ЗМІСТ
ВСТУП
РОЗДІЛ 1 ВОДА В АТМОСФЕРІ
1.1 Випаровування і випаровуваність
1.2 Кількісніхарактеристики вмісту водяної пари в повітрі
1.3 Кругообіг води в природі
РОЗДІЛ 2 КОНДЕНСАЦІЯ І СУБЛІМАЦІЯВОДЯНОЇ 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 конденсаційнихта сублімайних процесів в атмосфері
3.4 Розподіл опадів на земній поверхні
РОЗДІЛ 4 ВПЛИВ АНТРОПОГЕННИХФАКТОРІВ НА КОНДЕНСАЦІЙНІ ТА СУБЛІМАЦІЙНІ ПРОЦЕСИ ВОДИ В АТМОСФЕРІ
4.1 Парниковий ефект
4.2 Кислотні дощі
РОЗДІЛ 5 ДИНАМІКА ЗМІНИТЕМПЕРАТУРИ ТА КІЛЬКОСТІ ОПАДІВ ПО ЧЕРНІГІВСЬКІЙ ОБЛАСТІ ЗА 2002 – 2007 РОКИ
ВИСНОВКИ
СПИСОК ВИКОРСИАНИХ ДЕЖЕРЕЛ
ДОДАТКИ
ВСТУП
Атмосфераявляєсобою повітряну оболонку навколо земної поверхні, яка бере участь в обертанніЗемлі.
Метеорологія- це наука проатмосферу — повітряну оболонку Землі, яка оточує земну поверхню, наука профізичні процеси та явища в атмосфері Землі в їх взаємодії з земною поверхнею такосмічним середовищем.
Найбільшийі найважливіший підрозділ метеорології — фізика атмосфери — вивчає фізичниймеханізм метеорологічних явищ і процесів. Досліджують процеси конденсаціїводяної пари, утворення хмар, висхідні та низхідні рухи повітря, механізмвипадання опадів, туманів тощо.
Фізичніпроцеси у приземному шарі повітря, зокрема теплообмін між підстилаючоюповерхнею і атмосферою, тепловий режим, розвиток турбулентних та вертикальнихрухів, випаровування і конденсація — питання фізики приземного шару повітря. Станатмосфери біля земної поверхні в даний час і в даній місцевості називається погодою.
Ватмосфері відбувається дуже багато процесів пов`язаних з випаданням опадів, аїх кількість певною мірою залежить від інтенсивності протікання конденсаційнихта сублімаційних процесів.
Предметом дослідженняданої роботи є наслідки конденсаційних та сублімаційних процесів перетворенняводи в атмосфері.
Об`єкт дослідження – конденсаційніта сублімаційні процеси в атмосфері.
Мета дослідженняполягає втому, щоб проаналізувати сутність процесів конденсації та сублімаціїводи в атмосфері.
Головнимизавданнями роботи є:
1) охарактеризуватиосновні процеси, що відбуваються при перетворенні води в атмосфері;
2) розглянути процесиконденсації і сублімації водяної пари в атмосфері;
3) проаналізуватипроцеси вининення хмар, класифікацію та особливості кожного виду хмар;
4) дати аналізвипадання опадів як наслідок протікання конденсаційних та сублімайних процесівв атмосфері;
5) охарактеризуватидинаміку зміни температури та кількості опадів по Чернігівській області за 2002– 2007 роки;
6) проаналізувативплив антропогенних факторів на конденсаційні і сублімаційні процеси води ватмосфері (кислотні дощі, смог, парниковий ефект).
РОЗДІЛ 1ВОДА В АТМОСФЕРІ1.1Випаровування і випаровуваність
Відомо, що в природі існує кругообіг води. Це другий зазначенням після кругообігу тепла кліматоутворюючий процес, який складається з випаровуванняїї з земної і водної поверхні, конденсації водяної пари в атмосфері, випаданняопадів і стоку (поверхневого і підземного).
Водяної пари в повітрі буває до 4%. Вона майже в півтора разилегша за повітря, а тому вологе повітря має меншу густину ніж сухе. Водяна параскупчується головним чином в нижніх шарах повітря; до висоти 2 км зосередженамайже половина всієї пари. Водяна пара справді невидима і безбарвна. І тількипри переході водяної пари в рідину з'являються крапельки води, що висять, плаваютьу повітрі [12].
Випаровування — це фізичний процес переходу води з рідкогостану в газоподібний. Водяна пара постійно поступає в атмосферу внаслідок випаровуванняз поверхні ґрунту і води (підстилаючої поверхні), а також транспірації рослин.Випаровування, на відміну від транспірації, називають ще фізичнимвипаровуванням, 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 поверхніабо від вологого ґрунту та переходять в повітря у вигляді молекул водяної пари.В повітрі вони швидко поширюються догори і в боки від джерела випаровування. Цевідбувається частково внаслідок власного руху молекул. Процес поширення молекулназивають молекулярною дифузією. До молекулярної дифузії в атмосферіприєднується ще і поширення водяної пари в горизонтальному напрямку із вітром,і у вертикальному — шляхом турбулентної дифузії, тобто разом з турбулентнимивихорами, які виникають в повітрі. Одночасно із відривом молекул від водноїповерхні чи ґрунту протікає зворотний процес переходу їх із повітря у воду чигрунт. Якщо досягається стан рухомої рівноваги, коли повернення молекулдорівнює їх відриву від поверхні, то випаровування припиняється. Процес відривумолекул продовжується, але він покривається поверненням молекул. Такий процесназивається насиченням, водяна пара в цьому стані — насичуюча, а повітря — насиченим.
Швидкість та величина випаровування залежить від температури, швидкостівітру, дефіциту вологи, характеру випаровуючої поверхні, рослинного покриву таатмосферного тиску. Чим вища температура поверхні з якої відбуваєтьсявипаровування, тим швидше рухаються молекули і тим більша кількість їх попадаєв атмосферу [4].
Кожен кубічний метр повітря при відповідній температурі можемістити тільки певну кількість водяної пари. При підвищенні температури повітряця кількість збільшується завдяки розширенню повітря при нагріванні. Потенційноможливе 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 прирізних температурахТем-ра, °С 30 25 20 15 10 5 -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 міроюзалежать від температури, то їх географічний розподіл характеризується широтноюзональністю. Насуші, у помірному поясі, найбільше випаровування спостерігається в зоні мішанихлісів (500 – 600 мм), воно зменшується до 100 – 155 мм за рік у зоні тундричерез пониження повітря і до 200 – 100 мм у зоні пустель як помірного так ітропічного поясів, внаслідок відсутності вологості. Найбільше випаровування насуші 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 відтемператури і насиченості повітря вологою, тому в полярних областях вона незначна (80 – 100 мм за рік) і поступово збільшується на південь до 300 — 400 мму лісовій зоні, до 1000 мм у степах і 1500 – 2000 мм у пустелях помірногопоясу. У тропіках на західних узбережжях материків випаровуваність становить600 – 700 мм за рік, а в пустелях понад 3000 мм. Біля екватора випаровуваність відносноневелика (700 – 1000 мм), внаслідок високої вологості повітря. Вологий грунтвкритий рослинністю, можу випаровувати більше, ніж водна поверхня, оскільки дофізичного випаровування тут додається транспірація. За рік із земної поверхнівипаровується в середньому 1000 мм вологи [14].
Атмосферне повітря постійно змінює свої характеристики:температуру, щільність, вологість. Вміст водяної пари в повітрі залежить відтого, 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 утропічних та екваторіальних широтах.
За рік з поверхні земної кулі випаровується в середньому 1000 ммводи; з них з океанів 1240 мм/рік, із суші — 480 мм/рік.
Вміст водяної пари в повітрі зветься його вологістю. Коли вмістводяної пари в повітрі стає максимально можливим, повітря стає насиченим.
Для кожної температури існує стан насичення, тобто деякийграничний вологовміст, який не може бути перевищений.1.2 Кількісніхарактеристики вмісту водяної пари в повітрі
Для кількісного виразу вмісту водяної пари в повітрівикористовують різні характеристики: абсолютну вологість; пружність водяноїпари; відносну вологість; дефіцит пружності водяної пари; температуру точкироси.
Абсолютною вологістю повітря (q) називається фактичнакількість водяної пари в грамах, що міститься в 1 м3 повітря (г/м3).
Пружністю водяної пари (е) називається парціальний тиск водяноїпари, що міститься в повітрі, тобто це щільність (густина) водяної пари, тобто їїмаса в одиниці об'єму повітря (в г/м ). Пружність водяної пари вимірюється вмілібарах (мбар), мм. рт. ст., в гектопаскалях (гПа), а у Міжнародній системіодиниць SI — в ньютонах на одиницю площі (1 мбар = 100 Н/м2 ).Кількість водяної пари в повітрі залежить від його температури. Якщотемпература знижується, повітря досягає стану насичення і, за умови подальшогознижені температури, надлишок водяної пари починає конденсуватися. Розрізняють фактичну(тобто реальну на час спостереження) пружність (е) і пружність насиченняводяної пари (Е).
Пружність водяної пари, що міститься в повітрі, може підвищуватисядо 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 близько6 гПа, за температури -20 °С — близько 1 гПа, а за 30 °С — близько 42 гПа. Чимвища температура повітря, тим більше водяної пари воно може вмістити. Томувдень, якщо достатня кількість вологи є на земній поверхні, у теплому повітріпружність водяної пари більша, ніж у холодному.
Відносною вологістю (f) називається відношення фактичної пружностіводяної пари до насиченої пружності при даній температурі, виражене увідсотках. Відносна вологість характеризує ступінь насичення повітря водяноюпарою при даній температурі й визначається за формулою:
/>
Дефіцитом пружності водяної пари (d ) називається різницяміж насиченою пружністю (Е) й пружністю водяної пари (е), що міститься вповітрі при даній температурі, тобто недостатня кількість насичення при данійтемпературі, (мбар):
/>
Охолоджуючись, повітря стає насиченим, тобто досягає точки роси, уякій починається конденсація вологи
Точкою роси (Т◦) називається температура, приякій водяна пара, що міститься в повітрі, при незмінному тиску досягаєнасиченості відносно плоскої поверхні чистої води або чистого льоду. Тобто,температура, при якій водяна пара, яка міститься в повітрі насичує його. Знаючипружність водяної пари, можливо визначити точку роси за відповідними таблицяминасиченої пружності. В цьому випадку в таблицях за визначеним значеннямнасиченої пружності визначають температуру. Ця температура й буде точкою роси [7].
Добовий та річний хід абсолютної вологості повітря відповідає ходутемператури. Відносна вологість має протилежний до температури хід. Добовий хідпружності водяної пари паралельний добовому ходу температури і досягаємаксимуму після полудня. Але в сухих внутрішніх континентальних областяхпружність водяної пари збільшується від сходу сонця до 9-ї години ранку, післячого знижується до 15-ї години, отже має два мінімуми і два максимуми (о 9-йгодині і 22-й годині).
Річний хід абсолютної вологості також паралельний річному ходутемператури: найхолодніший місяць має найменшу, а найтепліший — найбільшупружність водяної пари.
Географічний розподіл абсолютної вологості в основному пропорційноспіввідноситься з розподілом температури. Біля екватора пружність водяної паринайбільша 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 2гПа. Узимку над холодними внутрішніми областями материків утворюються райони низькоїпружності. У Центральній Якутії та Антарктиді вона менша за 0,1 гПа. Уліткуобластями низької пружності є пустелі. У мусонному кліматі абсолютна вологістьнайвища влітку і найнижч взимку.
Кількість водяної пари, що може міститися в повітрі, залежитьтільки від температури. Чим вища температура повітря, тим більше в ньому можебути водяної пари. І все таки повітря в пустині сухіше. Це пояснюється тим, щопри більш високих температурах повітря, щоб досягти умов насичення, за якихпочинається конденсація, потрібно значно більше водяної пари, ніж при низькихтемпературах. Ось чому при однакових кількостях водяної пари в теплому повітрівідчуватиметься більша сухість, ніж у холодному.
Таким чином, характеристикою кількості водяної пари, що можевміститися в даному об'ємі, є так звана гранична пружність водяної пари, або,як іноді кажуть, пружність насичення, що залежить тільки від температуриповітря. Так, при 20° морозу в 1 м3 може вміститись лише 1 мг водяноїпари (незалежно від того, скільки в цьому кубометрі є повітря). Водяна пара тутбуде насичена. Якщо в цьому кубометрі водяну пару нагріти до нуля градусів, тодля насичення потрібно буде вже п'ять грамів пари. А при 20° тепла в 1 м3може вміститися вже до 17 г водяної пари. При такій температурі впущені в нашкубометр додаткові кількості водяної пари (понад 17 г) згущатимуться вкрапельки, конденсуватимуться і осідатимуть на стінах посудини або повиснуть яккрапельки туману в повітрі. Для того, щоб вмістити ще водяної пари, потрібнопідвищити її температуру. При охолодженні почнеться конденсація всього надлишкупари, утворяться крапельки води.
Відносна вологість має добовий і річний хід, протилежні добовому йрічному ходу температури, оскільки із зниженням температури вона зростає.
Добовий мінімум відносної вологості співпадає з добовим максимумом температурипісля полудня, а максимум відносної вологості — з добовим мінімумом температурипід час сходу Сонця. У горах і високих шарах атмосфери максимальна відноснавологість спостерігається вдень, а мінімальна — вранці [7].
Річний хід відносної вологості: в екваторіальних широтах вона становитьпонад 85%, а також над Північним Льодовитим океаном, на півночі Атлантичного іТихого океанів та біля Антарктиди, де абсолютна вологість незначна, але дуженизька температура повітря; у помірних широтах — 75-80% узимку над охолодженимиматериками, а влітку — 60-70%; у субтропічних і тропічних пустелях — менше 50%.Відносна вологість залежить і від абсолютної вологості, тому в мусоннихобластях Індії взимку відносна вологість знижена до 50%, а на початку літньогомусону збільшується до 80-85% (рис. 3). З висотою вологість повітрязменшується. Половина водяної пари міститься в приземному шарі повітря довисоти 1,5 км.1.3Кругообіг води в природі
Водавипаровується з поверхні океанів, рік, озер, боліт, ґрунту, а також рослин (урезультаті транспірації). Вона накопичується в атмосфері у формі невидимоїводяної пари. Інтенсивність випару і транспірації визначаються в основномутемпературою, вологістю повітря і силою вітри і тому сильно змінюються відмісця до місця й у залежності від метеорологічних умов. Велика частинаатмосферної водяної пари надходить з теплих тропічних і субтропічних морів іокеанів (рис. 1).
/>
Рис. 1. Кругообігводи (вологообіг)
Усередненадля всієї земної кулі швидкість випаровування складає біля 2,5 мм у добу. У цілому вонаурівноважена величиною середньоглобальної кількості атмосферних опадів (біля914 мм/рік). Сумарний запас водяної пари в атмосфері еквівалентний приблизно 25мм опадів, так що в середньому він обновляється кожні 10 днів. Водяна паравиноситься нагору і поширюється в атмосфері повітряними потоками різнихрозмірів – від локальних конвективних плинів до глобальних систем вітрів(західний перенос або пасати). У міру того як тепле вологе повітря піднімаєтьсянагору, воно розширюється в результаті зниження тиску у високих шарах атмосфериі охолоджується. Унаслідок цього відносна вологість повітря підвищується доти,поки повітря не досягне стану насичення водяною парою. Подальший його підйом іохолодження приводять до конденсації надлишкової вологи на дрібних зважених уповітрі частках і до утворення хмар, що складаються з крапельок води. Усерединіхмар ці крапельки діаметром усього лише біля 0,1 мм падають дуже повільно, алене усі вони однакового розміру. Більш великі краплі падають швидше, обганяючизустрічні на їхньому шляху більш дрібні, зіштовхуються і зливаються з ними. Утакий спосіб більш великі краплі ростуть за рахунок приєднання дрібних. Якщокрапля в хмарі проходить відстань біля 1 км, вона може стати досить важкою івипасти з нього дощовою краплею. Дощ може утворюватися й інакше. Краплі уверхній, холодній частині хмари можуть залишатися рідкими навіть притемпературі набагато нижче 0° С – звичайної точки замерзання води. Такі крапліводи, що звуться переохолодженими, здатні змерзнути, тільки якщо в нихвпроваджуються особливі частки, що є ядрами льодоутворення. Замерзлі краплірозростаються в крижані кристали, а кілька крижаних кристалів можутьоб'єднатися й утворити сніжинку. Сніжинки проходять крізь хмару й у холоднупогоду досягають землі у виді снігу. Однак у теплу погоду вони тануть ідосягають поверхні у формі дощових крапель. Кількість атмосферних опадів, щодосягають поверхні землі в даному місці у вигляді дощу, граду або снігу,оцінюється товщиною шару води (у міліметрах). Він вимірюється спеціальнимиприладами – осадомерами, що звичайно розташовуються на відстані в кількакілометрів один від іншого і фіксують кількість опадів за визначений проміжокчасу, звичайно за 24 год [2].
Простийосадомер 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, такщо шар води товщиною 25 мм у вимірювальному циліндрі відповідає 2,5 мм опадів,що випали. Більш складні вимірювальні прилади безупинно реєструють кількістьопадів, що випадають, на стрічці, укріпленої на барабані з годинниковиммеханізмом. Один з таких приладів оснащений маленькою судиною, що автоматичноперекидається і звільняється від води, а також замикає електричний контакт,коли кількість води в осадомірі відповідає шарові опадів у 0,25 мм. Доситьнадійну оцінку інтенсивності дощу на значній території дає застосуваннярадіолокаційного методу. Середня річна кількість опадів на всій поверхні Землі– біля 910 мм. У тропічних регіонах середньорічна кількість опадів не менш 2500мм, у помірних широтах – біля 900 мм, а в приполярних районах – біля 300 мм.Головними причинами розходжень у розподілі опадів є географічне положенняданого регіону, його висота над рівнем моря, відстань від океану і напрямокпереважних вітрів. На гірських схилах, звернених убік, дують з океану вітри,кількість опадів звичайно велика, а в районах, захищених від моря високимигорами, випадає дуже мало опадів. Максимальна річна кількість опадів (26.461мм) було зареєстровано в містечку Черапунджі (Індія) у 1860–1861, а найбільшадобова кількість опадів (1618,15 мм) – у Багіо на Філіппінах 14–15 липня 1911.Мінімальна кількість опадів зареєстрована в Аріке (Чилі), де середньорічнавеличина за 43-літній період склала всього 0,5 мм, а в Ікіке (Чилі) за 14 роківне випало жодного дощу.
Водяна пара –це вода в газоподібному стані. Якщо повітря не здатне утримувати більшікількість водяної пари, воно переходить у стан насичення, і тоді вода звідкритої поверхні перестає випаровуватися. Вміст водяної пари в насиченомуповітрі знаходиться в тісній залежності від температури і при її підвищенні на10° С може збільшитися не більш, ніж удвічі. Відносна вологість – це відношенняфактично утримуваної в повітрі водяної пари до кількості водяної пари, щовідповідає станові насичення. Відносна вологість повітря поблизу земноїповерхні часто велика ранком, коли прохолодно. З підвищенням температуривідносна вологість звичайно зменшується, навіть якщо кількість водяної пари вповітрі мало змінюється. Припустимо, що ранком при температурі 10° С відноснавологість 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%.
Кількістьводяної пари, що може міститися в повітрі, залежить тільки від температури. Чимвища температура повітря, тим більше в ньому може бути водяної пари. І все такиповітря в пустині сухіше. Це пояснюється тим, що при більш високих температурахповітря, щоб досягти умов насичення, за яких починається конденсація, потрібнозначно більше водяної пари, ніж при низьких температурах. Ось чому приоднакових кількостях водяної пари в теплому повітрі відчуватиметься більша сухість,ніж у холодному.
РОЗДІЛ 2КОНДЕНСАЦІЯ І СУБЛІМАЦІЯ ВОДЯНОЇ ПАРИ В АТМОСФЕРІ2.1Процеси конденсації та сублімації
Конденсація — це перехід води із газоподібного стану в рідкий. Прицьому утворюються найдрібніші краплі води діаметром декілька мікрометрів.Конденсація починається тоді, коли повітря досягає стану насичення, а цечастіше відбувається при зниженні температури до точки роси. Виникаютьпочаткові комплекси молекул води, які далі ростуть до розмірів хмарних крапель.Якщо точка роси значно нижче 0°С, то утворюються льодяні кристали. Перехідводяної пари в твердий стан (минуючи рідкий) називається сублімацією.Охолодження повітря в атмосфері відбувається частіше адіабатично, внаслідокйого розширення без теплообміну. Це відбувається при підйомі повітря.Охолодження повітря відбувається під час вертикальної конвекції, тобто якщовоно піднімається та розширюється; якщо піднімається на атмосферних фронтах, девзаємодіють теплі й холодні повітряні маси; якщо піднімається вгору по схилахгір; якщо охолоджується поверхня суші та льоду; під час адвекції (переносу)повітря на охолоджену місцевість [22].
Виділення захованої теплоти при конденсації водяної пари ватмосфері приводить до того, що коли утворюється хмара, то виділяється деякакількість тепла, яка йде на нагрівання повітря або, після складних перетвореньенергії, витрачається на розвиток руху в атмосфері. Так, наприклад,підраховано, що при випаданні шару дощу завтовшки 20—30 мм може виділитись стількитепла, скільки потрібно, щоб нагріти всю товщу повітря, в якій створюютьсяопади, на 5—6 градусів.
Перетворення води або водяної пари в атмосфері, перехід водиз одного стану в інший супроводиться складними енергетичними процесами, щозакінчуються або виділенням тепла, або витрачанням його і, отже, охолодженнямповітря. Це дає право назвати водяну пару головним «рознощиком» енергії ватмосфері.
Пара і крапельки води (і хмари) відіграють ще й іншу роль ватмосфері. Водяна пара вбирає променисту енергію, що йде від поверхні Землі всвітовий простір, і надійно вкриває Землю, не даючи їй охолоджуватись.
Умови конденсації:
а) зниження температури повітря;
б) наявність ядер конденсації (частинок, на яких можливе осіданняводяної пари.
При конденсації кожного грама води виділяється 600 кал тепла, присублімації 1 г льоду — 677 кал.
Утворення крапель при конденсації і сублімації відбувається надеяких центрах, які називаються ядрами конденсації. Це частинки гігроскопічнихсолей, краплі кислот, тверді частинки (аерозолі), які є продуктами згорання абоорганічного розпаду, на яких осідає водяна пара у вигляді краплинок, утворюючихмари 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 конденсаціїв 1 см3 повітря біля земної поверхні може налічувати тисячі ідесятки тисяч, а в містах — мільйони.
Рівень конденсації — висота, на якій повітря охолоджується до точкироси. У тундрі цей рівень розміщений на висоті кількох сотень метрів, а впустелях — кількох кілометрів.2.2Утворення туманів, їх класифікація
Накопичуючись у приземному шарі атмосфери, продуктиконденсації та сублімації можуть утворювати туман (дрібних краплин води абокристалів льоду). При утворенні туману теплота віддається приземному шару повітря.Видимість в тумані може досягати 1 км. Якщо видимість перевищує 1 км, туманназивають серпанком. Скупчення твердих частинок (диму й пилу) в сухому повітріназивають імлою. Тумани виникають з різних причин. Але майже завжди, вивчаючи ціпричини, ми виявляємо, що утворення туману відбувається або в результатізволоження повітря, або в результаті зниження температури чи засміченнявологого повітря гігроскопічними речовинами. Розглянемо деякі випадки утвореннятуманів. Нерідко у вогких місцях, у долинах, на дні яких часто течуть невеличкірічки або є болота, вночі збирається холодне повітря, що стікає а горбів; ухолодному, густому повітрі випари боліт, річечок тощо охолоджуються і утворюютьтумани. Тут тумани виникають, як правило, в ясні, холодні ночі прислабкихвітрах. Перед ранком туман витягується тонким, низьким шаром, в кілька метрівзаввишки.
На морозі пара швидко конденсується, утворюючи туман. Інодіпри сильних морозах міста в Сибіру вкриті суцільним туманом. Спостерігачеві зповітря 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, щовиникає через замерзання видихуваної пари. В сильний мороз пара раптомперетворюється в кристалики, які труться один об одного, тоді можна навітьпочути характерний шелест.
Перетворення водяної пари в туман може відбуватись як врезультаті сильного охолодження повітря на місці, так і в результаті рухувеликих повітряних мас. Якщо потоки холодного повітря проносяться над теплоюводою або над теплою вологою поверхнею ґрунту, то в такому холодному повітріможе виникнути туман. Ось чому, коли після відлиги настають морози, виникаєморозний серпанок, або туман. Узимку при теплих вологих вітрах з півдня наддуже охолодженими ділянками земної поверхні так само можуть виникнути низькірухливі, «бродячі», тумани, що поширюються в сторону переміщення повітрянихпотоків біля земної поверхні.
Над водними поверхнями тумани виникають частіше, ніж надділянками суші. Так, пізньої осені вода в ріках звичайно буває тепліша заповітря. 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 надополонками, розводдями серед криги в холодних морях. В той час як береги вкритіснігом, у відкритому морі плавають величезні крижані поля й окремі крижини. Міжними темніють розводдя, відкриті водні поверхні. Тут вода звичайно маєтемпературу 1—2° нижче нуля і не замерзає через свою солоність і рухомість. Аповітря над такими розводдями може бути набагато холодніше. Волога, щовипарувалася 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 абовночі за тихої безхмарної погоди над річками, озерами, низовинами; виникаютьвнаслідок охолодження нижнього шару повітря від охолодженої за рахунокрадіаційного випромінювання поверхні;
б) адвективні тумани —- виникають при переміщенні теплого повітрянад 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 різноютемпературою і вологістю. Серед них розрізняють гарруа — тумани, характерні дляберегових пустель у тропіках, де біля берегів проходять холодні течії. Туманизмішування 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 підняттята адіабатичного охолодження повітря;
е) міські тумани — пов'язані з величезною кількістю ядерконденсації у повітрі великих міст. Коли туман перемішується з димом,вихлопними газами автотранспорту, продуктами горіння, видимість падає майже донуля, повітря стає задушливим, — це смог (від англійських слів «смоук» — дим і«фоґ» — туман).
За температури -5...-10 °С тумани можуть складатися з краплинокводи і з кристаликів льоду (мішані тумани). Найчастіше тумани спостерігаються вАрктиці та над морями біля берегів Антарктиди. У помірних широтах виділяютьрайон о. Ньюфаундленд, поблизу якого протікає тепла течія Гольфстрім іЛабрадорська холодна течія; прибережні пустелі Південної Америки і ПівденноїАфрики, де тепле повітря з пустель проходить над холодними океанічними течіями.Тумани виникають часто в Середній Європі, на берегах Каліфорнії, Атлантичномуузбережжі Південної Америки, Мадагаскарі. Мало туманів у внутрішніх частинахматериків, особливо в пустелях (карта) [14].
Піднімаючись, повітря адіабатично охолоджується і надеякій висоті (рівень конденсації) стає насиченим, тобто в результатіконденсації водяної пари в атмосфері виникають скупчення продуктів конденсації(краплин і кристалів), які називають хмарами, тобто хмари — це сукупністьзавислих у повітрі продуктів конденсації та сублімації водяної пари.
РОЗДІЛ 3ВИНИНЕННЯ ХМАР, КЛАСИФІКАЦІЯ ТА ОСОБЛИВОСТІ3.1Виникнення хмар
Хмаривиникають при конденсації водяної пари в атмосфері, коли утворюються абокрапельки води, або кристали льоду. Формування хмар відбувається, коли припідйомі й охолодженні водяна пара переходить через точку насичення. При підйоміповітря попадає в шари усе більш низького тиску. Ненасичене повітря з підйомомна кожен кілометр охолоджується приблизно на 10°С. Якщо повітря з відносноювологістю біля 50% підніметься більш ніж на 1 км, почнеться утворення хмари.Конденсація спочатку відбувається в основі хмари, що росте нагору доти, покиповітря не перестане підніматися і, отже, охолоджуватися. Улітку цей процеслегко побачити на прикладі пишних купчастих хмар із плоскою основою, щоздіймається й опускається разом з переміщенням повітря вершиною. Хмариформуються також у фронтальних зонах, коли тепле повітря сковзає нагору,насуваючи на холодне, і при цьому охолоджується до стану насичення. Хмарністьвиникає й в областях низького тиску з висхідними потоками повітря.
Звичайно в хмарах повітря дуже вогке, бо водяна пара в нихнасичена. Саме тому в хмарах є умови для конденсації пари, тобто для утвореннякрапельок води. Якщо краплі збільшуються в розмірах, то вони стають важчими іпадають. Коли крізь хмару, що складається з крапель води, падають сніжинки абольодяні кристалики (з вище розміщених частин хмари), краплі випаровуються, акристалики за їх рахунок збільшуються [11].
Вирісши й обважнівши, кристалики у вигляді сніжинок можутьпри своєму падінні досягти землі.
Буває так, що в атмосфері є достатня кількість пари,вологість повітря велика, температура низька — і все-таки конденсація невідбувається, краплі не виникають. Іноді буває, що хмара складається зпереохолоджених крапель води, а кристалики не утворюються. Відомі такожвипадки, коли в хмарах переохолоджені краплі дощу мали температуру 40° нижченуля, а кристалики з цих крапель не утворювались, вода не замерзала.
Електричні розряди в атмосфері та ультрафіолетове промінняСонця можуть так само утворювати ядра конденсації своїм діянням на атмосферу.Велика кількість ядер надходить у повітря разом з випарами з поверхні океаніві морів. Наявність деяких видів ядер конденсації в повітрі може привести доутворення туману навіть тоді, коли повітря не досягло повної вологості, тобтоколи водяні пари в повітрі не насичені. Саме так буває над великимипромисловими центрами, над якими часто, особливо вранці, коли температура повітряще низька, утворюються тумани або темні, низькі, задимлені хмари. Основніхмарні системи виникають там, де є умови для підняття повітря та йогоохолодження.
Відомо, що густина повітря з висотою зменшується. Томуповітря, яке підіймається, потрапляє в шари меншої густини й розширюється. Наце розширення витрачаються внутрішні запаси енергії, отже, знижуєтьсятемпература 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 захищаютьземну поверхню в розпал літнього дня від палючого сонячного проміння йутворюють прохолоду. Без хмар не буває дощу й снігу, і опади істотно змінюютьхарактер 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 8000відер води на гектар.
3.2Класифікація та характеристика хмар
Основасучасної міжнародної класифікації хмар була закладена в 1803 англійськимметеорологом-аматором Цибулею Говардом. У ній для опису зовнішнього виглядухмар використані латинські терміни:
alto –високо, cirrus – пір'ястий, cumulus – купчастий, nimbus – дощовий і stratus –шаруватий. Різні сполучення цих термінів застосовуються для найменування десятиголовних 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 ішаруваті.
За своєю будовою хмари поділяються на три класи: водяні,кристалічні (льодяні), змішані. Водяні хмари (краплинні) можуть існувати нетільки за додатних температур, а й за від'ємних у переохолодженому стані. Завід'ємних температур утворюються мішані хмари, які складаються зпереохолоджених крапель і кристаликів льоду. За досить низьких температур(-30… -50 SC) хмари складаються тільки з кристаликів льоду, їх називаютькристалічними або льодяними.
За походженням розрізняють хмари конвективні, хвилясті тафронтальні. Конвективні хмари утворюються в нестійких повітряних масах іпов'язані з інтенсивною конвекцією й адіабатичним охолодженням висхідногоповітря. Це купчасті або купчасто-дощові хмари. У їх верхній частиніз'являються льодяні кристали, а основна маса складається із крапель води. Вонимають велику вертикальну потужність і вершинами сягають висоти 15-20 км втропічних і екваторіальних широтах.
Хвилясті хмари (шаруваті, шарувато-купчасті, висококупчасті) виникаютьвнаслідок слабкого турбулентного переносу водяної пари в стійких повітрянихмасах вгору, від земної поверхні, де на певній висоті міститься шар інверсіїтемператури. Водяна пара нагромаджується під цим шаром, оскільки зверхупочинається підвищення температури і конвекція припиняється [25].
Фронтальні хмари утворюються на атмосферних фронтах, тобто смугах, якірозділяють різні повітряні маси. Коли тепле повітря рухається і витісняєхолодне — це теплий фронт, а коли холодне повітря рухається, а тепле відступає—це холодний фронт. Фронт завжди нахилений відносно земної поверхні, через те щохолодне повітря підтікає під тепле у вигляді клину. Внаслідок ковзання по лініїфронту 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 ємуповітря 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 кількохсотих. До кількох тисячних грама.
Форма хмар в тропосфері дуже різноманітна, але їх можна звести доосновних типів в залежності від форми і висоти. В кінці XIX ст. була прийнятаміжнародна класифікація хмар, яка в сучасному варіанті виділяє 4 родиниі 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
4. Високо-купчасті — смуги або шари з просвітами білого або сірогокольору.
5. Високо-шаруваті — суцільний рівний або волоконний покрив сірогочи синюватого кольору.
Хмари нижнього ярусу (Н
6. Шаруваті — однорядний шар сірого кольору (схожий на туман).
7. Шарувато-купчасті — великі, низько розміщені хвилі або глибисіруватого кольору.
8. Шарувато-дощові —безформний суцільний сірий покрив.
Хмари вертикального розвитку (1 км
9. Купчасті — щільні, окремо розміщені, розбиті за вертикаллю, з білимикуполоподібними 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 опадівне спричиняють. Це щільні високі хмари з білими купчастими та куполоподібнимивершинами і плоскою основою сірого або синього кольору. Розрізняють плоскі,середні, потужні різновиди (залежно від їх товщини). Купчасто-дощові, абогрозові, хмари знизу складаються із крапель, а зверху — із кристаликів. Вонибілі, щільні, з темною основою, мають форму гір чи великого ковадла. З нихвипадають зливові дощі та град, що супроводжуються грозою.
Перисті, перисто-купчасті й перисто-шаруваті хмари складаються ізкристаликів льоду, не спричиняють опадів, вони тонкі, білого кольору. Перистіхмари мають волокнисту будову, білі, прозорі. Серед них розрізняють ниткоподібніта щільні. Перисто-купчасті хмари утворюють тонкі шари, пасма, дрібні хвилі.Розрізняють два їх види: хвилясті та купчастоподібні. Перисто-шаруваті хмарисхожі 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 дрібненькихпереохолоджених крапель, нагадують хвилі, купи, пластівці з просвітамиблакитного неба, опадів не дають. Розрізняють хвилясті й куп. Купчасті такупчасто-дощові хмари займають нижній та середній яруси, а вершини їх розміщеніу верхньому ярусі. Це хмари вертикального розвитку, конвективні за походженням.Купчасті хмари складаються із крапель, але опадів не спричиняють. Це щільнівисокі хмари з білими купчастими та куполоподібними вершинами і плоскою основоюсірого або синього кольору. Розрізняють плоскі, середні, потужні різновиди(залежно від їх товщини). Купчасто-дощові, або грозові, хмари знизу складаютьсяіз крапель, а зверху — із кристаликів. Вони білі, щільні, з темною основою,мають форму гір чи великого ковадла. З них випадають зливові дощі та град, щосупроводжуються грозою [2].
Перисті, перисто-купчасті й перисто-шаруваті хмари складаються ізкристаликів льоду, не спричиняють опадів, вони тонкі, білого кольору. Перистіхмари мають волокнисту будову, білі, прозорі. Серед них розрізняють ниткоподібніта щільні. Перисто-купчасті хмари утворюють тонкі шари, пасма, дрібні хвилі.Розрізняють два їх види: хвилясті та купчастоподібні. Перисто-шаруваті хмарисхожі 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 дрібненькихпереохолоджених крапель, нагадують хвилі, купи, пластівці з просвітами блакитногонеба, опадів не дають. Розрізняють хвилясті й купчастоподібні види.
Високошаруваті хмари складаються із суміші сніжинок та дрібнихкраплин, мають вигляд сірої або синюватої однорідної плівки, через яку Сонце іМісяць 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 сірівеликі пасма, хвилі, купи, пластини. Від висококупчастих відрізняються меншоювисотою розміщення над землею, великими розмірами куп і більшою щільністю.Інколи з них випадає нетривалий дрібний дощ.
Шаруваті хмари — цеоднорідний сірий шар повітря, схожий на туман, іноді розірваний знизу. Шаруватіхмари закривають все небо, розрізняють туманоподібні, хвилясті,розірвано-шаруваті їх види. З них може падати негустий сніг або дрібнесенькийдощ (мряка).
Шарувато-дощові хмари складаються з великих крапель внизу і дрібнихвгорі. Саме такі хмари вкривають небо в похмурні осінні дні. Часто з нихмрячить дрібний і неприємний дощик. В таких випадках можна побачити розірвані,темні, брудні пластівці, що мчать під більш густим шаром суцільних шаруватиххмар. Ці пластівці називаються розірвано-дощовими хмарами. Вони виникаютьзавдяки дощу і являють собою клоччя, шмаття туману. Схожі на темно-сірийсуцільний шар, ніби освітлений зсередини, коли немає дощу. Спричиняють обложнідощі або сніг, іноді з перервами.
Хмарність – ступінь покриття неба хмарами. Визначається вонавізуально в десятих частках неба (чи в інших одиницях, наприклад, у відсотках):0 – чисте небо, 1 – одна десята частина неба покрита хмарами, 10 – суцільнахмарність. Окремо оцінюють загальну хмарність і хмарність нижнього ярусу Навсіх широтах над океанами хмарність більша, ніж над сушею. У річному погодномуциклі всюди, крім Європи і субтропічного поясу, максимум хмарності припадає наліто, а мінімум — на зиму або інші пори року. У субтропіках і Європімаксимальна хмарність взимку, а мінімальна — влітку або навесні. Значною хмарністю характеризуютьсяекваторіальні широти (5-6 балів), а незначною — тропіки (3—4 бали) з поступовимзбільшенням середньорічної хмарності від субтропіків (4—5,7 балів) досубполярних широт (6-7,6 балів) і зниженням до 6,3-6,4 бала в полярних областях[15].
Хмаринижнього ярусу (шаруваті, шарувато-купчасті і шарувато-дощові) складаютьсямайже винятково з води, їхні основи розташовуються приблизно до висоти 2000 м.Хмари, що стеляться по земній поверхні, називаються туманом.
Основи хмарсереднього ярусу (високо-купчастих і високо-шаруватих) знаходяться на висотахвід 2000 до 7000 м. Ці хмари мають температуру від 0° С до –25° С и частоявляють собою суміш крапель води і крижаних кристалів.
Хмариверхнього ярусу (пір'ясті, пір'ясто-купчасті і пір'ясто-шаруваті) звичайномають нечіткі обриси, тому що складаються з крижаних кристалів. Їхні основирозташовуються на висотах більш 7000 м, а температура нижче –25°С.
Купчасті ікупчасто-дощові хмари відносяться до хмар вертикального розвитку і можутьвиходити за межі одного ярусу. Особливо це відноситься до купчасто-дощовиххмар, основи яких знаходяться усього в декількох сотнях метрів від земноїповерхні, а вершини можуть досягати висот 15–18 км. У нижній частині вонискладаються з крапельок води, а у верхньої – із кристалів льоду.3.3Випадання опадів як наслідок протікання конденсаційних та сублімайних процесівв атмосфері
Атмосферні опади — це вода у рідкому (дощ, мряка) аботвердому (сніг, град, снігова та льодяна крупа) стані, що випадає з хмар наповерхню Землі.Опади характеризують за товщиною шару (у мм), сезонним розподілом, тривалістювипадання, інтенсивністю, ймовірністю
Залежно від умов конденсації водяної пари розрізняють орографічні,конвективні та фронтальні опади. Орографічні опади утворюються при підняттіповітря навітряними гірськими схилами. Конвективні опади утворюються в потужнихвисхідних потоках повітря, вони мають локальне поширення, носять зливовийхарактер, починаються і закінчуються раптово. Фронтальні опади утворюються вциклонах на межі теплого і холодного повітря, при цьому дощ або сніг падаєтривалий час більш-менш рівномірно.
Дощ складається із крапель діаметром понад 0,5 мм, а мряка — ізкраплинок 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, колисніжинки злипаються в пластівці, а температура досягає 0 °С.
Крупинки снігу й льоду випадають із шарувато-дощових абокупчасто-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 діаметром1-3 мм (льодяний дощ) [21].
Обложні опади пов'язані з атмосферними фронтами і хмарамивисхідного ковзання (шарувато-дощовими і високошаруватими). Це тривалі опадисередньої інтенсивності, вони випадають на великій площі порівняно рівномірно іпереважають у помірному поясі.
Зливові опади короткочасні, але інтенсивні, випадають на порівняно меншійплощі з купчасто-дощових хмар конвективного походження. Зливи — це основний видопадів у тропічних та екваторіальних широтах.
Мряка — це опади малої інтенсивності, з дуже дрібненьких краплин абодрібнесеньких 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 йоптичні явища, більшість яких ще недостатньо вивчена. Під час грози зливасупроводжується електричними розрядами (блискавками), громом і шквалами вітру.З атмосферною електрикою пов'язують появу кулястої блискавки діаметром кількадесятків сантиметрів, яка рухається в повітрі й може вибухати або спокійнозникати.
Вогнями Святого Ельма називають явище стікання розрядів із загостренихпредметів в атмосферу. У перисто-шаруватих, перисто-купчастих, високо-купчастихі високо-шаруватих хмарах навколо Місяця й Сонця можуть виникати кольорові,жовті або білі круги чи стовпи.
Веселка з'являється на фоні купчасто-дощових хмар, з яких йде дощ, якщовони освітлені сонцем.
Конденсація і сублімація можливі й на земній поверхні, внаслідокчого утворюються гідрометеори: роса, іній, твердий і рідкий наліт, паморозь (наземніопади).
Роса та іній виникають в ясну й тиху погоду вночі внаслідок зниженнятемператури до точки роси і вихолодження поверхні (випромінювання теплоти).
Рідкий наліт утворюється, якщо температура охолодженої поверхні додатна, атвердий наліт, якщо від'ємна. Наліт формується на навітряному боці холоднихпредметів за умови адвекції теплого повітря.
Паморозь — це пухкі білі кристали, які осідають на деревах, дротах тощо вморозну, тиху погоду, коли в повітрі утворюються кристалики льоду, котрі,доторкаючись предметів, примерзають до їх поверхні [18].
Ожеледь — це наліт льоду на земній поверхні та предметах, який утворюєтьсяпід час випадання мряки, дощу або осідання густого туману. Необхідною умовоюутворення ожеледі є випадання переохолоджених крапель за від'ємної температури(від 0 до -15 °С). Товстий шар ожеледі може ламати гілля і обривати дроти лінійелектромережі. Небезпечним є намерзання льоду на літаках, яке відбувається вшарувато-дощових хмарах, складених із крапель, охолоджених до —10 °С. Це явищеназивають обледенінням літаків.
З повітря на поверхню осідають гідрометеори — роса, іній, рідкий наліт,твердий наліт, паморозь, ожеледь.
Роса – найдрібніші краплинки води, які часто зливаються. Воназ’являється вночі на поверхні, яка охолола в результаті випромінювання тепла.
Іній – твердий білий осад, який утворюється за таких умов, як іроса, але при температурі нижче 0◦С.
Рідкий і твердий наліт — тонка водяна чи льодяна плівка навертикальних поверхнях стін, стовпів і т. д., яка виникає при зміні холодноїпогоди теплою в результаті стикання вологого і теплого повітря з охолодженоюповерхнею.
Паморозь – льодяні кристали (кристалічна паморозь) чи пухкий лід(зерниста паморозь), яка наростає з навітряної сторони предметів (На гілкахдерев, проводах тощо).
Ожеледь – суцільний шар щільного льоду на земній поверхні і нарізних предметах.
При стійких від'ємних температурах повітря сніг, що випав на земнуповерхню, може утворювати сніговий покрив. Сніговий покривхарактеризують висотою, густиною (відношення маси снігу до його об'єму) тазапасом води в снігу, що утворюється при таненні снігу (шар води в мм): Значенняснігового покриву зумовлене його властивостями. Сніговий покрив впливає наклімат, оскільки у снігу дуже велике альбедо (80-90%). Але теплопровідністьснігу мізерна, тому під ним достатньо висока температура, яка захищає рослинивід вимерзання. Від товщини снігового покриву залежить глибина промерзанняґрунту. Танення снігового покриву забезпечує живлення річок, весняну повінь, атакож поповнює запас ґрунтових вод
Дощ — вода, якаутворюється при конденсації водяної пари, що випадає з хмар і досягає земноїповерхні у виді крапель рідини. Діаметр дощових крапель коливається від 0,5 до 6мм. Краплі дрібніше 0,5 мм називаються мрякою. Краплі крупніше 6 мм сильнодеформуються і розбиваються при падінні на землю. Дощ звичайно йде з «теплих»хмар, тобто з хмар з температурою вище крапки замерзання. Тут дрібні крапельки,що несуть заряди протилежного знаку, притягаються і зливаються в більш великікраплі. Вони можуть збільшитися настільки, що стануть занадто важкими,перестануть утримуватися в хмарі висхідними потоками повітря і проллються дощем[6].
У залежностівід обсягу опадів, що випадають за визначений проміжок часу, по інтенсивностірозрізняють слабкі, помірні і сильні (зливові) дощі. Інтенсивність слабкогодощу міняється від мізерно низкою до 2,5 мм/год, помірного дощу – від 2,8 до 8мм/год і при сильному дощі – більш 8 мм/год, або більш 0,8 мм за 6 хв.
Обложнізатяжні дощі при суцільній хмарності на значній території звичайно слабкі іскладаються з дрібних крапель. Дощі, що випадають на невеликих ділянкахспорадично, звичайно більш інтенсивні і складаються з більш великих крапель. Заодну сильну грозову зливу тривалістю всього 20–30 хв може випасти до 25 ммопадів.
Випаданняграду. Із зливових, грозових хмар на землю може випадати не тільки дощ, ай град. Звичайно град випадає в червні—липні, коли частіше утворюються грозовіхмари. Це свіже повітря біля землі мало близько + 16°, тобто було майже на 10°холодніше. Вузька зона поділу, що відокремлювала холодний потік повітря відтеплого (атмосферний фронт) зміщувалася на схід, і холодне повітря, яке напередньому краї мало форму клина, витісняло вгору тепле повітря. Виниклипотужні висхідні потоки повітря і потужні грозові хмари. Грози й зливи надвечірохопили майже всю Середньоруську височину.
Ядроградинки утворюється в хмарі, що складається з переохолоджених крапель води існіжинок, кристаликів льоду. Градинка виникає в результаті зіткненняпереохолодженої краплі з кристаликом та її раптового замерзання. Дальшезростання ядра відбувається внаслідок намерзання водяної пари на кристалику. Врозрізі градинки Нагадують цибулину, мають кілька шарів. Створюється-враження, начеградинку кілька разів опускали й виймали на морозі з льодяної води. Цепідтвердило припущення, що градинка може рости і з дрібної краплі переохолодженоїводи. Крапля (або кристалик), досягши рівня низьких температур, Замерзає, нанеї намерзає шар льоду. Обважнівши, градинка падає вниз, де плавають в хмарікрапельки води. Тут градинка обростає плівкою води, яка замерзає іноді у виглядіскловидної маси. І якщо градинку підхоплює сильний висхідний потік повітря, воназнову піднімається до шару низьких температур повітря, вкривається корочкою льодуза рахунок пари, що є в хмарі, і, знову обважнівши, починає падати вниз. Такградинка може мандрувати в хмарі, багато разів піднімаючись і опускаючись, покине обважніє настільки, що випаде з хмари на землю (рис. 2).
/>
Рис. 2. Схема утворення граду в купчасто-дощових хмарах3.4Розподіл опадів на земній поверхні
Опади характеризують за їх середнім багаторічним значенням зарік і за місяцями, середньою кількістю днів з опадами (за місяцями і за рік),тривалістю випадання опадів у годинах, інтенсивністю опадів у міліметрах (задобу, за хвилину або за годину).
Добовий хід опадів буває континентальний та береговий. Уконтинентальному типі основний максимум фіксують після полудня, а додатковиймаксимум — уранці, особливо в тропічних широтах. Береговий тип характеризуєтьсяодним максимумом опадів (уночі й зранку) і одним мінімумом після полудня. Удеяких районах добовий хід опадів узимку береговий, а влітку — континентальний[16].
Річний хід опадів залежить від загальної циркуляції атмосфери і місцевих фізико-географічнихумов. Основні типи річного ходу опадів наступні.
Екваторіальний тип. Характерні два максимуми (дощові сезони), якічергуються з порівняно сухими сезонами. Середини дощових сезонів співпадають зрівноденнями, коли сонце проходить над екватором і разом з ним рухається зонанайбільш інтенсивної конвекції. Наприклад, на метеорологічній станції Лібревіль(0°37' пн. ш., 9°31' сх. д.) сума опадів за січень становить 200 мм, лютий —220 мм, березень — 340 мм, червень — 5 мм, липень — 3 мм, вересень — 250 мм,листопад — 380 мм, за рік — 2410 мм.
Тип тропічних і субекваторіальних мусонів (Індія, Південно-СхіднийКитай, Гвінейська затока, північ Австралії). У річному ході опадів чітковиділяється літній максимум і зимовий мінімум. Цей контраст може підсилитиорографія (характер земної поверхні). Наприклад, на станції Черрапунджі в Індії(25°16' пн. ш., 91°47' сх. д.) за грудень реєструють в середньому лише 10 ммопадів, за липень — 2730 мм, а за рік — 11633 мм. Тут зафіксований абсолютниймаксимум опадів за рік для всієї Землі — 23000 мм.
Тропічний тип. Максимум опадів припадає на час літнього сонцестояння вдощовий сезон, який біля тропіків триває 4 місяці, а мінімум — на сухий сезонза найнижчого стояння сонця. Наприклад, на станції Аліс-Спрінгс (23°36' пд. ш.,133°37' сх. д.) за грудень реєструють в середньому 37 мм опадів, січень — 43мм, червень — 15 мм, за рік — 273 мм.
Середземноморський тип (західна частина материків і островів усубтропічних широтах, Каліфорнія, південь Африки і Австралії, південний берегКриму та середземноморські країни). Максимум опадів припадає на зиму або осінь.Сухий сезон улітку пов'язаний із впливом субтропічних антициклонів. Взимку вонизміщуються до тропіків, а в субтропіках панує циркуляція повітряних маспомірного поясу. Наприклад, на станції Гібралтар (36°07' пн. ш., 5°24' зх. д.)за липень випадає 1 мм, за листопад — 160 мм, за рік — 910 мм опадів; в Ялті(44°30' пн. ш., 34°14' сх. д.) за січень випадає 80 мм, за серпень — 30 мм, за рік — 600 ммопадів.
Морський тип помірних широт. Характерний для західних частин материківпомірного поясу, куди циклони частіше приходять взимку. Опади розподіляютьсярівномірно протягом року з невеликим переважанням узимку. У берегових районахЗахідної Європи максимум опадів припадає на осінь і зиму, а мінімум — напочаток літа й весну. Наприклад, на станції Валенсія (39«48' пн. ш.,10°12' зх. д.) за травень випадає 80 мм, за грудень — 160 мм, а за рік — 1430мм опадів.
Материковий континентальний тип помірних широт (Азія, Східна Європа таПівнічна Америка). Максимум опадів припадає на літо, а мінімум — на зиму, бовзимку переважає антициклонна суха погода. Так, у Чикаго (41°55' пн. ш., 97°36'зх. д.) в січні й лютому випадає по 50 мм, за липень — 90 мм, а за рік— 840 ммопадів. У Тобольську (58°12' пн. ш., 68°13' сх. д.) за січень випадає 20 мм,лютий —15 мм, а за липень — 80 мм, за рік — 440 мм. Мусонний тип помірних широт(Схід Євразії). Вирізняється більш різким річним коливанням ходу опадів змаксимумом влітку і мінімумом узимку. У Владивостоці (43°06' пн. ш., 131°54'сх. д.) за січень випадає 10 мм опадів, за серпень — 139 мм, за вересень — 110мм, а за рік — 742 мм.
Пустельний тип помірних і субтропічних широт (Середня Азія). Літосухе, а найбільша кількість опадів припадає на весну, коли тут проходитьпомірний фронт. Наприклад, у Ташкенті (41°18' пн. ш., 68°17' сх. д.) за серпеньвипадає 1 мм, за березень — 60 мм, за рік — 350 мм опадів.
Полярний тип. Опади характерні для всіх місяців, але максимум припадає наліто, коли збільшується випаровування і вологість повітря через підвищеннятемператури. На мисі Челюскін (77°43' пн. ш., 104°18' сх. д.) за груденьвипадає 3 мм, за липень — 29 мм, а за рік — 116 мм опадів. Але на узбережжяхморів, у зв'язку з більш інтенсивною циклонічною діяльністю, максимум опадівможе припадати на зиму. Так, на станції Мирний (66°30' пд. ш., 93°00' сх. д.)за січень випадає 4 мм опадів, за липень — 106 мм, за рік — 626 мм.
Щороку суми опадів коливаються навколо середнього багаторічногозначення, яке метеорологи вважають за норму. Середнє відхилення річних абомісячних сум опадів від норми (у відсотках) називають річною або місячною мінливістюопадів. Наприклад, на материках Євразія та Північна Америка мінливість річнихопадів становить 10-20% і збільшується до 20-30% на півночі й у пустелях. Длявсіх пустель земної кулі характерна значна мінливість кількості опадів.Мінливість сум опадів за місяць ще більша в умовах континентального клімату, дев зоні степів вона зростає до 40-60%, а в пустелях — до 90%. У зоні степіввелика мінливість опадів призводить до того, що в інколи виникає посуха (60-70днів без дощу влітку). Це зона нестійкого зволоження. Посухи бувають у степовихзонах Євразії та Північної Америки, часто і в лісостеповій зоні, а 1-2 рази на100 років навіть у Фінляндії та Швеції.
Географічний розподіл опадів залежить від розподілу і водності хмар, особливозмішаних, які складаються з крапель і кристаликів. Усе це залежить відрозподілу температури, тобто пов'язане із зональністю. Отже, основна закономірністьрозподілу опадів —це зональність. Велике значення мають також і такі незональні фактори, яквіддаленість суші від моря та орографія Максимальна кількість опадів припадаєна екваторіальний та субекваторіальний пояси приблизно від 17° пн. ш. до 20°пд. ш. Сюди входять Амазонія, Центральна Америка, береги Гвінейської затоки,басейн Конго, острови Індонезії. У зоні, де зустрічаються пасати обох півкуль(див. розділ 9. 5), спостерігається найбільш потужний висхідний рух повітря,насиченого вологою, та його адіабатичне охолодження, конденсація, інтенсивнеутворення хмар, які сягають значної висоти. Річна кількість опадів тутстановить 2000-3000 мм і більше. Найбільша кількість опадів випадає на схилахгір Кауаі на Гаванських островах (11980мм), у Гімалаях (Черрапунджі— 11633мм),на схилах вулкана Камерун (10287 мм), в Андах Колумбії (8992 мм) [25].
У тропічних поясах, між 20° і 32° широти, панує сухе повітря, томутут розміщені пустелі. Це обумовлено адіабатичним нагріванням повітря, якеопускається, в антициклонах. Біля західних берегів материків протікають холоднітечії, над якими повітря більш холодне, ніж вгорі й над сушею. Середнякількість опадів у тропічних і субтропічних пустелях становить 200 мм за рік,але в деяких пунктах пустелі Атакама — 0,8 мм, пустелі Сахара — 2,5 мм, в Адені— 43,9 мм, в Австралії — 102 мм за рік. На східні узбережжя материків (Флорида,Південно-Східна Бразилія, Південно-Східна Азія, Пів-денно-Східна Африка і східАвстралії) пасати, які дмуть з океанів, приносять опади, тому клімат тутвологий тропічний.
На півдні помірних широт північної півкулі, у внутрішніхпустельних районах материків, влітку за високих температур хмарність незначна.Узимку переважає малохмарна погода, пов'язана з високим атмосферним тиском.Опадів тут дуже мало — 100-200 мм за рік. На північ від пустель і напівпустельрозміщені степові зони недостатнього зволоження з кількістю річних опадів від500 мм на заході до 300 мм на сході. Але загалом від субтропіків до помірнихширот кількість опадів збільшується, оскільки в помірних широтах розвинутациклонічна діяльність, яка спричиняє велику хмарність. У лісових зонах річнасума опадів зростає до 500-1000 мм, а випаровування значно меншає — це зонанадлишкового зволоження. Сума опадів зменшується із заходу на схід, але насхідних узбережжях, в умовах мусонного клімату, знову збільшується до 500-1000мм.
На навітряних схилах гір кількість опадів зростає. Наприклад, у Норвегіївона становить 1700мм, у Шотландії— 4000-5000 мм, в Югославії — 5000 мм, вАльпах — 4000 мм, на південно-західних схилах Великого Кавказу — понад 3000 мм,на схилах Кордільєр півострова Аляска і Анд у Південному Чилі — від 2000 до3000 мм, на західному схилі Кордільєр у Канаді — понад 6000 мм опадів за рік.
За Полярними колами опадів мало через низькі температури, незначнийвміст вологи і низьку водність хмар, а в Антарктиді ще й хмарність незначна.Тут випадає в середньому 200-250 мм опадів. У зоні тундри кількість опадівзменшується із заходу на схід від 400-300 до 100 мм за рік, незважаючи на великукількість днів з опадами. Але випаровування тут ще менше, тому це зонанадлишкового зволоження. Зволоження ґрунту залежить не тільки від кількостіопадів у даній місцевості. Приблизно однакова кількість опадів випадає і внапівпустелі Прикаспійської низовини, і в тундрі. Але в першому випадку єнестача вологи, що обумовлює розвиток типово ксерофільної рослинності, а вдругому є надлишкове зволоження, що спричиняє заболочення [26].
Тому для визначення рівня зволоження враховують не тількикількість опадів, а й можливість їх випаровування. Характеризуючи зволоження зарік, за сезон, за місяць використовують відношення суми опадів довипаровуваності, яке називають коефіцієнтом зволоження клімату.
Кз= />
де Х – кількість опадів, Е – випаровуваність.
М. М. Іванов підрахував коефіцієнт зволоження для різних зон іобластей. Якщо коефіцієнт перевищує 100% в усі місяці року, то клімат вважають постійновологим. Якщо частина місяців має зволоження менше 100%, то клімат вважають непостійно вологим, 25-100% в усі місяці року — помірно вологим, менше 25% — постійнопосушливим.
Від ступеняпосушливості і зволоження клімату та його температурного режиму залежатьпроцеси ґрунтоутворення, рослинний покрив і природні ландшафти певноїмісцевості. Тому коефіцієнти зволоження вважаються комплексними показникамихарактеристики природних зон і висотних поясів у горах. Так, коефіцієнтзволоження від 70% до 100% типовий для лісостепів і саван, від 35% до 60% — длястепів та сухих саван, 20-30% — для напівпустель, 10% і менше — для пустель. Улісових зонах коефіцієнт завжди перевищує 100%.
РОЗДІЛ 4ВПЛИВ АНТРОПОГЕННИХ ФАКТОРІВ НА КОНДЕНСАЦІЙНІ ТА СУБЛІМАЦІЙНІПРОЦЕСИ ВОДИ В АТМОСФЕРІ4.1 Парниковий ефект
Температура землі підтримується завдяки балансу міжнагріванням землі сонячним промінням та охолодженням після повернення енергії вкосмос. Такий баланс між енергією, що надходить і випромінюється, потрібен дляпідтримання життя на землі. В сонячний день основна частина енергії, щопотрапляє на поверхню землі, є короткохвильовим випромінюванням, яке проникаєкрізь атмосферні шари, нагріваючи землю.
Задля підтримання енергетичного балансу землі частинаенергії повинна залишати землю. Це є довгохвильове інфрачервоне випромінення.Але якби такі промені могли легко відображатися в космос, температура Землібула б нижчою на 30 градусів. Життя на Землі не могло б існувати.
На щастя, значна кількість інфрачервоних променівутримується в атмосфері, завдяки так званим парниковим газам. Тому ітемпература Землі підвищується. Ці гази функціонують, як скло в теплицях, щодозволяє сонцю потрапляти всередину, і затримує інфрачервоні промені,забезпечуючи належну температуру.
Таким чином парниковий ефект є не результатом діяльностілюдини, а природним явищем. Він позитивно впливає на всі екосистеми, стабілізуєтемпературу атмосферного повітря, і є нормальним для рослинного, тваринногосвіту та життя людей.
Для підтримання життя на Землі необхідний правильнийбаланс між поглинанням та випроміненням енергії. Збільшуючи викиди парниковихгазів в атмосферу, люди порушують баланс, що склався впродовж століть. Багатохто з нас думає, що це лише вихлопні гази машин та викиди промисловихпідприємств.
Існують 6 основних парникових газів, які входять дохімічного складу атмосфери:
— водяна пара;
— вуглекислий газ;
— метан;
— озон;
— закис азоту,
— і останнім часом хлоро-фторо-вуглеці. Крім них, всігази зустрічаються в природі.
В результаті діяльності людини концентрація цих газівзбільшується, через що зростає парниковий ефект. Неприродний та потенційнонебезпечний процес.
CO2 – найзначніший з антропогенних парниковихгазів. Хоча цей газ природного походження, завдяки діяльності людини вінстворюється у найбільшій кількості.
Індустріалізація призвела до збільшення використаннявидів палива, що видобувається з надр Землі: вугілля, нафта, газ (органічнепаливо). При їхньому спалюванні у великій кількості викидається CO2.Причиною 45и відсотків викидів CO2 є транспорт та виробництвоелектроенергії та тепла. За оцінками вчених за останні 200 років концентраціяCO2 в атмосфері збільшилася на 26 відсотків. Це – найвищий рівень завсю історію людства. Вуглекислий газ становить 55 відсотків антропогенногопарникового ефекту. Глибинні проби крижаного покриття Землі дають можливістьоцінити склад атмосфери за останнє тисячоліття. Ці данні, а також сучасніспостереження виявляють значне збільшення концентрації вуглекислого газу,метану та інших парникових газів.
Серед причин збільшення концентрації метану — вирощування рису, утилізація відходів, видобування вугілля, тваринництво,видобування та транспортування природного газу. В результаті цих видів діяльностіметан потрапляє в атмосферу, їх темпи постійно зростають.
Озон — це речовина, що захищає нас від шкідливогоультрафіолетового проміння. Його найбільша концентрація у верхніх шарахатмосфери, де формується так званий озоновий шар. Заподіяні цьому шаруушкодження викликають занепокоєння. Озон також є парниковим газом. Завдякискладним хімічним реакціям в щільних шарах атмосфери деякі речовини, переважностворені людиною, з’єднуються і виникає озон. Кількість озону в багатьохвипадках залежить від погодних умов та наявності сонячного світла. Йогокількість також зростає.
Рослинний світ створює закис азоту, але підвищенняконцентрації цього газу пов’язують з сільськогосподарською діяльністю таспалюванням біомаси, наприклад деревини.
Хлорофторовуглеці виникають виключно в результатідіяльності людини. Вони нетоксичні та інертні, що робить їхнє використаннябезпечним та корисним при виготовленні аерозолів, холодильних газів таізоляційних матеріалів. Вони також використовуються при виготовленні штучної гумита очищенні електронних механізмів. Ці гази відомі, як руйнівники озоновогошару. Вони значно підсилюють парниковий ефект і дуже важливі, оскількипоглинають інфрачервоне випромінювання, яке не поглинули інші гази.
Водяна пара – один з найважливіших парникових газів. Алеми його таким не сприймаємо. Він усюди зустрічається в природі. Він невидимий.Діяльність людини не впливає на нього безпосередньо, але існує важливі непрямізв’язки. Потепління, що відбувається через дію інших парникових газів, збільшуєвипарювання та призводить до підвищення кількості водяної пари в атмосфері. Цетакож може збільшити потепління.
Деякі гази в атмосфері більш стабільні, ніж інші.Важлива не тільки їхня кількість. Кількість будь-якого газу в атмосферівизначає баланс між кількістю викидів і розміром та інтенсивністю поглиначів.
Поглинання – це процес, в результаті якого речовиназалишається в атмосфері. Основні поглиначі вуглекислого газу – це океан тапроцес фотосинтезу на суші та у воді. Сонячна енергія, що використовуєтьсярослинами, ініціює процес, внаслідок якого вуглекислий газ розпадається навуглець та кисень.
Але газ ненадовго зникає з атмосфери. Мертві рослини таморські мешканці назавжди закріплюють його у земному ґрунті та на океанськомудні, якщо тільки їх з часом не спалюють як органічне паливо.
Не тільки збільшється кількість викидів CO2,спалюючи органічне паливо, але й зменшуємо кількість природних поглиначів,таких, як ліс. Знищення лісів негативно впливає на обидва процеси.4.2 Кислотні дощі
Терміном „кислотні дощі“ називають усі видиметеорологічних опадів — дощ, сніг, град, туман, дощ зі снігом, — кислотністьяких вище нормальної. Мірою кислотності є значення рН (водневий показник).
Шкала значення рН йде від 0 (украй висока кислотність),через 7 (нейтральне середовище) до 14 (лужне середовище), причому нейтральнакрапка (чиста вода) має рН = 7. Дощова вода в чистому повітрі має рН = 5,6. Чимнижче значення рН, тим вище кислотність. Якщо кислотність води нижче 5,5, тоопади вважаються кислотними.
Варто звернути увагу ще на одну особливість шкали рН.Кожна наступна сходинка на шкалі рН говорить про десятикратну змінуконцентрації іонів водню в розчині. Наприклад, кислотність речовини зізначенням рН=4 у десять разів вище кислотності речовини зі значенням рН=5, усто разів вище, ніж кислотність речовини зі значенням рН6 і в сто тисяч разіввище, ніж кислотність речовини зі значенням рН=9.
Кислотний дощ утворюється в результаті реакції між водоюі такими забруднюючими речовинами, як діоксид сірки (SО2) і різних оксидівазоту (NOx). Ці речовини викидаються в атмосферу автомобільним транспортом, урезультаті діяльності металургійних підприємств і електростанцій, а також приспалюванні вугілля і деревини. Вступаючи в реакцію з водою атмосфери, вониперетворюються в розчини кислот — сірчаної, сірчистої, азотистої й азотний.Потім, разом із снігом чи дощем, вони випадають на землю.
Природними джерелами надходження діоксиду сірки ватмосферу є головним чином вулкани і лісові пожежі.
Природні надходження в атмосферу оксидів азоту зв'язаніголовним чином з електричними розрядами, при яких утвориться NО, згодом — NO2.Значна частина оксидів азоту природного походження переробляється в ґрунтімікроорганізмами, тобто включена в біохімічний круговорот.
Діоксид сірки, що потрапив в атмосферу, перетерплює рядхімічних перетворень, що ведуть до утворення кислот.
Частково діоксид сірки в результаті фотохімічногоокислювання перетворюється в триоксид сірки (сірчаний ангідрид) SО3:
2SO2 + О2 → 2SO3,
який реагує з водяною парою атмосфери, утворюючиаерозолі сарною кислоти:
SО3 + Н2О → H2SО4.
Основна частина діоксиду сірки, що викидається увологому повітрі утворить аерозоль сірчистої кислоти і зображують умовноюформулою Н2SO3:
SO2 + H2O → H2SO3.
Сірчиста кислота у вологому повітрі поступовоокисляється до сірчаної:
2H2SO3 + O2 → 2H2SO4.
Аерозолі сірчаної і сірчистої кислот приводять доконденсації водяної пари атмосфери і стають причиною кислотних опадів (дощі,тумани, сніг). При спалюванні палива утворяться тверді мікрочастинки сульфатівметалів (в основному при спалюванні вугілля), легко розчинні у воді, щоосаджуються на ґрунт і рослини, роблячи кислотними роси (рис. 4.1.).
Аерозолі сірчаної і сірчистої кислот складають близько2/3 кислотних опадів, інше приходиться на частку аерозолів азотної й азотистоїкислот, що утворяться при взаємодії діоксиду азоту з водяною парою атмосфери:
2NО2 + H2О → НNО3+ HNO2.
/>
Рис. 4.1. Схема утворення кислотних аерозолів і дощів
Існують ще два види кислотних дощів, що поки невідслідковуються моніторингом атмосфери. Хлор, що знаходиться в атмосфері, приз'єднанні з метаном (джерела надходження метану в атмосферу: антропогенний — рисові поля, а також результат танення гідрату метану у вічній мерзлотівнаслідок потеплення клімату) утворить хлороводень, що добре розчиняється уводі з утворенням аерозолей соляної кислоти:
Сl + СН4 → СH3 + HCI, СН3+ Cl2 → СН3Сl + Сl.
Джерела кислото-створюючих викидів: тепловіелектростанції, автотранспорт, металургійні і хімічні прежпріятія, авіація.
РОЗДІЛ 5ДИНАМІКА ЗМІНИ ТЕМПЕРАТУРИ ТА КІЛЬКОСТІ ОПАДІВ ПО ЧЕРНІГІВСЬКІЙОБЛАСТІ ЗА 2002 – 2007 РОКИ
Клімат області помірно-теплий, м'який з достатнімзволоженням. В середньому за рік температура повітря складає 5,7-6,6°.
В зимовий період на область часто поширюється північначастина відрога високого тиску із районів Сибіру, а також арктичні повітрянімаси, з якими пов'язані значні похолодання. Частіше всього їх вплив виявляєтьсяу січні і лютому.
Січень є найхолоднішим місяцем року. Середні січневітемператури знаходяться в межах — 6,2-7,6°. В лютому середньомісячнатемпература підвищується всього на 0,2-0,6°. В окремі роки (30-40%) лютий буваєзначно холодніший січня.
Щорічно мінімальна температура буває — 15° і нижче.Ймовірність мінімальної температури нижче — 20° біля 90%, а нижче — 30° від 11%на півдні області і до 22% на півночі.
Абсолютний мінімум температури за зиму знаходиться в межах34-37° морозу.
В порівнянні з лютим в березні температурний режим всередньому підвищується на 5°. Майже такий же ріст температури і від березня доквітня.
Більш інтенсивний ріст температури відбувається в травні. Цепов'язано із зменшенням хмарності, збільшенням світлої частини доби і висотисонця над горизонтом. Різниця в середніх температурах за літні місяці невеликаі складає 1-2°.
Найтепліший місяць року — липень, середня температура18,4-19,7°. Абсолютний максимум температури 38-39°. В 75-80% років в літнійперіод можлива максимальна температура 30° і вище. В літній період по областіпереважають західні і північно-західні вітри.
Для агрометеорологічної оцінки термічних умов територіїпоказовим явищем є кількість днів з температурою вище 0, 5,10,15°.
Результати спостережень за погодними умовами, які були натериторії Чернігівської області на станції м. Чернігів в період 2002 – 2007років представлено в таблиці 5.1.
Таблиця 5.1
Температурний режим на протязі 2002 – 2007 років по ЧернігівськійобластіРоки
Середньомісячна температура повітря, 0С Середня за рік 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 2002 -2,6 2,9 4,9 6,8 14,9 18,2 22,8 18,7 13,0 6,1 2,7 -9,5 8,2 2003 -4,8 -7,0 -1,5 5,3 18,2 16,2 20,7 18,1 12,3 6,7 2,6 -1,8 7,2 2004 -4,2 -3,4 2,2 8,1 12,2 16,7 19,5 19,7 13,4 8,3 1,6 -0,4 7,7 2005 -5,1 -3,9 -1,8 7,4 12,7 14,9 21,5 15,6 14,2 7,1 3,5 -1,7 6,8 2006 -2,5 -2,8 3,8 8,4 15,3 17,3 22,4 17,2 13,8 6,2 2,7 -2,8 8,2 2007 -6,7 -6.2 -1,4 6,8 14,4 17.5 19,4 18.2 13,2 6,8 0,6 -4,2 6,5 Середня за 6 років -4,3 -3,4 1,0 7,1 14,6 16,8 21,0 17,9 13,3 6,8 2,2 -3,4 7,4
Як видно з таблиці 5.1 середньорічна температура становить вмежах від 6,9 до 8,3 0С.
В зимовий період на область часто поширюється північначастина високого тиску із районів Сибіру, а також пов`язані значні похолодання.Частіше всього їх вплив виявляється в січні і лютому.
Січень є найхолоднішим місяцем року. Середні січневітемператури знаходяться в межах – 4....5. В лютому середньорічна температурапідвищується всього на 1,50С. В окремі роки лютий місяць буваєзначно холоднішим (рис. 5.1).