Конденсаційні та сублімаційні процеси в атмосфер

ЗМІСТ

ВСТУП
РОЗДІЛ 1 ВОДА В АТМОСФЕРІ

1.1 Випаровування і випаровуваність
1.2 Кількісні характеристики вмісту водяної пари в повітрі
1.3 Кругообіг води в природі

РОЗДІЛ 2 КОНДЕНСАЦІЯ І СУБЛІМАЦІЯ ВОДЯНОЇ ПАРИ В АТМОСФЕРІ

2.1 Процеси конденсації та сублімації
2.2 Утворення туманів, їх класифікація

РОЗДІЛ 3 ВИНИНЕННЯ ХМАР, КЛАСИФІКАЦІЯ ТА ОСОБЛИВОСТІ

3.1 Виникнення хмар
3.2 Класифікація та характеристика хмар
3.3 Випадання опадів як наслідок протікання конденсаційних та сублімайних процесів в атмосфері
3.4 Розподіл опадів на земній поверхні

РОЗДІЛ 4 ВПЛИВ АНТРОПОГЕННИХ ФАКТОРІВ НА КОНДЕНСАЦІЙНІ ТА СУБЛІМАЦІЙНІ ПРОЦЕСИ ВОДИ В АТМОСФЕРІ

4.1 Парниковий ефект
4.2 Кислотні дощі

РОЗДІЛ 5 ДИНАМІКА ЗМІНИ ТЕМПЕРАТУРИ ТА КІЛЬКОСТІ ОПАДІВ ПО ЧЕРНІГІВСЬКІЙ ОБЛАСТІ ЗА 2002 - 2007 РОКИ
ВИСНОВКИ
СПИСОК ВИКОРСИАНИХ ДЕЖЕРЕЛ
ДОДАТКИ

ВСТУП

Атмосфера являє собою повітряну оболонку навколо земної поверхні, яка бере участь в обертанні Землі.
Метеорологія - це наука про атмосферу - повітряну оболонку Землі, яка оточує земну поверхню, наука про фізичні процеси та явища в атмосфері Землі в їх взаємодії з земною поверхнею та космічним середовищем.
Найбільший і найважливіший підрозділ метеорології -- фізика атмосфери -- вивчає фізичний механізм метеорологічних явищ і процесів. Досліджують процеси конденсації водяної пари, утворення хмар, висхідні та низхідні рухи повітря, механізм випадання опадів, туманів тощо.
Фізичні процеси у приземному шарі повітря, зокрема теплообмін між підстилаючою поверхнею і атмосферою, тепловий режим, розвиток турбулентних та вертикальних рухів, випаровування і конденсація -- питання фізики приземного шару повітря. Стан атмосфери біля земної поверхні в даний час і в даній місцевості називається погодою.
В атмосфері відбувається дуже багато процесів пов`язаних з випаданням опадів, а їх кількість певною мірою залежить від інтенсивності протікання конденсаційних та сублімаційних процесів.
Предметом дослідження даної роботи є наслідки конденсаційних та сублімаційних процесів перетворення води в атмосфері.
Об`єкт дослідження - конденсаційні та сублімаційні процеси в атмосфері.
Мета дослідження полягає втому, щоб проаналізувати сутність процесів конденсації та сублімації води в атмосфері.
Головними завданнями роботи є:
1) охарактеризувати основні процеси, що відбуваються при перетворенні води в атмосфері;
2) розглянути процеси конденсації і сублімації водяної пари в атмосфері;
3) проаналізувати процеси вининення хмар, класифікацію та особливості кожного виду хмар;
4) дати аналіз випадання опадів як наслідок протікання конденсаційних та сублімайних процесів в атмосфері;
5) охарактеризувати динаміку зміни температури та кількості опадів по Чернігівській області за 2002 - 2007 роки;
6) проаналізувати вплив антропогенних факторів на конденсаційні і сублімаційні процеси води в атмосфері (кислотні дощі, смог, парниковий ефект).
РОЗДІЛ 1
ВОДА В АТМОСФЕРІ

1.1 Випаровування і випаровуваність

Відомо, що в природі існує кругообіг води. Це другий за значенням після кругообігу тепла кліматоутворюючий процес, який складається з випаровування її з земної і водної поверхні, конденсації водяної пари в атмосфері, випадання опадів і стоку (поверхневого і підземного).
Водяної пари в повітрі буває до 4%. Вона майже в півтора рази легша за повітря, а тому вологе повітря має меншу густину ніж сухе. Водяна пара скупчується головним чином в нижніх шарах повітря; до висоти 2 км зосереджена майже половина всієї пари. Водяна пара справді невидима і безбарвна. І тільки при переході водяної пари в рідину з'являються крапельки води, що висять, плавають у повітрі [12].
Випаровування - це фізичний процес переходу води з рідкого стану в газоподібний. Водяна пара постійно поступає в атмосферу внаслідок випаровування з поверхні ґрунту і води (підстилаючої поверхні), а також транспірації рослин. Випаровування, на відміну від транспірації, називають ще фізичним випаровуванням, а випаровування і транспірацію разом - сумарним випаровуванням.
Процес випаровування складається з того, що окремі молекули води, які швидко рухаються, долають сили зчеплення і відриваються від водної поверхні або від вологого ґрунту та переходять в повітря у вигляді молекул водяної пари. В повітрі вони швидко поширюються догори і в боки від джерела випаровування. Це відбувається частково внаслідок власного руху молекул. Процес поширення молекул називають молекулярною дифузією. До молекулярної дифузії в атмосфері приєднується ще і поширення водяної пари в горизонтальному напрямку із вітром, і у вертикальному - шляхом турбулентної дифузії, тобто разом з турбулентними вихорами, які виникають в повітрі. Одночасно із відривом молекул від водної поверхні чи ґрунту протікає зворотний процес переходу їх із повітря у воду чи грунт. Якщо досягається стан рухомої рівноваги, коли повернення молекул дорівнює їх відриву від поверхні, то випаровування припиняється. Процес відриву молекул продовжується, але він покривається поверненням молекул. Такий процес називається насиченням, водяна пара в цьому стані - насичуюча, а повітря - насиченим.
Швидкість та величина випаровування залежить від температури, швидкості вітру, дефіциту вологи, характеру випаровуючої поверхні, рослинного покриву та атмосферного тиску. Чим вища температура поверхні з якої відбувається випаровування, тим швидше рухаються молекули і тим більша кількість їх попадає в атмосферу [4].
Кожен кубічний метр повітря при відповідній температурі може містити тільки певну кількість водяної пари. При підвищенні температури повітря ця кількість збільшується завдяки розширенню повітря при нагріванні. Потенційно можливе випаровування, не обмежене запасами вологи, зветься випаровуваністю. Над водною поверхнею випаровування та випаровуваність майже однакові, над сушею (наприклад, пустелями) випаровуваність значно перевищує випаровування.
Таблиця 1.1
Максимальна кількість водяної пари та пружність насичення при різних температурах
Тем-ра, °С
30
25
20
15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25
-30
Вміст водяної пари, q, г/м3
30,3
23,0
17,3
12,8
9,4
6,8
4,8
3,4
2,4
1,6
1,1
0,7
0,5
Пружність насич., Е, мбар
42,4
32,3
23,4
17,1
12,3
9,1
6,1
4,2
2,8
1,8
1,2
0,7
0,5
Оскільки випаровування і випаровуваність значною мірою залежать від температури, то їх географічний розподіл характеризується широтною зональністю. На суші, у помірному поясі, найбільше випаровування спостерігається в зоні мішаних лісів (500 - 600 мм), воно зменшується до 100 - 155 мм за рік у зоні тундри через пониження повітря і до 200 - 100 мм у зоні пустель як помірного так і тропічного поясів, внаслідок відсутності вологості. Найбільше випаровування на суші характерне для вологих, тропічних, субтропічних і екваторіальних лісів - до 800 - 1000 мм за рік.
На екваторі випаровування дорівнює випаровуваності.
На відміну від випаровування випаровуваність залежить від температури і насиченості повітря вологою, тому в полярних областях вона не значна (80 - 100 мм за рік) і поступово збільшується на південь до 300 - 400 мм у лісовій зоні, до 1000 мм у степах і 1500 - 2000 мм у пустелях помірного поясу. У тропіках на західних узбережжях материків випаровуваність становить 600 - 700 мм за рік, а в пустелях понад 3000 мм. Біля екватора випаровуваність відносно невелика (700 - 1000 мм), внаслідок високої вологості повітря. Вологий грунт вкритий рослинністю, можу випаровувати більше, ніж водна поверхня, оскільки до фізичного випаровування тут додається транспірація. За рік із земної поверхні випаровується в середньому 1000 мм вологи [14].
Атмосферне повітря постійно змінює свої характеристики: температуру, щільність, вологість. Вміст водяної пари в повітрі залежить від того, скільки водяної пари попадає в атмосферу шляхом випаровування. Природно, що над поверхнею океанів (морів) випаровування більше, ніж над материками, оскільки випаровування з водної поверхні не обмежене запасами вологи, змінюючись від 600мм за рік у середніх широтах до 2500 - 300мм за рік у тропічних та екваторіальних широтах.
За рік з поверхні земної кулі випаровується в середньому 1000 мм води; з них з океанів 1240 мм/рік, із суші - 480 мм/рік.
Вміст водяної пари в повітрі зветься його вологістю. Коли вміст водяної пари в повітрі стає максимально можливим, повітря стає насиченим.
Для кожної температури існує стан насичення, тобто деякий граничний вологовміст, який не може бути перевищений.
1.2 Кількісні характеристики вмісту водяної пари в повітрі

Для кількісного виразу вмісту водяної пари в повітрі використовують різні характеристики: абсолютну вологість; пружність водяної пари; відносну вологість; дефіцит пружності водяної пари; температуру точки роси.
Абсолютною вологістю повітря (q) називається фактична кількість водяної пари в грамах, що міститься в 1 м3 повітря (г/м3).
Пружністю водяної пари (е) називається парціальний тиск водяної пари, що міститься в повітрі, тобто це щільність (густина) водяної пари, тобто її маса в одиниці об'єму повітря (в г/м ). Пружність водяної пари вимірюється в мілібарах (мбар), мм. рт. ст., в гектопаскалях (гПа), а у Міжнародній системі одиниць SI - в ньютонах на одиницю площі (1 мбар = 100 Н/м2 ). Кількість водяної пари в повітрі залежить від його температури. Якщо температура знижується, повітря досягає стану насичення і, за умови подальшого знижені температури, надлишок водяної пари починає конденсуватися. Розрізняють фактичну (тобто реальну на час спостереження) пружність (е) і пружність насичення водяної пари (Е).
Пружність водяної пари, що міститься в повітрі, може підвищуватися до певної межі, яка має назву насиченої пружності. Тобто насичена пружність (Е) - це межа вмісту водяної пари в повітрі при даній температурі (мм рт. ст., мбар, гПа). Наприклад, за температури 0 °С пружність насичення дорівнює близько 6 гПа, за температури -20 °С -- близько 1 гПа, а за 30 °С -- близько 42 гПа. Чим вища температура повітря, тим більше водяної пари воно може вмістити. Тому вдень, якщо достатня кількість вологи є на земній поверхні, у теплому повітрі пружність водяної пари більша, ніж у холодному.
Відносною вологістю (f) називається відношення фактичної пружності водяної пари до насиченої пружності при даній температурі, виражене у відсотках. Відносна вологість характеризує ступінь насичення повітря водяною парою при даній температурі й визначається за формулою:
Дефіцитом пружності водяної пари (d ) називається різниця між насиченою пружністю (Е) й пружністю водяної пари (е), що міститься в повітрі при даній температурі, тобто недостатня кількість насичення при даній температурі, (мбар):
Охолоджуючись, повітря стає насиченим, тобто досягає точки роси, у якій починається конденсація вологи
Точкою роси (Т?) називається температура, при якій водяна пара, що міститься в повітрі, при незмінному тиску досягає насиченості відносно плоскої поверхні чистої води або чистого льоду. Тобто, температура, при якій водяна пара, яка міститься в повітрі насичує його. Знаючи пружність водяної пари, можливо визначити точку роси за відповідними таблицями насиченої пружності. В цьому випадку в таблицях за визначеним значенням насиченої пружності визначають температуру. Ця температура й буде точкою роси [7].
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.

Страницы: 1, 2, 3, 4

В соцсетях

Тем-ра, °С	30	25	20	15	10	5	0	-5	-10	-15	-20	-25	-30
Вміст водяної пари, q, г/м3	30,3	23,0	17,3	12,8	9,4	6,8	4,8	3,4	2,4	1,6	1,1	0,7	0,5
Пружність насич., Е, мбар	42,4	32,3	23,4	17,1	12,3	9,1	6,1	4,2	2,8	1,8	1,2	0,7	0,5