Кругообіг води: вода в атмосфері
В даний час процес під назвою "кругообіг води" добре вивчений. Інша назва цього явища гідрологічний цикл. Основна суть цього циклу полягає в тому, що вода переходить з одного стану в інший, при цьому змінюючи не лише стан, але й частина оточуючого нас середовища. Оскільки кругообіг води - процес встановився, то кількість води, що вийшло з якого-небудь процесу повинна дорівнювати кількості прийшов в наступний процес.
Випаровування
Випаровування - це процес, в результаті якого вода з океану або з поверхні Землі надходить в атмосферу. Той же процес, при якому випаровування відбувається з поверхні зелених рослин, називається транспірації, а якщо молекули води переходять в газоподібний стан безпосередньо з поверхні льоду, то такий процес називається сублімацією (сублімацією). Пари води, які в результаті цих процесів поповнюють кількість газів, що знаходяться в атмосфері, збільшують атмосферний тиск.
Розглянемо "закриту посудину, спочатку наполовину наповнений водою, над якою розташовується сухе повітря, не містить пари води. Молекули води знаходяться в хаотичному русі, кінетична енергія якого залежить від температури води. Молекули будуть стикатися один з одним, передаючи один одному частину енергії, і деякі з них, що знаходяться біля поверхні рідини, можуть розвинути достатню швидкість, щоб розірвати сили зв'язку з іншими молекулами води і перейти в газоподібну форму - водяний пар. Якщо рівень води в посудині підтримувати постійним за допомогою іншого сполучені посудини, обсяг, займаний повітрям, буде також залишатися незмінним, а маса повітря буде збільшуватися за рахунок водяної пари, що призведе до збільшення тиску, що чиниться повітрям на стінки посудини. Та частина загального тиску, яка обумовлена водяною парою, називається пружністю пари. Цей спосіб дуже зручний для визначення кількості водяної пари, присутніх у даному обсязі повітря. Альтернативним є так зване ставлення суміші вологого повітря, тобто відношення маси водяної пари до маси сухого повітря.
Молекули водяної пари можуть швидко рухатися в повітрі над поверхнею рідини, при цьому частина з них буде битися про рідину і захоплюватися нею, переходячи в рідкий стан. Цей процес називається конденсацією. Якщо систему залишити в такому стані на досить тривалий час, в ній встановиться рівновага, при якому процеси конденсації і випаровування урівноважать один одного, при цьому кількість водяної пари в повітрі буде залишатися постійним. У таких випадках кажуть, що повітря насичене водяною парою; тиск, який при цьому надають пари води, називають пружністю насиченої пари по відношенню до водної поверхні. Оскільки кінетична енергія молекул води визначається температурою, пружність насиченої пари також сильно залежить від температури і з її підвищенням все більше й більше збільшується.
Нижче 0 ° С пружність насиченої пари менше над поверхнею льоду, ніж над поверхнею переохолодженої води. (Воду можна охолодити нижче 0 ° С, і при цьому вона не почне замерзати, якщо в ній немає часток, які будуть служити ядрами кристалізації) У тому випадку, якщо не існує поверхні, на якій може відбуватися конденсація водяної пари, повітря стане перенасиченим, але все ж збереже міститься у ньому кількість водяної пари.
Ще дві характеристики кількості водяної пари, присутніх в одиниці об'єму повітря, які вказують на температуру, при якій буде відбуватися конденсація і на додаткову кількість водяної пари, яка може містити повітря. Перша з цих характеристик називається температурою точки роси. Вона визначається як температура. при якій деякий об'єм повітря - охолоджується при постійному тиску, досягає стану насичення по відношенню до води.
Аналогічна температура відносно поверхні льоду називається точкою замерзання.
Конденсація
В атмосфері над поверхнею води або льоду присутня безліч забруднюючих її частинок, таких, як кристали солі, що утворилися при випаровуванні бризок води, пил, занесена з пустель або утворилася в результаті вулканічних вивержень, а також частинки від диму пожеж. Ці частки, на яких відбувається конденсація, називаються ядрами конденсації. Вони розрізняються за своєю здатністю викликати конденсацію, але звичайно в атмосфері буває все ж достатню кількість частинок, щоб почалася конденсація, як тільки вологість повітря перевищить 100%. Ядра, на яких відбувається конденсація, навіть якщо відносна вологість ще не досягла 100%, називаються гігроскопічними ядрами. Це звичайно розчинні солі або забруднюючі частки індустріального походження. Конденсація також може відбуватися на поверхні землі у вигляді роси або, якщо температура опускається нижче 0 ° С і відбувається сублімація, у вигляді інею.
Насичення повітря водяною парою, що приводить до конденсації, зазвичай відбувається при його охолодженні. Найчастіше насичення повітря водяною парою відбувається при охолодженні, яке може відбутися на контакті з холодною поверхнею або ж при підйомі повітря вгору. У тому випадку, якщо повітря стикається з поверхнею, температура якої нижча його точки роси, і знаходиться майже без руху, буде утворюватися роса або іній. Але якщо підніметься слабкий вітер, охолоджене повітря буде перемішуватися в тонкому поверхневому шарі. При достатньому охолодженні весь цей пласт насичується водяною парою, в результаті чого утворюється туман.
Більш сильний вітер буде перемішувати більш потужний шар повітря, і тому навряд чи можна припустити, що вся його маса охолоне до точки роси. Отже, сильний вітер перешкоджає утворенню туману. За міжнародної конвенції, про появу туману кажуть у тому випадку, якщо денна горизонтальна видимість за рахунок крапель води стає менше 1 км. Якщо є помутніння повітря, але дальність видимості за рахунок крапель води дещо перевищує 1 км, це явище називають серпанком. Якщо погіршення видимості викликається присутністю в повітрі твердих частинок пилу, таке явище називається імлою. Частинки диму і тверді частинки пилу, що викидаються промисловими підприємствами, зменшують видимість як безпосередньо, так і опосередковано у зв'язку з тим, що вони представляють собою гігроскопічні ядра, що сприяють конденсації. Цей густий змішаний туман називається смогом.
Відповідно до причиною, по якій нижележащих поверхня виявилася холодніше стикається з нею повітря, розрізняють два основних типи туманів.
1. Радіаційний туман утворюється над земною поверхнею в результаті охолодження її довгохвильовим випромінюванням тепла в простір у нічний час. Нічне охолодження поверхні моря в порівнянні з охолодженням поверхні суші дуже незначно. Сприятливими умовами для появи радіаційного туману є відсутність хмарного покриву і невелика швидкість вітру. Таким чином, такий туман утворюється над земною поверхнею при невеликій швидкості вітру під час ясних ночей і найчастіше коли приземні шари повітря мають високу відносну вологість, а поверхня суші - холодна і волога, як, наприклад, болотиста місцевість в зимовий час. Оскільки повітря, що містить туман, холодний і, отже, щодо щільний, він буде прагнути розміститися в улоговинах або ж буде переміщатися в напрямку до моря, особливо над естуаріями річок. Зазвичай рано вранці сонячні промені проникають через такий радіаційний туман і, нагріваючи, розсіюють його. Але в тому випадку, якщо потужний шар такого туману утворився над холодною поверхнею моря в зимовий час, коли надходження сонячного тепла досить невелика, радіаційний туман може протриматися весь день.2. Адвективний туман утворюється в результаті горизонтального переміщення щодо теплої повітряної маси над більш холодною поверхнею суші або моря. Такий туман найбільш стійкий над морем, поверхня якого важче нагрівається шаром повітря або сонячним теплом. Більшість морських туманів - Адвективні. При сильному вітрі і значної різниці між температурою повітря і температурою нижележащей водної поверхні цей туман дуже стійкий і тягнеться на висоту близько 200 м над рівнем моря. Таке явище іноді зустрічається, наприклад, на Великій Ньюфаундлендської Банку. Туди з району теплого Гольфстріму в район холодних вод Лабрадорської течії переноситься повітря, що володіє високою відносною вологістю. Можна припустити, що такі тумани можуть утворитися над будь-якою холодною поверхнею моря, якщо існує поверхнева течія або апвеллінг холодних вод, найчастіше навесні або влітку, коли температура повітря найбільш висока і він насичене водяною парою. Над сушею Адвективні тумани найчастіше бувають взимку, під час вступу вологого морського повітря на охолоджену поверхню. Але оскільки поверхня землі може нагріватися досить швидко, адвективний туман скоро розсіюється, якщо цьому тільки не перешкоджають процеси, що сприяють утворенню радіаційного туману.
Крім цих двох основних типів існує декілька менш поширених різновидів туманів. Паровий туман, або "Паління моря", виникає, коли маса холодного повітря переміщається над морем і відбувається постійне швидке випаровування водяної пари. Повітря, що стикається з поверхнею моря, отримує тепло і одночасно насичується водяними парами по відношенню до температури поверхневих вод. Потім він піднімається і змішується з холодними шарами, які в дуже незначній мірі можуть насичуватися водяною парою, так що утворюється перенасичена суміш і починається конденсація. Такі тумани звичайно стеляться дуже низько, і, так як для їх освіти потрібно, щоб різниця температур між водою і повітрям була близько 10 ° С, вони, як правило, утворюються на краю поля пакової криги при напрямі вітру з боку льодового поля.
Фронтальний туман, або туман змішання, утворюється на кордоні між двома повітряними масами з різними температурою і вологістю, кожна з яких близька до насичення Утворення такого туману ілюструється лінією DFE.
Туман схилів (сходження) утворюється вздовж схилів горбів або гір. Насправді це низькі хмари, тому такий тип туманів краще розглядати в розділі, присвяченому хмар.
Утворення хмар
Хмари виникають в результаті конденсації водяної пари у вільній атмосфері. Крім розглянутих вище процесів перемішування, що призводять до насичення, конденсація водяної пари в атмосфері відбувається з повітря, яке в результаті підйому адіабатично охолодився до точки роси. Підйом ж повітря в атмосфері визначається трьома основними причинами. Коли рухомий в горизонтальному напрямку повітря зустріне на своєму шляху бар'єр у вигляді пагорбів або гірських хребтів, він повинен обійти його зверху або збоку, якщо тільки він не накопичується позаду цього бар'єру. Якщо бар'єр має не надто мале горизонтальне простягання, повітря спочатку почне опускатися і накопичуватися позаду нього, проте наступна повітряна маса буде змушена підніматися вище бар'єру, щоб подолати його. Якщо повітряна маса піднялася над таким орографічним бар'єром на 500 м і якщо при цьому не відбулося насичення, її температура знизиться на 5 ° С. Можливо, на деяких рівнях повітряна маса досягне точки роси і при цьому ступені охолодження, що призведе до формування хмар. На інших же рівнях точка роси не буде досягнута. У повітряному потоці за перешкодою можуть розвинутися коливання, відомі під назвою підвітряних хвиль. У ході хвилеподібного процесу в піднімається вгору повітрі відбувається конденсація водяної пари і можуть виникнути нерухомі двоопуклі (лінзоподібні) хмари, при опусканні повітря відбувається випаровування конденсату.
Другий з причин підйому повітря є горизонтальна конвергенція повітряних мас. Якщо це відбувається в досить великому масштабі, то на цей процес впливає обертання Землі, що призводить до утворення циклонів. Часто в середніх і високих широтах в результаті цього в зіткнення вступають дві різні повітряні маси. При цьому одна з них, що володіє меншою щільністю, піднімається вгору. Такий підйом повітря уздовж кордону, або фронту, який розділяє різні повітряні маси, зазвичай називається фронтальним підйомом.
Третьою причиною є нагрівання повітря поблизу поверхні Землі, в результаті чого він стає менш щільним і піднімається вгору. Цей процес називається конвекцією. У главі 6 будуть розглянуті фактори, які контролюють той стан, при якому повітряний стовп виявляється нестійким і починається конвекція, а також процеси, що визначають висоту, якої досягає конвекція. У спекотний сонячний день повітря в горах може прогрітися в достатній мірі і викликати конвекцію, але цей процес може початися і під впливом іншої причини-наявності повітряної маси, яка піднялася над орографічним бар'єром. У даному випадку мається вже не одна, а дві причини, що призводять до підйому повітря.
Типи хмар
Хмари зазвичай класифікують за формою, по тому, чи містять вони краплі води або кристали льоду, по висоті розташування основи та ступеня вертикального розвитку. Перисті хмари переважно складаються з крижаних кристалів (так звані крижані хмари). Оскільки кристали льоду утворюються і сублимируют досить повільно, форма перистих хмар дає можливість розрізняти вертикальні градієнти вітру, що існують на цій висоті. Перисті хмари, з характерними різко загнутими краями, вказують на дуже сильні вертикальні зрушення в повітрі. Перисто-шаруваті хмари відрізняються від висококучевих хмар змішаного будови хвилястим краєм, а також появою гало навколо Сонця чи Місяця, яке можна побачити крізь тонкий шар перисто-шаруватих хмар у результаті рефракції світла на кристалах льоду. Водяні хмари володіють, навпаки, різко окресленими краями. Шаруваті хмари утворюються на порівняно невеликій висоті; зазвичай їх підстава знаходиться нижче двох кілометрів. Якщо шаруваті хмари утворюють потужний шар і з них безперервно йде дощ, їх називають шарувато-дощовими. Шарувато-купчасті і висококучевие хмари відрізняються головним чином по висоті, на якій знаходяться їхні підстави; шарувато-купчасті хмари зазвичай більш потужні, і між окремими хмарами, як правило, залишається менше чистого простору, ніж у висококучевих. Вони можуть утворюватися відповідно з шаруватих і Високошаруваті в результаті турбулентного або конвективного перемішування.
Купчасто-дощові хмари характеризуються великою вертикальною потужністю. Помітною потужності можуть іноді досягати і купчасті хмари. Обидва ці роди хмар ставляться до водяних хмарам нижнього ярусу, але верхня частина купчасто-дощової хмари, з якого випадають сильні дощі, складається з крижаних кристалів. Міжнародний атлас хмар включає також рід перисто-купчасті хмари, проте ці хмари-водяні, в той час як всі перисті хмари є крижаними. Тому деякі автори вважають за краще опускати цей рід хмар і відносити їх до одного з перерахованих раніше типів: перистих, перисто-шаруватих або висококучевих. Більш детальну класифікацію хмар можна знайти у згадуваному атласі.
Різні процеси в атмосфері призводять до формування хмар різних типів. Стійкий підйом повітря на великій площі, обумовлений орографічним ефектом або фронтальним підйомом, призводить до формування на відповідних висотах шаруватих хмар. Конвекція викликає утворення купчастих або купчасто-дощових хмар; в результаті турбулентного перемішування можуть утворюватися шаруваті або (частіше) шарувато-купчасті хмари в тому випадку, якщо турбуленція захопила поверхневий шар, або ж висококучевие хмари, якщо вони утворилися на великій висоті, наприклад, у результаті значної зміни швидкості вітру на висоті.
Освіта опадів
Типові водяні хмари складаються з дрібних водяних крапель з середнім радіусом близько 10 км. У спокійній атмосфері такі краплі мають швидкість падіння близько 0,01 м / сек, тому, якщо повітряна маса повільно піднімається приблизно з такою ж швидкістю, краплі залишаються зваженими у повітрі приблизно на одній і тій же висоті. Якщо повітряна маса "перестане підніматися, то краплі води, радіус яких приблизно вдвічі більше середнього радіуса, можуть досягти поверхні Землі приблизно за півгодини, коли хмара розташоване на висоті 100 м. Цього часу цілком достатньо для того, щоб всі краплі випарувалися, перш ніж вони досягнуть Землі.
Дощові краплі, які досягають поверхні Землі, зазвичай мають радіус близько 1 мм. Таким чином, вони містять у 10 б разів більше води, ніж середні краплі водяної хмари. Щоб краплі досягли цих розмірів тільки в результаті конденсації, знадобилося б кілька годин. Але в повітрі зазвичай кількість водяної пари буває недостатнім, щоб хмарні краплі могли досягти розмірів дощових крапель. Опади утворюються в хмарі приблизно протягом години, і тому повинні існувати процеси, які дозволяють деяким краплях рости за рахунок інших або ж які призводять до коагуляції крапель. Дослідженню цих процесів присвячено багато робіт, в яких перевірялися найрізноманітніші гіпотези. В даний час існують дві теорії, які пояснюють більшість причин, що призводять до зростання крапель у хмарах.
Перша теорія залучає для пояснення зростання крапель механізм зіткнення між ними. Безладна турбулентний рух, що відбувається в хмарі, призводить до зіткнення крапель. Але якщо стикаються краплі приблизно одного розміру, ймовірність того, що вони розіб'ються або коагулюють, приблизно однакова. Однак якщо хмара містить краплі різних розмірів (що швидше може бути зумовлене різними розмірами ядер конденсації, а не зіткненням між ними), краплі будуть рухатися відносно один одного, оскільки будуть відрізнятися швидкості їх падіння. Більш великі краплі будуть рухатися вниз щодо менш великих. Процес, в результаті якого краплі стикаються і абсорбують більше дрібні краплі, називається "радіальним". Всі ці процеси найбільш ефективні в тропічних купчастих хмарах значної потужності, коли в повітрі розвинені сильні висхідні потоки, а вміст вологи високо.
Друга теорія, відома під назвою теорії Бержерона-Фіндайзена, грунтується на різних значеннях пружності насиченої водяної пари по відношенню до поверхні льоду і до переохолодженої водної поверхні. Крижані ядра, на яких замерзання відбувається при температурі вище - 30 ° С, зустрічаються в атмосфері в не дуже великих кількостях. У хмарах при переважаючих там температурах від - 12 до - 30 ° С зазвичай існує суміш кристалів льоду і крапель переохолодженої води. Оскільки при одній і тій же температурі пружність насиченої водяної пари по відношенню до льоду менше, ніж по відношенню до переохолодженої воді, повітря може бути насичений по відношенню до льоду, хоча відносна вологість становить менше 100% над водою, що призводить до випаровування води. У даному випадку кристали льоду ростуть за рахунок крапель води і незабаром досягають достатніх розмірів, щоб випадати з хмар. Вони зіштовхуються з краплями води, в результаті чого починається їх ефективне злиття. По дорозі до поверхні землі кристали льоду можуть розтанути в теплому повітрі і досягнуть її у вигляді дощу. Проте одні з них випадуть у вигляді снігу або крупи (дощу зі снігом), а інші можуть бути підхоплені після танення висхідним потоком і знову замерзнуть. Це може багаторазово повторитися, і врешті-решт такі частинки випадуть на землю у вигляді граду. Описаний процес найчастіше відбувається в середніх і високих широтах, однак він не прийнятний для пояснення процесів випадання опадів із хмар в тропічній зоні, температура в яких вище точки замерзання.
Література
1. Гвоздецький Н.А. Основні проблеми фізичної географії. - М., 1989
2. Зубов С.М. Основи геофізики ландшафту. - Мінськ, 1985
3. Одум Ю. Основи екології. - М., 1995
4. Рябчиков А.М. Структура і динаміка геосфери. - М., 2002
5. Преображенський В.С. Пошук в географії. - М., 1989