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.

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%.

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.

На морозі пара швидко конденсується, утворюючи туман. Іноді при сильних морозах міста в Сибіру вкриті суцільним туманом. Спостерігачеві з повітря ці тумани здаються величезними кусками хмарних ковдр [17].

Коли на сильному морозі людина або тварина прискорено дихає, з рота йде пара. Ця видима пара являє собою туман, найпростішу хмарку, що виникає через замерзання видихуваної пари. В сильний мороз пара раптом перетворюється в кристалики, які труться один об одного, тоді можна навіть почути характерний шелест.

Перетворення водяної пари в туман може відбуватись як в результаті сильного охолодження повітря на місці, так і в результаті руху великих повітряних мас. Якщо потоки холодного повітря проносяться над теплою водою або над теплою вологою поверхнею ґрунту, то в такому холодному повітрі може виникнути туман. Ось чому, коли після відлиги настають морози, виникає морозний серпанок, або туман. Узимку при теплих вологих вітрах з півдня над дуже охолодженими ділянками земної поверхні так само можуть виникнути низькі рухливі, «бродячі», тумани, що поширюються в сторону переміщення повітряних потоків біля земної поверхні.

Над водними поверхнями тумани виникають частіше, ніж над ділянками суші. Так, пізньої осені вода в ріках звичайно буває тепліша за повітря. З поверхні теплої води безперервно відбувається випаровування. Пара, потрапляючи в холодніше повітря, конденсується, збирається в крапельки води, утворюючи туман, що густою смугою огортає русло ріки. Так виникають тумани над ополонками, розводдями серед криги в холодних морях. В той час як береги вкриті снігом, у відкритому морі плавають величезні крижані поля й окремі крижини. Між ними темніють розводдя, відкриті водні поверхні. Тут вода звичайно має температуру 1—2° нижче нуля і не замерзає через свою солоність і рухомість. А повітря над такими розводдями може бути набагато холодніше. Волога, що випарувалася з поверхні води, тут-таки, над водною поверхнею, конденсується, утворюючи туман [5].

Залежно від умов формування, тумани бувають різних типів:

а) радіаційні тумани — утворюються в теплу пору року увечері або вночі за тихої безхмарної погоди над річками, озерами, низовинами; виникають внаслідок охолодження нижнього шару повітря від охолодженої за рахунок радіаційного випромінювання поверхні;

б) адвективні тумани —- виникають при переміщенні теплого повітря над холодною поверхнею. Охоплюють великі території і мають значну потужність, характерні для морських узбереж, особливо восени;

в) тумани випаровування — спостерігаються восени над водоймами (річками, озерами), коли їхня вода тепліша за повітря;

г) тумани змішування — утворюються на межі повітряних мас з різною температурою і вологістю. Серед них розрізняють гарруа — тумани, характерні для берегових пустель у тропіках, де біля берегів проходять холодні течії. Тумани змішування утворюються також між холодними і теплими течіями (о. Ньюфаундленд). По суті тумани змішування є різновидом адвективних туманів;

д) тумани схилів — виникають на гірських схилах внаслідок підняття та адіабатичного охолодження повітря;

е) міські тумани — пов'язані з величезною кількістю ядер конденсації у повітрі великих міст. Коли туман перемішується з димом, вихлопними газами автотранспорту, продуктами горіння, видимість падає майже до нуля, повітря стає задушливим, — це смог (від англійських слів «смоук» — дим і «фоґ» — туман).

За температури -5...-10 °С тумани можуть складатися з краплинок води і з кристаликів льоду (мішані тумани). Найчастіше тумани спостерігаються в Арктиці та над морями біля берегів Антарктиди. У помірних широтах виділяють район о. Ньюфаундленд, поблизу якого протікає тепла течія Гольфстрім і Лабрадорська холодна течія; прибережні пустелі Південної Америки і Південної Африки, де тепле повітря з пустель проходить над холодними океанічними течіями. Тумани виникають часто в Середній Європі, на берегах Каліфорнії, Атлантичному узбережжі Південної Америки, Мадагаскарі. Мало туманів у внутрішніх частинах материків, особливо в пустелях (карта) [14].

Піднімаючись, повітря адіабатично охолоджується і на деякій висоті (рівень конденсації) стає насиченим, тобто в результаті конденсації водяної пари в атмосфері виникають скупчення продуктів конденсації (краплин і кристалів), які називають хмарами, тобто хмари - це сукупність завислих у повітрі продуктів конденсації та сублімації водяної пари.

РОЗДІЛ 3

ВИНИНЕННЯ ХМАР, КЛАСИФІКАЦІЯ ТА ОСОБЛИВОСТІ

3.1 Виникнення хмар

Хмари виникають при конденсації водяної пари в атмосфері, коли утворюються або крапельки води, або кристали льоду. Формування хмар відбувається, коли при підйомі й охолодженні водяна пара переходить через точку насичення. При підйомі повітря попадає в шари усе більш низького тиску. Ненасичене повітря з підйомом на кожен кілометр охолоджується приблизно на 10°С. Якщо повітря з відносною вологістю біля 50% підніметься більш ніж на 1 км, почнеться утворення хмари. Конденсація спочатку відбувається в основі хмари, що росте нагору доти, поки повітря не перестане підніматися і, отже, охолоджуватися. Улітку цей процес легко побачити на прикладі пишних купчастих хмар із плоскою основою, що здіймається й опускається разом з переміщенням повітря вершиною. Хмари формуються також у фронтальних зонах, коли тепле повітря сковзає нагору, насуваючи на холодне, і при цьому охолоджується до стану насичення. Хмарність виникає й в областях низького тиску з висхідними потоками повітря.

Звичайно в хмарах повітря дуже вогке, бо водяна пара в них насичена. Саме тому в хмарах є умови для конденсації пари, тобто для утворення крапельок води. Якщо краплі збільшуються в розмірах, то вони стають важчими і падають. Коли крізь хмару, що складається з крапель води, падають сніжинки або льодяні кристалики (з вище розміщених частин хмари), краплі випаровуються, а кристалики за їх рахунок збільшуються [11].

Вирісши й обважнівши, кристалики у вигляді сніжинок можуть при своєму падінні досягти землі.

Буває так, що в атмосфері є достатня кількість пари, вологість повітря велика, температура низька — і все-таки конденсація не відбувається, краплі не виникають. Іноді буває, що хмара складається з переохолоджених крапель води, а кристалики не утворюються. Відомі також випадки, коли в хмарах переохолоджені краплі дощу мали температуру 40° нижче нуля, а кристалики з цих крапель не утворювались, вода не замерзала.

Електричні розряди в атмосфері та ультрафіолетове проміння Сонця можуть так само утворювати ядра конденсації своїм діянням на атмосферу. Велика кількість ядер надходить у повітря разом з випарами з поверхні океанів і морів. Наявність деяких видів ядер конденсації в повітрі може привести до утворення туману навіть тоді, коли повітря не досягло повної вологості, тобто коли водяні пари в повітрі не насичені. Саме так буває над великими промисловими центрами, над якими часто, особливо вранці, коли температура повітря ще низька, утворюються тумани або темні, низькі, задимлені хмари. Основні хмарні системи виникають там, де є умови для підняття повітря та його охолодження.

Відомо, що густина повітря з висотою зменшується. Тому повітря, яке підіймається, потрапляє в шари меншої густини й розширюється. На це розширення витрачаються внутрішні запаси енергії, отже, знижується температура повітря. Тоді водяна пара в повітрі, що піднялося й охолонуло, конденсується, збирається в крапельки води, в хмари [9].

Хмарність визначає собою основні риси погоди. Хмари захищають земну поверхню в розпал літнього дня від палючого сонячного проміння й утворюють прохолоду. Без хмар не буває дощу й снігу, і опади істотно змінюють характер погоди. Мільйони тонн води переносять хмари з вологих місць в сухіші: дощі вкривають землю шаром води. її шар в 10 мм завтовшки дає більш як 8000 відер води на гектар.

3.2 Класифікація та характеристика хмар

Основа сучасної міжнародної класифікації хмар була закладена в 1803 англійським метеорологом-аматором Цибулею Говардом. У ній для опису зовнішнього вигляду хмар використані латинські терміни:

alto – високо, cirrus – пір'ястий, cumulus – купчастий, nimbus – дощовий і stratus – шаруватий. Різні сполучення цих термінів застосовуються для найменування десяти головних форм хмар: cirrus – пір'ясті; cirrocumulus – пір'ясто-купчасті; cirrostratus – пір'ясто-шаруваті; altocumulus – високо-купчасті; altostratus – високо-шаруваті; nimbostratus – шарувато-дощові; stratocumulus – шарувато-купчасті; stratus – шаруваті; cumulus – купчасті і cumulonimbus – купчасто-дощові. Висококупчсті і високо-шаруваті хмари розташовуються вище, ніж купчасті і шаруваті.

За своєю будовою хмари поділяються на три класи: водяні, кристалічні (льодяні), змішані. Водяні хмари (краплинні) можуть існувати не тільки за додатних температур, а й за від'ємних у переохолодженому стані. За від'ємних температур утворюються мішані хмари, які складаються з переохолоджених крапель і кристаликів льоду. За досить низьких температур (-30... -50 SC) хмари складаються тільки з кристаликів льоду, їх називають кристалічними або льодяними.

За походженням розрізняють хмари конвективні, хвилясті та фронтальні. Конвективні хмари утворюються в нестійких повітряних масах і пов'язані з інтенсивною конвекцією й адіабатичним охолодженням висхідного повітря. Це купчасті або купчасто-дощові хмари. У їх верхній частині з'являються льодяні кристали, а основна маса складається із крапель води. Вони мають велику вертикальну потужність і вершинами сягають висоти 15-20 км в тропічних і екваторіальних широтах.

Хвилясті хмари (шаруваті, шарувато-купчасті, висококупчасті) виникають внаслідок слабкого турбулентного переносу водяної пари в стійких повітряних масах вгору, від земної поверхні, де на певній висоті міститься шар інверсії температури. Водяна пара нагромаджується під цим шаром, оскільки зверху починається підвищення температури і конвекція припиняється [25].

Фронтальні хмари утворюються на атмосферних фронтах, тобто смугах, які розділяють різні повітряні маси. Коли тепле повітря рухається і витісняє холодне — це теплий фронт, а коли холодне повітря рухається, а тепле відступає— це холодний фронт. Фронт завжди нахилений відносно земної поверхні, через те що холодне повітря підтікає під тепле у вигляді клину. Внаслідок ковзання по лінії фронту виникають хмари висхідного ковзання. На теплому фронті — це перисті, перисто-шаруваті, високошаруваті, шарувато-дощові, а на холодному — перисті, перисто-купчасті, висококупчасті, купчасто-дощові.

Водність хмар — це маса краплин води і кристаликів льоду в одиниці 'б єму повітря хмари. У водяних хмарах в 1 м3 повітря хмари міститься від °>01 г до 3 г води, а в кристалічних значно менше і становить від кількох сотих. До кількох тисячних грама.

Форма хмар в тропосфері дуже різноманітна, але їх можна звести до основних типів в залежності від форми і висоти. В кінці XIX ст. була прийнята міжнародна класифікація хмар, яка в сучасному варіанті виділяє 4 родини і 10 основних родів за їх зовнішнім виглядом.

Хмари верхнього ярусу (Н > 6 км):

1. Перисті —білі, тонкі, волоконні, без полів, нитковидні.

2. Перисто-шаруваті — тонка прозора білувата пелена

3. Перисто-купчасті - дрібні напівпрозорі кульки або складки, розміщені групами або рядками.

Хмари середнього ярусу (2 <Н< 6 км):

4. Високо-купчасті — смуги або шари з просвітами білого або сірого кольору.

5. Високо-шаруваті — суцільний рівний або волоконний покрив сірого чи синюватого кольору.

Хмари нижнього ярусу (Н <2 км):

6. Шаруваті - однорядний шар сірого кольору (схожий на туман).

7. Шарувато-купчасті — великі, низько розміщені хвилі або глиби сіруватого кольору.

8. Шарувато-дощові —безформний суцільний сірий покрив.

Хмари вертикального розвитку (1 км <Н <6 км):

9. Купчасті - щільні, окремо розміщені, розбиті за вертикаллю, з білими куполоподібними вершинами й плоскою сіруватою основою.

10. Купчасто-дощові — потужні утворення у вигляді гір та башт, верхня частина яких іноді нагадує ковадло.

Купчасті та купчасто-дощові хмари це хмари вертикального розвитку, конвективні за походженням. Купчасті хмари складаються із крапель, але опадів не спричиняють. Це щільні високі хмари з білими купчастими та куполоподібними вершинами і плоскою основою сірого або синього кольору. Розрізняють плоскі, середні, потужні різновиди (залежно від їх товщини). Купчасто-дощові, або грозові, хмари знизу складаються із крапель, а зверху — із кристаликів. Вони білі, щільні, з темною основою, мають форму гір чи великого ковадла. З них випадають зливові дощі та град, що супроводжуються грозою.

Перисті, перисто-купчасті й перисто-шаруваті хмари складаються із кристаликів льоду, не спричиняють опадів, вони тонкі, білого кольору. Перисті хмари мають волокнисту будову, білі, прозорі. Серед них розрізняють ниткоподібні та щільні. Перисто-купчасті хмари утворюють тонкі шари, пасма, дрібні хвилі. Розрізняють два їх види: хвилясті та купчастоподібні. Перисто-шаруваті хмари схожі на однорідну тонку плівку, яка не розмиває обрисів Сонця і Місяця. Розрізняють два види перисто-шаруватих хмар: ниткоподібні й туманоподібні.

Висококупчасті хмари білі або сіруваті, складаються із дрібненьких переохолоджених крапель, нагадують хвилі, купи, пластівці з просвітами блакитного неба, опадів не дають. Розрізняють хвилясті й куп. Купчасті та купчасто-дощові хмари займають нижній та середній яруси, а вершини їх розміщені у верхньому ярусі. Це хмари вертикального розвитку, конвективні за походженням. Купчасті хмари складаються із крапель, але опадів не спричиняють. Це щільні високі хмари з білими купчастими та куполоподібними вершинами і плоскою основою сірого або синього кольору. Розрізняють плоскі, середні, потужні різновиди (залежно від їх товщини). Купчасто-дощові, або грозові, хмари знизу складаються із крапель, а зверху — із кристаликів. Вони білі, щільні, з темною основою, мають форму гір чи великого ковадла. З них випадають зливові дощі та град, що супроводжуються грозою [2].

Високошаруваті хмари складаються із суміші сніжинок та дрібних краплин, мають вигляд сірої або синюватої однорідної плівки, через яку Сонце і Місяць просвічуються, як крізь матове скло. Взимку спричиняють випадання снігу, а влітку опадів не спричиняють. Розрізняють туманоподібні та хвилясті види.

Шарувато-купчасті хмари складаються з однакових крапель, утворюють сірі великі пасма, хвилі, купи, пластини. Від висококупчастих відрізняються меншою висотою розміщення над землею, великими розмірами куп і більшою щільністю. Інколи з них випадає нетривалий дрібний дощ.

Шаруваті хмари — це однорідний сірий шар повітря, схожий на туман, іноді розірваний знизу. Шаруваті хмари закривають все небо, розрізняють туманоподібні, хвилясті, розірвано-шаруваті їх види. З них може падати негустий сніг або дрібнесенький дощ (мряка).

Шарувато-дощові хмари складаються з великих крапель внизу і дрібних вгорі. Саме такі хмари вкривають небо в похмурні осінні дні. Часто з них мрячить дрібний і неприємний дощик. В таких випадках можна побачити розірвані, темні, брудні пластівці, що мчать під більш густим шаром суцільних шаруватих хмар. Ці пластівці називаються розірвано-дощовими хмарами. Вони виникають завдяки дощу і являють собою клоччя, шмаття туману. Схожі на темно-сірий суцільний шар, ніби освітлений зсередини, коли немає дощу. Спричиняють обложні дощі або сніг, іноді з перервами.

Хмарність – ступінь покриття неба хмарами. Визначається вона візуально в десятих частках неба (чи в інших одиницях, наприклад, у відсотках): 0 – чисте небо, 1 – одна десята частина неба покрита хмарами, 10 – суцільна хмарність. Окремо оцінюють загальну хмарність і хмарність нижнього ярусу На всіх широтах над океанами хмарність більша, ніж над сушею. У річному погодному циклі всюди, крім Європи і субтропічного поясу, максимум хмарності припадає на літо, а мінімум — на зиму або інші пори року. У субтропіках і Європі максимальна хмарність взимку, а мінімальна — влітку або навесні. Значною хмарністю характеризуються екваторіальні широти (5-6 балів), а незначною — тропіки (3—4 бали) з поступовим збільшенням середньорічної хмарності від субтропіків (4—5,7 балів) до субполярних широт (6-7,6 балів) і зниженням до 6,3-6,4 бала в полярних областях [15].

Хмари нижнього ярусу (шаруваті, шарувато-купчасті і шарувато-дощові) складаються майже винятково з води, їхні основи розташовуються приблизно до висоти 2000 м. Хмари, що стеляться по земній поверхні, називаються туманом.

Основи хмар середнього ярусу (високо-купчастих і високо-шаруватих) знаходяться на висотах від 2000 до 7000 м. Ці хмари мають температуру від 0° С до –25° С и часто являють собою суміш крапель води і крижаних кристалів.

Хмари верхнього ярусу (пір'ясті, пір'ясто-купчасті і пір'ясто-шаруваті) звичайно мають нечіткі обриси, тому що складаються з крижаних кристалів. Їхні основи розташовуються на висотах більш 7000 м, а температура нижче –25°С.

Купчасті і купчасто-дощові хмари відносяться до хмар вертикального розвитку і можуть виходити за межі одного ярусу. Особливо це відноситься до купчасто-дощових хмар, основи яких знаходяться усього в декількох сотнях метрів від земної поверхні, а вершини можуть досягати висот 15–18 км. У нижній частині вони складаються з крапельок води, а у верхньої – із кристалів льоду.

3.3 Випадання опадів як наслідок протікання конденсаційних та сублімайних процесів в атмосфері

Атмосферні опади - це вода у рідкому (дощ, мряка) або твердому (сніг, град, снігова та льодяна крупа) стані, що випадає з хмар на поверхню Землі. Опади характеризують за товщиною шару (у мм), сезонним розподілом, тривалістю випадання, інтенсивністю, ймовірністю

Залежно від умов конденсації водяної пари розрізняють орографічні, конвективні та фронтальні опади. Орографічні опади утворюються при піднятті повітря навітряними гірськими схилами. Конвективні опади утворюються в потужних висхідних потоках повітря, вони мають локальне поширення, носять зливовий характер, починаються і закінчуються раптово. Фронтальні опади утворюються в циклонах на межі теплого і холодного повітря, при цьому дощ або сніг падає тривалий час більш-менш рівномірно.

Дощ складається із крапель діаметром понад 0,5 мм, а мряка — із краплинок від 0,5 до 0,05 мм, отже, мряка падає повільно і переноситься вітром. Сніжинки складені зі скупчень кристалів, форма всіх сніжинок шестипроменева, діаметр кожної — кілька міліметрів.

Мокрий сніг або сніг із дощем випадають із підвищенням температури, коли сніжинки злипаються в пластівці, а температура досягає 0 °С.

Крупинки снігу й льоду випадають із шарувато-дощових або купчасто-дощових хмар, якщо температура від'ємна, і мають діаметр близько 1 мм. Під час сильного морозу із хмар нижнього ярусу можуть випадати голки льоду — кристали у вигляді шестикутних призм. Якщо відбувається інверсія температури, краплі дощу замерзають у повітрі й на земну поверхню падають кульки льоду діаметром 1-3 мм (льодяний дощ) [21].

Обложні опади пов'язані з атмосферними фронтами і хмарами висхідного ковзання (шарувато-дощовими і високошаруватими). Це тривалі опади середньої інтенсивності, вони випадають на великій площі порівняно рівномірно і переважають у помірному поясі.

Зливові опади короткочасні, але інтенсивні, випадають на порівняно меншій площі з купчасто-дощових хмар конвективного походження. Зливи — це основний вид опадів у тропічних та екваторіальних широтах.

Мряка — це опади малої інтенсивності, з дуже дрібненьких краплин або дрібнесеньких сніжинок. Вони випадають із шаруватих і шарувато-купчастих хмар, зокрема хвилястих, і утворюються в межах однієї стійкої повітряної маси.

Із хмарами й опадами пов'язані різноманітні електричні процеси й оптичні явища, більшість яких ще недостатньо вивчена. Під час грози злива супроводжується електричними розрядами (блискавками), громом і шквалами вітру. З атмосферною електрикою пов'язують появу кулястої блискавки діаметром кілька десятків сантиметрів, яка рухається в повітрі й може вибухати або спокійно зникати.

Страницы: 1, 2