Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 2)

Добовий та річний хід абсолютної вологості повітря відповідає ходу температури. Відносна вологість має протилежний до температури хід. Добовий хід пружності водяної пари паралельний добовому ходу температури і досягає максимуму після полудня. Але в сухих внутрішніх континентальних областях пружність водяної пари збільшується від сходу сонця до 9-ї години ранку, після чого знижується до 15-ї години, отже має два мінімуми і два максимуми (о 9-й годині і 22-й годині).

Річний хід абсолютної вологості також паралельний річному ходу температури: найхолодніший місяць має найменшу, а найтепліший — найбільшу пружність водяної пари.

Географічний розподіл абсолютної вологості в основному пропорційно співвідноситься з розподілом температури. Біля екватора пружність водяної пари найбільша і становить 20-25 гПа. Вона зменшується в тропічних поясах до 20 гПа, у помірних — до 12 гПа влітку і 6 гПа взимку, в полярних областях — нижче 2 гПа. Узимку над холодними внутрішніми областями материків утворюються райони низької пружності. У Центральній Якутії та Антарктиді вона менша за 0,1 гПа. Улітку областями низької пружності є пустелі. У мусонному кліматі абсолютна вологість найвища влітку і найнижч взимку.

Кількість водяної пари, що може міститися в повітрі, залежить тільки від температури. Чим вища температура повітря, тим більше в ньому може бути водяної пари. І все таки повітря в пустині сухіше. Це пояснюється тим, що при більш високих температурах повітря, щоб досягти умов насичення, за яких починається конденсація, потрібно значно більше водяної пари, ніж при низьких температурах. Ось чому при однакових кількостях водяної пари в теплому повітрі відчуватиметься більша сухість, ніж у холодному.

Таким чином, характеристикою кількості водяної пари, що може вміститися в даному об'ємі, є так звана гранична пружність водяної пари, або, як іноді кажуть, пружність насичення, що залежить тільки від температури повітря. Так, при 20° морозу в 1 м³ може вміститись лише 1 мг водяної пари (незалежно від того, скільки в цьому кубометрі є повітря). Водяна пара тут буде насичена. Якщо в цьому кубометрі водяну пару нагріти до нуля градусів, то для насичення потрібно буде вже п'ять грамів пари. А при 20° тепла в 1 м³ може вміститися вже до 17 г водяної пари. При такій температурі впущені в наш кубометр додаткові кількості водяної пари (понад 17 г) згущатимуться в крапельки, конденсуватимуться і осідатимуть на стінах посудини або повиснуть як крапельки туману в повітрі. Для того, щоб вмістити ще водяної пари, потрібно підвищити її температуру. При охолодженні почнеться конденсація всього надлишку пари, утворяться крапельки води.

Відносна вологість має добовий і річний хід, протилежні добовому й річному ходу температури, оскільки із зниженням температури вона зростає.

Добовий мінімум відносної вологості співпадає з добовим максимумом температури після полудня, а максимум відносної вологості — з добовим мінімумом температури під час сходу Сонця. У горах і високих шарах атмосфери максимальна відносна вологість спостерігається вдень, а мінімальна — вранці [7].

Річний хід відносної вологості: в екваторіальних широтах вона становить понад 85%, а також над Північним Льодовитим океаном, на півночі Атлантичного і Тихого океанів та біля Антарктиди, де абсолютна вологість незначна, але дуже низька температура повітря; у помірних широтах — 75-80% узимку над охолодженими материками, а влітку — 60-70%; у субтропічних і тропічних пустелях — менше 50%. Відносна вологість залежить і від абсолютної вологості, тому в мусонних областях Індії взимку відносна вологість знижена до 50%, а на початку літнього мусону збільшується до 80-85% (рис. 3). З висотою вологість повітря зменшується. Половина водяної пари міститься в приземному шарі повітря до висоти 1,5 км.

1.3 Кругообіг води в природі

Вода випаровується з поверхні океанів, рік, озер, боліт, ґрунту, а також рослин (у результаті транспірації). Вона накопичується в атмосфері у формі невидимої водяної пари. Інтенсивність випару і транспірації визначаються в основному температурою, вологістю повітря і силою вітри і тому сильно змінюються від місця до місця й у залежності від метеорологічних умов. Велика частина атмосферної водяної пари надходить з теплих тропічних і субтропічних морів і океанів (рис. 1).

Рис. 1. Кругообіг води (вологообіг)

Усереднена для всієї земної кулі швидкість випаровування складає біля 2,5 мм у добу. У цілому вона урівноважена величиною середньоглобальної кількості атмосферних опадів (біля 914 мм/рік). Сумарний запас водяної пари в атмосфері еквівалентний приблизно 25 мм опадів, так що в середньому він обновляється кожні 10 днів. Водяна пара виноситься нагору і поширюється в атмосфері повітряними потоками різних розмірів – від локальних конвективних плинів до глобальних систем вітрів (західний перенос або пасати). У міру того як тепле вологе повітря піднімається нагору, воно розширюється в результаті зниження тиску у високих шарах атмосфери і охолоджується. Унаслідок цього відносна вологість повітря підвищується доти, поки повітря не досягне стану насичення водяною парою. Подальший його підйом і охолодження приводять до конденсації надлишкової вологи на дрібних зважених у повітрі частках і до утворення хмар, що складаються з крапельок води. Усередині хмар ці крапельки діаметром усього лише біля 0,1 мм падають дуже повільно, але не усі вони однакового розміру. Більш великі краплі падають швидше, обганяючи зустрічні на їхньому шляху більш дрібні, зіштовхуються і зливаються з ними. У такий спосіб більш великі краплі ростуть за рахунок приєднання дрібних. Якщо крапля в хмарі проходить відстань біля 1 км, вона може стати досить важкою і випасти з нього дощовою краплею. Дощ може утворюватися й інакше. Краплі у верхній, холодній частині хмари можуть залишатися рідкими навіть при температурі набагато нижче 0° С – звичайної точки замерзання води. Такі краплі води, що звуться переохолодженими, здатні змерзнути, тільки якщо в них впроваджуються особливі частки, що є ядрами льодоутворення. Замерзлі краплі розростаються в крижані кристали, а кілька крижаних кристалів можуть об'єднатися й утворити сніжинку. Сніжинки проходять крізь хмару й у холодну погоду досягають землі у виді снігу. Однак у теплу погоду вони тануть і досягають поверхні у формі дощових крапель. Кількість атмосферних опадів, що досягають поверхні землі в даному місці у вигляді дощу, граду або снігу, оцінюється товщиною шару води (у міліметрах). Він вимірюється спеціальними приладами – осадомерами, що звичайно розташовуються на відстані в кілька кілометрів один від іншого і фіксують кількість опадів за визначений проміжок часу, звичайно за 24 год [2].

Простий осадомер складається з вертикально встановленого циліндра з круглою лійкою. Дощова вода попадає в лійку і стікає у вимірювальний градуйований циліндр. Площа вимірювального циліндра в 10 разів менше площі вхідного отвору лійки, так що шар води товщиною 25 мм у вимірювальному циліндрі відповідає 2,5 мм опадів, що випали. Більш складні вимірювальні прилади безупинно реєструють кількість опадів, що випадають, на стрічці, укріпленої на барабані з годинниковим механізмом. Один з таких приладів оснащений маленькою судиною, що автоматично перекидається і звільняється від води, а також замикає електричний контакт, коли кількість води в осадомірі відповідає шарові опадів у 0,25 мм. Досить надійну оцінку інтенсивності дощу на значній території дає застосування радіолокаційного методу. Середня річна кількість опадів на всій поверхні Землі – біля 910 мм. У тропічних регіонах середньорічна кількість опадів не менш 2500 мм, у помірних широтах – біля 900 мм, а в приполярних районах – біля 300 мм. Головними причинами розходжень у розподілі опадів є географічне положення даного регіону, його висота над рівнем моря, відстань від океану і напрямок переважних вітрів. На гірських схилах, звернених убік, дують з океану вітри, кількість опадів звичайно велика, а в районах, захищених від моря високими горами, випадає дуже мало опадів. Максимальна річна кількість опадів (26.461 мм) було зареєстровано в містечку Черапунджі (Індія) у 1860–1861, а найбільша добова кількість опадів (1618,15 мм) – у Багіо на Філіппінах 14–15 липня 1911. Мінімальна кількість опадів зареєстрована в Аріке (Чилі), де середньорічна величина за 43-літній період склала всього 0,5 мм, а в Ікіке (Чилі) за 14 років не випало жодного дощу.

Водяна пара – це вода в газоподібному стані. Якщо повітря не здатне утримувати більші кількість водяної пари, воно переходить у стан насичення, і тоді вода з відкритої поверхні перестає випаровуватися. Вміст водяної пари в насиченому повітрі знаходиться в тісній залежності від температури і при її підвищенні на 10° С може збільшитися не більш, ніж удвічі. Відносна вологість – це відношення фактично утримуваної в повітрі водяної пари до кількості водяної пари, що відповідає станові насичення. Відносна вологість повітря поблизу земної поверхні часто велика ранком, коли прохолодно. З підвищенням температури відносна вологість звичайно зменшується, навіть якщо кількість водяної пари в повітрі мало змінюється. Припустимо, що ранком при температурі 10° С відносна вологість була близька до 100%. Якщо протягом дня температура понизиться, почнеться конденсація води і випаде роса. Якщо ж температура підвищиться, наприклад до 20° С, роса випарується, але відносна вологість складе лише біля 50%.

Кількість водяної пари, що може міститися в повітрі, залежить тільки від температури. Чим вища температура повітря, тим більше в ньому може бути водяної пари. І все таки повітря в пустині сухіше. Це пояснюється тим, що при більш високих температурах повітря, щоб досягти умов насичення, за яких починається конденсація, потрібно значно більше водяної пари, ніж при низьких температурах. Ось чому при однакових кількостях водяної пари в теплому повітрі відчуватиметься більша сухість, ніж у холодному.

РОЗДІЛ 2

КОНДЕНСАЦІЯ І СУБЛІМАЦІЯ ВОДЯНОЇ ПАРИ В АТМОСФЕРІ

2.1 Процеси конденсації та сублімації

Конденсація - це перехід води із газоподібного стану в рідкий. При цьому утворюються найдрібніші краплі води діаметром декілька мікрометрів. Конденсація починається тоді, коли повітря досягає стану насичення, а це частіше відбувається при зниженні температури до точки роси. Виникають початкові комплекси молекул води, які далі ростуть до розмірів хмарних крапель. Якщо точка роси значно нижче 0°С, то утворюються льодяні кристали. Перехід водяної пари в твердий стан (минуючи рідкий) називається сублімацією. Охолодження повітря в атмосфері відбувається частіше адіабатично, внаслідок його розширення без теплообміну. Це відбувається при підйомі повітря. Охолодження повітря відбувається під час вертикальної конвекції, тобто якщо воно піднімається та розширюється; якщо піднімається на атмосферних фронтах, де взаємодіють теплі й холодні повітряні маси; якщо піднімається вгору по схилах гір; якщо охолоджується поверхня суші та льоду; під час адвекції (переносу) повітря на охолоджену місцевість [22].

Виділення захованої теплоти при конденсації водяної пари в атмосфері приводить до того, що коли утворюється хмара, то виділяється деяка кількість тепла, яка йде на нагрівання повітря або, після складних перетворень енергії, витрачається на розвиток руху в атмосфері. Так, наприклад, підраховано, що при випаданні шару дощу завтовшки 20—30 мм може виділитись стільки тепла, скільки потрібно, щоб нагріти всю товщу повітря, в якій створюються опади, на 5—6 градусів.

Перетворення води або водяної пари в атмосфері, перехід води з одного стану в інший супроводиться складними енергетичними процесами, що закінчуються або виділенням тепла, або витрачанням його і, отже, охолодженням повітря. Це дає право назвати водяну пару головним «рознощиком» енергії в атмосфері.

Пара і крапельки води (і хмари) відіграють ще й іншу роль в атмосфері. Водяна пара вбирає променисту енергію, що йде від поверхні Землі в світовий простір, і надійно вкриває Землю, не даючи їй охолоджуватись.

Умови конденсації:

а) зниження температури повітря;

б) наявність ядер конденсації (частинок, на яких можливе осідання водяної пари.

При конденсації кожного грама води виділяється 600 кал тепла, при сублімації 1 г льоду - 677 кал.

Утворення крапель при конденсації і сублімації відбувається на деяких центрах, які називаються ядрами конденсації. Це частинки гігроскопічних солей, краплі кислот, тверді частинки (аерозолі), які є продуктами згорання або органічного розпаду, на яких осідає водяна пара у вигляді краплинок, утворюючи хмари й тумани. Найчастіше серед аерозолів трапляються сполуки Хлору, Сульфуру, Нітрогену, Карбону тощо. Вони надходять до атмосфери з поверхні океанів, суші, з відходів промислових центрів, а також із Космосу. Кількість ядер конденсації в 1 см³ повітря біля земної поверхні може налічувати тисячі і десятки тисяч, а в містах — мільйони.

Рівень конденсації — висота, на якій повітря охолоджується до точки роси. У тундрі цей рівень розміщений на висоті кількох сотень метрів, а в пустелях — кількох кілометрів.

2.2 Утворення туманів, їх класифікація

Накопичуючись у приземному шарі атмосфери, продукти конденсації та сублімації можуть утворювати туман (дрібних краплин води або кристалів льоду). При утворенні туману теплота віддається приземному шару повітря. Видимість в тумані може досягати 1 км. Якщо видимість перевищує 1 км, туман називають серпанком. Скупчення твердих частинок (диму й пилу) в сухому повітрі називають імлою. Тумани виникають з різних причин. Але майже завжди, вивчаючи ці причини, ми виявляємо, що утворення туману відбувається або в результаті зволоження повітря, або в результаті зниження температури чи засмічення вологого повітря гігроскопічними речовинами. Розглянемо деякі випадки утворення туманів. Нерідко у вогких місцях, у долинах, на дні яких часто течуть невеличкі річки або є болота, вночі збирається холодне повітря, що стікає а горбів; у холодному, густому повітрі випари боліт, річечок тощо охолоджуються і утворюють тумани. Тут тумани виникають, як правило, в ясні, холодні ночі при слабких вітрах. Перед ранком туман витягується тонким, низьким шаром, в кілька метрів заввишки.

Характеристики

Список файлов ВКР