–40 °C körüli) hőmérsékleten kezdődik el a fagyás. A felhőkben is hasonló módon megy végbe a vízcseppek fagyása. A külső mechanikai hatást itt valamilyen szilárd halmazállapotú részecskével való ütközés jelenti. Ezek a részecskék lehetnek jégképző magvak (6.6b. ábra), jégkristályok vagy jégszemek. A gyakorlatilag szennyeződésektől mentes, 20 μm-nél kisebb vízcseppek maguktól csak a (–35) – (–40) °C-os hőmérsékleti tartományban fagynak meg. A nagyobb vízcseppek magasabb hőmérsékleten, ütközés nélkül is megfagyhatnak. Ennek az az oka, hogy a méret növekedésével erősen nő a valószínűsége annak, hogy a vízcsepp már a pozitív hőmérsékleti tartományban összegyűjt egy jégképző részecskét (6.6c. ábra). Ez a részecske a felfelé emelkedő vízcseppben egy bizonyos (a részecske anyagától függő) hőmérsékleten aktivizálódik és megindítja a fagyást a vízcsepp belsejében.

6.5.4. Vízcseppek és jégkristályok növekedése ütközés útján

A vízgőz kondenzációja nagyon lassú cseppnövekedést eredményez. Néhány tized százalékos túltelítettséget feltételezve elméletileg 15 perc szükséges, hogy egy kondenzációs magon kialakuljon egy kb. 20 μm-es vízcsepp, és újabb 2 óra kell az 50 μm-es cseppátmérő eléréséhez. A megfigyelések alapján azonban a felhő kialakulása után kb. 30 perccel már 100 μm-nél nagyobb sugarú csapadékelemek hullanak a felhőből (6.11. ábra).

 

A felhőkben található vízcseppek

6.11. ábra: A felhőkben található vízcseppek. A 100 μm-nél kisebb cseppeket felhőcseppeknek, az ennél nagyobbakat esőcseppeknek nevezzük. Az ábrán az r sugarat μm-ben, az n koncentrációt db/l-ben, a nyugvó levegőhöz viszonyított v esési sebességet pedig cm/s-ban adtuk meg.

A csapadékelemek ilyen gyors kialakulását a Bergeron–Findeisen folyamattal sem lehet minden esetben kielégítően megmagyarázni, mivel olyan felhőkből is esik csapadék, amelyeknek a teteje még a 0 °C-os hőmérsékleti szintet sem éri el.

Az ütközéses növekedés elkezdődéséhez az szükséges, hogy a vízcseppecskék mérete elérje legalább a 20 μm-t. Az ennél kisebb vízcseppek kis tehetetlen tömegük miatt mozgásuk során a levegő áramlását követik, így ritkán ütköznek egymással vagy nagyobb vízcseppekkel (lásd a 6.12a. ábrát). A nagyobb cseppek már nem képesek követni a gyors irányváltozásokat a levegő áramlásában, ezért nagyobb valószínűséggel ütköznek. Az ütközés valószínűsége elég bonyolult módon függ az ütköző cseppek méretétől, így ennek részleteivel itt nem foglalkozunk. A kezdetben nagy koncentrációban jelenlévő apró, de 20 μm-nél nagyobb vízcseppekből rövid idő alatt 100 μm-es, vagy ennél nagyobb vízcseppek alakulnak ki. A vízcseppek növekedésének határt szab, hogy a felületi feszültség 1 cm-nél nagyobb átmérőjű vízcseppet nem tud stabilan összetartani. A nagy sebességgel egymásnak ütköző nagyobb vízcseppek az ütközést követően kisebb cseppekre esnek szét, ezért a megfigyelt cseppméret az elméletileg lehetségesnél (6–8 mm) is kisebb. A jégszemek is igen gyorsan növekednek a vízcseppekkel való ütközés következtében. Méretüket döntően az összegyűjthető vízcseppek koncentrációja és a levegő feláramlási sebessége határozza meg. A jégkristályok és az apró vízcseppek ütközését követően a vízcseppek ráfagynak a jégkristályok felszínére, így a jégkristályok elveszítik eredeti alakjukat. Ezt a folyamatot zúzmarásodásnak nevezzük (6.12b. ábra).

 

Vízcsepp-vízcsepp ütközések

6.12. ábra: Vízcsepp-vízcsepp ütközések. Az a) diagramon a folytonos vonalak a levegő áramlását jelölik, a nyilak a kisebb vízcseppek mozgásának irányát mutatják. A b) ábra egy sík jégkristály és vízcseppek ütközését szemlélteti. A folytonos vonalak a vízcseppek pályáját mutatják. Ha a jégkristály elég nagy, a vízcseppek a kristály szélének ütköznek, s a kristály közepe felé tartó vízcseppek nem érik el a kristályt (b. ábra jobb oldal). ΔZ a kristálytól való távolságot jelöli, távolságegységként a jégkristály sugarát használva.

6.5.5. Vízcseppek és jégkristályok kialakulása különböző felhőkben

A fontosabb folyamatok áttekintése után vizsgáljuk meg, hogy az egyes felhőtípusokban hogyan alakulnak ki a vízcseppek és a jégrészecskék. Arra nincs lehetőség, hogy minden egyes felhőfajtával részletesen foglalkozzunk, ezért csak három olyan típust tárgyalunk, amelyekben a csapadékképződés lényegesen eltérő; ezek a következők: magasszintű rétegfelhő, közép- és alacsonyszintű rétegfelhő és a zivatarfelhő.

A legegyszerűbb a helyzet a magasszintű (Cirrus) felhőkben. Ezek a felhők 7–9 km magasan találhatók és kizárólag jégkristályokból állnak, amelyek alakja többnyire hatszögletű oszlop. A jégkristályok kialakulását a vízgőz depozíciója eredményezi. A kristályok koncentrációja általában 10 és 100 db/dm3 között változik, de mértek már 1000 db/l -t is. Cirrus felhőzetből csapadék sohasem esik.

A középmagas vagy alacsonyszintű rétegfelhőben lejátszódó folyamatok attól függnek, hogy a felhő milyen hőmérsékleti szinten helyezkedik el. Ha a felhő teljes egészében a 0 °C-os hőmérsékleti szint alatt van (6.13. ábra), akkor a fent említett mikrofizikai folyamatok közül többnyire csak a vízgőz kondenzációja játszódik le (1-gyel jelölt folyamat). Amennyiben a felhő elég hosszú élettartamú, és a levegő feláramlási sebessége meghaladja az 1–2 m/s-ot, akkor az ütközések következtében néhány nagyobb, 100 μm-es vízcsepp is kialakulhat (2). A felhőből kieső vízcseppek mérete a párolgás (3) miatt csökken, sokszor még a talajra érés előtt teljesen el is párolognak. Ha a felhő teljes egészében a negatív hőmérsékleti tartományban van (6.14. ábra), akkor a víz mind a három halmazállapotban megtalálható lesz benne. A vízcseppek mellett a depozíciós magvakon kialakult jégkristályok is megjelennek. A Bergeron–Findeisen folyamat (3-mal jelölt folyamat a 6.14 ábrán) és a jégkristályok zúzmarásodása (2) hatékonyabb csapadékképződést tesz lehetővé. Ha a hőmérséklet a felhőben a fagyponthoz közeli, akkor az egymással ütköző jégkristályok összetapadhatnak (4), azaz jégkristály-aggregátok jönnek létre. A nagyobb csapadékelemek kialakulásának határt szab, hogy a rétegfelhőben a vízcseppek csak kis mennyiségben vannak jelen (1 kg levegőben mindössze 1–2 g víz van), és a levegő feláramlási sebessége is kisebb, mint 1 m/s. Így a 100 μm-nél nagyobb csapadékelemeket (esőcsepp, hókristály, jégszem) a levegő nem tudja fenntartani, és kiesnek a felhőből. Ha a talajon a hőmérséklet 0 °C-nál nagyobb, a lefelé eső jégkristályok részben vagy teljesen megolvadnak, mielőtt elérnék a felszínt (6). A felhőalap alatt a vízcseppek és a jégkristályok mérete párolgás, illetve szublimáció következtében csökken (5).

 

Csapadékképződés alacsony- és középszintű rétegfelhőben a nyári félévben

6.13. ábra: Csapadékképződés alacsony- és középszintű rétegfelhőben. Az ábrán a nyári évszakra jellemző folyamatok láthatók. Az egyes folyamatok melletti számok a szövegbeli hivatkozásra utalnak. A fekete körök a vízcseppeket, a hatszögletű alakzatok a jégkristályokat jelölik. A vékony nyilak a vízmolekulák mozgásának irányát mutatják.

 

Csapadékképződés alacsony- és középszintű rétegfelhőben a téli félévben

6.14. ábra: Csapadékképződés alacsony- és középszintű rétegfelhőben. Az ábrán a téli évszakra jellemző folyamatok láthatók. Az egyes folyamatok melletti számok a szövegbeli hivatkozásra utalnak. A fekete körök a vízcseppeket, a hatszögletű alakzatok a jégkristályokat jelölik. A vékony nyilak a vízmolekulák mozgásának irányát mutatják.

A zivatarfelhőben – a felhő nagy függőleges irányú kiterjedése miatt – a csapadékképződés jóval összetettebb, mint a fentebb tárgyalt rétegfelhőkben. A zivatarfelhők magassága rendszerint 6–8 km, de az intenzívebb zivatarfelhők teteje elérheti a 13–14 km-t is. A levegő feláramlási sebessége is ebben a felhőtípusban a legnagyobb, általában 10–20 m/s, de elérheti akár a 40 m/s-ot is. A zivatarfelhők víztartalma is jóval meghaladja a rétegfelhőkét, egy kilogramm levegőben 5–10 g víz van folyékony, illetve szilárd halmazállapotban. A csapadékképződés folyamata a 6.15. ábrán követhető nyomon.

A felhőképződés az apró vízcseppek kialakulásával kezdődik (1). Ezek a vízcseppek csak kondenzációval növekednek, amíg el nem érik a kb. 20 μm-es méretet. Az ennél nagyobb vízcseppekből – az ütközéses növekedés következtében (2) – még nagyobb vízcseppek, esőcseppek alakulnak ki. A fölfelé áramló levegővel együtt emelkedő vízcseppek a0 °C-os hőmérsékleti szint fölé érve kezdenek megfagyni (3). A vízcseppek fagyása nem egyszerre megy végbe, a nagyobb vízcseppek előbb, a kisebbek később fagynak meg. A legkisebb vízcseppek csak a (–35) – (–40) °C-os hőmérsékleti tartományban fagynak meg (4). A megfagyott – 100 μm-nél nagyobb – vízcseppeket jégszemkezdeményeknek nevezzük. Ezek a jégszemkezdemények a vízcseppekkel ütközve igen gyorsan növekednek (5), negyedóra alatt akár néhány centiméteresre is megnőhetnek.

 

6.15. ábra: Csapadékképződés zivatarfelhőben. A vastag szürke nyilak a levegő áramlásának irányát mutatják. A vékony fekete nyilak a vízmolekulák mozgásának irányát jelölik (kondenzáció, depozíció és párolgás). Az üres karikák a jégszemeket, a hatszögletű alakzatok a jégkristályokat, a sötét körök pedig a vízcseppeket jelölik. Az egyes mikrofizikai folyamatok mellett található számok a szövegbeli hivatkozásra utalnak. 1.: Kis cseppek képződése kondenzáció révén, 2.: Cseppek növekedése ütközések által, 3.: Nagyobb cseppek fagyása, jégszemkezdemények kialakulása, 4.: Kis vízcseppek fagyása, 5.: Jégszemkezdemények és cseppek ütközése, 6.: Jégkristály képződés és Bergeron–Findeisen folyamat, 7.: Vízcseppek fagyása jégkristályokra, 8.: Jégkristályok és túlhűlt vízcseppek ütközése, 9.: Jégkristályok egymással ütköznek, 10.: Jégszemek olvadásából esőcsepp képződik, 11.: Esőcseppek mérete csökken a párolgás miatt.

A jégszemek kialakulásának van egy másik lehetséges útja is. Amint a felhő teteje a (–15) – (–20) oC -os hőmérsékleti szint fölé emelkedik, jégkristályok alakulnak ki a vízgőznek a depozíciós magvakra történő kicsapódása révén. Mivel ebben a hőmérsékleti tartományban még viszonylag nagy koncentrációban találhatók apró vízcseppek, ezért a Bergeron–Findeisen folyamat következtében a jégkristályok gyors növekedésnek indulnak (6). A 100 μm-nél nagyobb jégkristályok már hatékonyan gyűjtik össze az apró vízcseppeket (7). Az is előfordul, hogy ezek a jégkristályok túlhűlt esőcseppekkel ütköznek, és azok azonnali megfagyását váltják ki (8). A zúzmarásodott jégkristályok egymással való ütközése is jégszemkezdemények kialakulásához vezet (9). Ezek átlagos sűrűsége azonban jóval kisebb (kb. 200–500 kg/m3), mint a vízcseppek fagyása során kialakuló jégszemkezdemények 900 kg/m3-es sűrűsége. A pozitív hőmérsékleti zónába kerülő jégszemek olvadni kezdenek, a felületükről lesodródó vízből esőcseppek alakulnak ki (10). A felhőből kieső esőcseppek mérete is csökken a párolgás következtében (11). Mivel mind az olvadás, mind a párolgás hőelvonással jár, ezek a folyamatok erősítik a leáramlást. A felszínt elérve a levegő szétáramlik, amit erős szél formájában észlelhetünk. Ezt a szelet a zivatarfelhő kifutó szelének nevezzük. Heves zivatarok esetén a kifutó szél sebessége elérheti a 100 km/h-t is.

A horizontálisan nagy kiterjedésű, általában 5–6 km vastag Nimbostratus-ban (réteges esőfelhő) lejátszódó csapadékképződéssel részletesen nem foglalkozunk. Ez a felhőtípus átmenet a rétegfelhők és a zivatarfelhők között. Bennük mind a feláramlási sebesség, mind a víztartalom a rétegfelhőkben és a zivatarfelhőkben megfigyelt értékek közé esik. Ennek következtében a Nimbostratus felhőben a csapadékképződés hatékonyabb, mint az alacsony- vagy középszintű rétegfelhőben, de a csapadékelemek nem tudnak olyan nagyra megnőni, mint a zivatarfelhőben. Nyáron, a negatív hőmérsékleti tartományban kialakult jégszemek többnyire el is olvadnak, mire a talajt elérik.

A csapadék halmazállapota és mennyisége nem csak attól függ, hogy milyen típusú felhőből esik. A felszín feletti néhány kilométeres levegőréteg hőmérséklete és vízgőztartalma jelentősen módosíthatja a felhőből kihulló csapadék mennyiségét, és megváltoztathatja annak halmazállapotát is; erre példákat majd a következő alfejezetben találhatunk.

6.5.6. Köd kialakulása

A csapadékképződés kapcsán néhány szót kell szólni a ködről is. A ködöt olyan réteges szerkezetű felhőnek tekinthetjük, amelynek alapja a földfelszínt érinti. A köd megjelenéséhez a levegőben lévő vízgőz kicsapódása vezet. A relatív páratartalom növekedése a levegő lehűlésének vagy a vízgőztartalom növekedésének lehet a következménye. A kondenzáció során kialakuló apró, tipikusan 10–20 μm átmérőjű vízcseppecskék jelentősen lerövidítik a látástávolságot. A látástávolság függ a vízcseppecskék átlagos méretétől és a levegő egységnyi térfogatában lévő vízcseppek tömegétől. A látástávolság kb. 100 m, ha egy köbméter levegőben 0,2 g víz van, és a vízcseppek átlagos átmérője 10 μm körüli érték. Ha a látástávolság kisebb, mint 1 km, akkor ködről, ha nagyobb, akkor párásságról beszélünk. A ködök kialakulását előidéző folyamatok alapján megkülönböztetünk: kisugárzási, áramlási, keveredési és bepárolgási ködöt.

Kisugárzási köd akkor jön létre, amikor a nagy nedvességtartalmú levegő éjszaka vagy a hajnali órákban a talaj közelében erősen lehűl.

Áramlási (vagy advekciós) ködről akkor beszélünk, amikor a nagy nedvességtartalmú, de viszonylag meleg légtömeg hideg felszín fölé áramlik és lehűl. Ilyen eset figyelhető meg télen vagy éjszaka, amikor a tenger felől áramlik a levegő a szárazföld belseje felé.

A keveredési köd képződésekor magas nedvességtartalmú, meleg levegő keveredik alacsony nedvességtartalmú, hideg levegővel. Ha a keveredést követően a vízgőz keverési aránya nagyobb, mint a telítési keverési arány, akkor a kondenzáció következtében apró vízcseppek alakulnak ki.

A bepárolgási köd nagy vízfelszín felett alakul ki éjszaka vagy télen. A levegőnél melegebb víz felszínéről elpárolgó víz a telítési keverési arány fölé növeli a levegő vízgőz tartalmát.

Hasonló módon magyarázható az ún. frontális köd kialakulása is. Ebben az esetben a levegő vízgőz tartalmának növekedését a talajra és a növényzetre hullott csapadék elpárolgása biztosítja.

A köd megszűnése a levegő hőmérsékletének növekedése, a magas nedvességtartalmú légtömeg távozása, illetve a ködöt alkotó vízcseppecskék kihullása révén történhet. Ha a levegő nagyon szennyezett és sok szilárd szennyező részecskét tartalmaz, akkor több és kisebb ( < 10 μm) vízcsepp alakul ki. Ezek ülepedési sebessége nagyon kicsi, emiatt a köd is tovább megmarad az erősen szennyezett légtömegekben. A kisugárzási köd feloszlásában fontos szerepet játszik a szél megerősödése is. A nagyobb szélsebesség következtében megnövekedő turbulens áramlás hatására a légkör vízgőztartalmának egy része a felszínen csapódik le.