Тема: природа туманів, хмар та опадів

Лекція № 11

План:

1. Вода та гідросфера.
2. Процеси утворення в атмосфері крапель та кристалів води з пари.
3. Хмари й тумани.

1 питання. Вода – найпоширеніша речовина як у космосі, так і на Землі. За зовнішнім виглядом наша планета – швидше планета води, а не землі. У табл. 1 наведені дані про площу, яку займає вода та її складові на поверхні Землі.

Таблиця 1 – Складові площі, які займає вода на поверхні Землі (млн. км² та в % від загальної площі поверхні Землі)

Отже, вилучивши площу, яку займає сніговий покрив (вона може змінюватися з року в рік), поверхня нашої планети більше ніж на ¾ зайнята водами морів, океанів, озер, рік, боліт і льодовиків. Вода пронизує всі оболонки Землі: в атмосфері присутня у вигляді парів та скупчень хмар, у земній корі – у тріщинах і порах, входить до складу живих організмів. Усі водні об’єкти планети утворюють оболонку, що називається гідросферою. За сучасними приблизними оцінками маса води в гідросфері становить біля 14965∙ 10¹⁷ т. що відповідало б шару води, рівномірно розподіленому по всій поверхні Землі, заввишки 3260 м.

У табл. 2 наведені дані приблизної оцінки запасів води за складовими гідросфери.

Таблиця 2 – Запаси маси води за складовими гідросфери Землі

Аналіз звичайної води показує, що це суміш кількох різновидів води із загальною формулою Н₂О, які являють собою сполуки ізотопів кисню і водню. Теоретично може існувати 42 різних ізотопних різновиди води, з них лише 7 стійких, тобто не радіоактивних.

Кругообіг води на Землі – це безперервний процес руху та обміну водою між складовими гідросфери (океан → атмосфера → опади → океан). З поверхні океанів протягом року випаровується 4, 07∙ 10¹⁷ кг води, або шар завтовшки 1127 мм. З поверхні континентів, де вода випаровується з поверхні річок, озер, боліт, зволожених грунтів і транспірується рослинами, до атмосфери надходить 0, 66∙ 10¹⁷ кг води, що відповідає шару води завтовшки 446 мм. Основна маса води, що випарувалася з океанів (приблизно 3, 69∙ 10¹⁷ кг), випадає на поверхню Світового океану, так і не досягнувши континентів, утворюючи при цьому малий кругообіг води. Решта, ще досить значна кількість води (0, 38∙ 10¹⁷ кг) потрапляє на материки і вступає в кругообіг води на суші, де відбувається неодноразове випадання опадів та їх випарування. Виникають місцеві (малі) кругообіги. Загальна маса опадів на суші становить 1, 04∙ 10¹⁷ кг, що майже в 4 рази менше, ніж на океанах. Таким чином, на суші маса опадів перевищує масу води, що випаровується, на 0, 38∙ 10¹⁷ кг. Цей надлишок води стікає в річки, і далі – в океани, замикаючи глобальний кругообіг води на Землі (рис. 1). Проте, не всі океани та регіони суші однаково активні у вологообігу. Багато вологи випаровується з поверхні Індійського та Атлантичного океанів, а у Тихому океані опади, що випадають, перевищують випаровування з його поверхні.

Характеристика кругообігу води на Землі. Водяна пара в атмосфері поновлюється в середньому 39 разів на рік, або кожні 9, 5 діб. В океанах поновлення води відбувається в середньому 1 раз на 3800 років. Основним двигуном кругообігу є Сонце та сила тяжіння. Так, витрати тепла на випаровування становлять біля 30% сонячного тепла, яке поглинає Земля. При конденсації водяної пари в атмосфері виділяється тепло, яке дорівнює витраті його на випаровування. Отже, процеси фазових переходів води відіграють важливу роль в енергетичному балансі земної атмосфери, а також в утворенні хмар, опадів, взагалі у процесах вологообміну на планеті.

2 питання. Утворення водяних крапель і льодових кристалів в атмосфері відбувається при охолодженні повітря, досягненні його насичення та перенасичення водяною парою, частина якої конденсується у водяні крапельки. Краплі хмар і туманів формуються в атмосфері на аерозолях, які отримали назву «ядер конденсації». Льодові зародки у гомогенній водяній парі навіть в області низьких від’ємних температур утворюються в дві стадії: 1) виникнення переохолоджених водяних крапель; 2) замерзання переохолоджених водяних крапель шляхом гомогенного утворення зародків льоду в середині крапель. Тобто в абсолютно чистому вологому повітрі льодові кристали завжди з’являються внаслідок гомогенного утворення крапель з наступним замерзанням, а не внаслідок прямого утворення льодових кристалів із пари. А утворення крапель в реальній атмосфері відбувається на ядрах конденсації (в гетерогенній системі), а значить їх замерзання відбувається також за рахунок гетерогенного процесу за участю атмосферних аерозолів.

Ядра конденсації можуть мати радіус біля 10^-3 мкм для малих іонів до 10 мкм і більше для частинок солі, продуктів згорання і пилу. До нерозчинних належать частинки грунту й гірських порід, диму, органічних речовин, мікроорганізми. До розчинних – частинки солі та кислоти. Згідно з результатами досліджень, 20% ядер конденсацї мають морське походження, 40% – це продукти згорання, 20% – частинки грунту, решта 20% – ядра невідомої природи. Середня кількість ядер в 1см³ поблизу земної поверхні становить у містах біля 150000 (максимально – кілька мільйонів), у невеликих містах – 35000, у сільській місцевості – 9500, над океанами та в горах – 940. З висотою кількість ядер конденсації зменшується (у денні години влітку – повільніше, за рахунок турбулентності, уранці та взимку – швидше за рахунок інверсійної стратифікації). Існує також річний хід концентрації ядер конденсації біля поверхні землі: взимку спостерігається максимум, а влітку – мінімум. Особливо чітко виражений річний хід концентрації ядер конденсації у великих містах, який визначається не тільки коливанням інтенсивності турбулентного обміну, але й зміною викиду ядер в атмосферу в результаті господарської діяльності людини.

3 питання. Хмара – це видимий прояв складних різного масштабу термодинамічних процесів у атмосфері. Тобто в самій хмарі за рахунок виділення або поглинання енергії при фазових переходах і за рахунок випромінювання тепла її частинками відбуваються зміни в розподілі температури повітря по вертикалі, що створює розвиток вертикальних рухів у хмарі.

Залежно від горизонтальних розмірів областей, охоплених вертикальними рухами, адвекцією та іншими хмаротворчими процесами, виникають різноманітні за зовнішнім виглядом і внутрішньою будовою хмари.

Всі хмари, залежно від висоти розміщення їх нижньої границі (Н), поділяються на чотири родини:

Родина А – хмари верхнього ярусу, Н > 6 км;

Родина Б – хмари середнього ярусу, 2 км ≤ Н ≤ 6 км;

Родина В – хмари нижнього ярусу, Н < 2 км;

Родина Г – хмари вертикального розвитку, висота їх основи менша за 2 км, але їх верхівка може знаходитися на будь-якій висоті в межах тропосфери (до 17 км) (табл. 3).

Фотокартки форм, видів і різновидів хмар, що найчастіше спостерігаються, та їх опис зібрані в «Міжнародному атласі хмар». Перша класифікація хмар розроблена англійським вченим Гавардом у 1803 р., а перше видавництво «Міжнародного атласу хмар» здійснене в 1896 р. У середині 30-х р.р. морфологічна класифікація хмар була перероблена і збережена в цілому і по сьогоднішній день. Назви хмар за міжнародною класифікацією – латинські, проте в Україні починають використовувати українські.

За межами тропосферного шару утворюються перламутрові та сріблясті хмари. Перламутрові хмари знаходяться в стратосфері на висотах 22 – 27 км, за формою нагадують перисті хмари і ніби світяться на темному тлі неба, відбиваючи сонячне світло. Припускають, що вони складаються з переохолоджених сферичних крапель води. Спостерігаються ці хмари рідко і в певних районах Земла, особливо в північній Європі та на Алясці взимку, коли Сонце знаходиться в кількох градусах під горизонтом. Приблизно через 2 години після заходу Сонця вони перестають світитись, але їх можна ще відрізнити за послабленням ними зоряного світла, а в місячні ночі їх часом видно як темні хмари. З наближенням світанку перламутрові хмари починають знову світитись.

Сріблясті хмари спостерігаються у верхній частині мезосфери на висотах 82 – 85 км у північній частині горизонту в літню пору року, коли тут найнижчі температури. Це дуже тонкі хмари. Їх походження аналогічне до походження перистих хмар.

Перисті хмари – хмари верхнього ярусу, які розміщуються на висотах від 6 до 8 км. У тропічних широтах висота їх основи вища, ніж у полярних. Перисті хмари мають волокнисту структуру і шовковистий блиск, нагадують нитки, клапті або пір’я. складаються із льодових кристалів, мають вертикальну протяжність порядку сотень метрів. Різка зміна швидкості вітру з висотою в цих шарах повітря й відмінності в розмірах кристалів призводять до того, що нитки перистих хмар перекошені й скривлені.

Перисто-купчасті хмари – переважно побудовані з льодових кристалів, але інколи містять переохолоджені краплі. Вони розміщені на висотах 6 – 8 км, мають вигляд зерен, пластівців, без тіней. Ці хмари іноді дають гало. З них зрідка випадають опади у вигляді смуг падіння.

Перисто-шаруваті хмари – мають вигляд напівпрозорої білуватої пелени, яка може зайняти весь небосхил і часто давати явище гало. Крізь них чітко видно диски Сонця і Місяця. Ці хмари складаються з кристалів льоду, спостерігаються на висоті 6 – 8 км.

Високо-купчасті хмари – належать до хмар середнього ярусу, їх нижня границя розміщена на висоті 2 – 6 км. Це білі або сірі хмари у вигляді шарів або пасм, які складаються з пластинок, округлих мас, пластівців, валів. Складаються з крапель води, можуть з’являтися кристали льоду. Дають явище вінців (світлих ореолів, прилеглих до диску світила, з чергуванням спектральних кольорів).

Високо-шаруваті хмари – хмари середнього ярусу, знаходяться на висоті 2 – 6 км. Це сіруватий або синюватий світлий шар хмар волокнистої або туманоподібної однорідної структури, який покриває небо частково або повністю. Диск Сонця має вигляд розмитої плями, що світиться. Ці хмари можуть мати товщу до кількох кілометрів і по горизонталі простягатися на тисячі кілометрів. Вони складаються із суміші переохолоджених крапель і кристалів льоду і дають опади.

Шарувато-купчасті хмари – належать до нижнього ярусу, їх нижня границя розміщена на висотах нижче 2-х км, а вертикальна потужність не перевищує 1000 м. Вони мають вигляд сірих і білих шарів пасм, з більш темними округлими або валоподібними елементами. Шарувато-купчасті хмари схожі з високо-купчастими хмарами, але щільніші від них і темніші. Складаються з крапель води.

Шаруваті хмари – це хмари нижнього ярусу у вигляді сірого шару хмар з досить однорідною та розмитою основою, іноді – у вигляді розірваних клаптів. Шаруваті хмари розташовані на висотах від поверхні землі до 2000 м, їх вертикальна потужність буває від кількох десятків до кількох сотень метрів. Складаються з крапель, а при низьких температурах – з’являються кристалічні частинки. Можуть випадати мжичка, льодові голки, снігові зерна.

Шарувато-дощові хмари – це сірий хмарний покрив, який здається розмитим внаслідок випадаючого з нього облогового дощу або снігу. Потужність цих хмар сягає кількох кілометрів, а горизонтальна протяжність – тисячі кілометрів. Під покривом шарувато-дощових хамр часто спостерігаються низькі розірвані у вигляді клаптів хмари (розірвано-дощові). Шарувато-дощові хмари складаються з крапель води у суміші зі сніжинами.

Купчасті хмари – вертикального розвитку, мають вигляд пагорбів, куполів, веж з опуклостями, у верхній частині – качанів цвітної капусти. Основи цих хмар розташовані нижче 2 км, а вертикальна протяжність – від кількох сотень метрів до 5 км. Частини купчастих хмар, що освітлюються сонцем, бувають яскраво-білими, а їх основи – порівняно темними та майже горизонтальними.

Купчасто-дощові хмари (зливові, грозові) – це щільні й дуже потужні хмари вертикального розвитку. Їх основи лежать нижче 2 км, а вершини можуть простягатися до висот більше 10 – 12 км. Ці хмари мають вигляд гір і веж. Їх верхня частина позбавлена куполоподібної будови, є волокнистою і смугастою. Під дуже потужною основою купчасто-дощових хмар спостерігаються розірвані хмари і випадають зливові опади з грозами, шквалами, іноді випадає град.

Розміри крапель. У водяних хмарах переважають краплі від 4 до 25 мкм. Середні розміри крапель у шаруватих хмарах – 4, 5 мкм, у шарувато-купчастих – 4, 7 мкм, у шарувато-дощових 6, 0 – 7, 0 мкм, у високо-купчастих – 4, 7 мкм, у купчастих хмарах низьких – 2, 5 – 3, 5 мкм, в середніх – 3, 5 – 4, 5 мкм і в потужних – 4, 5 – 7, 0 мкм.

Утворення хмар вертикального розвитку. Конвекція виникає в результаті перегріву окремих мас повітря при нестійкій стратифікації атмосфери. Найсприятливіші умови для виникнення конвективних рухів створюються в теплу пору року вдень. Спочатку підйом нагрітої маси ненасиченого повітря відбувається по сухій адіабаті. На рівні конднсації (Н_к ≈ 1, 6 км) повітря досягає стану насичення і починається утворення крапель. Вище від рівня конденсації повітря піднімається по вологій адіабаті. Через зниження температури в насиченому водяною парою повітрі, що піднімається, надлишок пари конденсується й утворюється хмара. Підйом повітря відбувається до тих пір, доки температура повітря, яке піднімається, виявляється вищою від температури навколишнього повітря (до висоти Н_конв., ≈ 7, 6 км). Рівень вільної конвекції практично збігається з верхньою границею конвективних хмар.

Утворення хвилястоподібних хмар. В атмосфері можуть утворюватися горизонатльні потоки повітря з різними швидкостями і температурами, а отже – і густинами. На поверхні розподілу між цими потоками можуть виникати хвилі («хвилі Гельмгольца»). Повітря, щопіднімається в гребенях таких хвиль, адіабатично охолоджується, в ньому починається конденсація водяної пари. У долинах між гребенями хвиль повітря опускається, адіабатично нагрівється, і водяна пара в ньому віддаляється від стану насичення. В результаті в гребенях утворюються хмари, а в долинах – просвіти блакитного неба. Так утворюються перисті, перисто-купчасті, високо-купчасті й шарувато-купчасті хмари.

Утворення хмар висхідного ковзання. Цей процес відбувається через ковзання теплого повітря по клину холодного. Система хмар висхідного ковзання теплого фронту являє собою вузький клин, спрямований у бік руху. За 900 – 1000 км до лінії фронту біля земної поверхні з’являються перисті хмари, які переходять у перисто-шаруваті, а за 600 км перед фронтом – тонкі високо-шаруваті хмари, які поступово згущуються й переходять у шарувато-дощові хмари, з яких випадають облогові дощі.

Хмарність. Окрім зовнішніх видимих характеристик хмари оцінюються також ступенем покриття ними небосхилу, який називається хмарністю. Цей показник оцінюється в десятих частках покриття неба хмарами і виражається в балах. Приклад: при ясному небі– 0 балів.

Туман – сукупність завислих у повітрі крапель води або кристалів льоду, які погіршують видимість до значень менших за 1 км. При видимості від 1 до 10 км ця сукупність завислих у повітрі крапель води або кристалів льоду називається серпанком. Якщо ж видимість погрішується до менше 10 км, то явище називається імлою. При наявності імли відносна вологість повітря значна менша від 100%, а при туманах вона близька до 100%.

Класифікація туманів за А.С. Звєрєвим:

1). Тумани охолодження. Для утворення туманів охолодження необхідно, щоб повітря охололо нижче від точки роси настільки, щоб сконденсувалась певна кількість водяної пари.

А) радіаційні тумани утворюються в результаті охолодження земної поверхні і прилеглого до неї шару повітря під впливом ефективного випромінювання та турбулентного перемішування. Сприятливими умовами для цього є відсутність хмарності, висока відносна вологість, слібкий вітер (не більше 2 – 4 м/с), мала теплопровідність грунту, інверсійний розподіл температури повітря в шарі 50 – 300 м, що зумовлює слабкий турбулнтний обмін.

Б) адвективні тумани утворюються за умов високої відносної вологості теплої повітряної маси, що переміщується на холодну підстиляюючу поверхню, великої різниці температур між повітряною масою та земною поверхнею, помірної швидкості вітру (2 ­– 5 м/с)

В) орографічні тумани – сходження вздовж схилів гір – утворюються за рахунок підйому повітря вздовж схилів гір і підвищень. Повітря, що піднімається, адіабатично охолоджуєтьсся, що призводить до конденсації водяної пари. При цьому повітря, що піднімається, повинно бути стійко стратифікованим, інакше замість туману розвиватимуться купчасті хмари.

2). Тумани випаровування утворюються під впливом випаровування з поверхні теплої води у відносно холодне повітря. Випаровування продовжується і після того, як повітря досягне стану насичення (бо температура поверхні, що випаровує, вища від температури повітря). При наявності ядер конденсації починається конденсація водяної пари і утворення туману. Спостерігаються над незамерзаючими затоками арктичних морів, поблизу кромки арктичного льоду, восени і взимку над швидкими незамерзаючими річками (аналог – клуби скупчень найдрібніших крапель конденсату над котолом гарячої води).

Тумани перемішування утворюються в тих рідких випадках, коли різниця температур мас повітря, які перемішуються, дуже велика й обидві маси повітря близькі до насичення (поблизу берегової смуги, фронтальні тумани).

3). Тумани, пов’язані з діяльністю людини (міські, морозні (пічні), штучні). Міський туман з’являється у великих індустріальних містах, коли на околицях міста він відсутній. Це пояснюється відмінністю режиму усіх основних метеорологічних величин (вітер, вологість, температура) на околицях міста, а також тим, що в місті завжди є додаткові джерела водяної пари, диму та ін. домішок, що сприяє погіршенню видимості й утворенню туману. Хоча зараз існує і протилежна думка (Матвєєв). Морозні тумани поселень виникають при сильних морозах, якщо виникає додаткове джерело водяної пари при пічному опаленні. При дуже слабкому вітрі та інверсійному розподілі температури водяна пара, яка виділяється при згорянні палива, не розсіюється і створює в повітрі перенасичення, в результаті чого утворюється хмара дрібних крапель (туман). Якщо температура повітря низька (-35 ÷ -40°С), крапельки води миттєво замерзають і, незалежно від вологості оточуючого повітря, кристалики льоду ростуть за рахунок пари.

Мікро- і макрофізичні характеристики туманів:

Кількість крапель в 1 см³ адвективних туманів змінюється від 0, 5 до 93, у радіаційних туманах – від 50 до 860, в туманах випаровування – від 70 до 500. Розміри частинок туману коливаються від часток мікрометра до кількох десятків (а кристалів – до сотень) мікрометрів. В середньому в туманах спостерігаються краплі з радіусами від 2 до 18 мкм. Середня товща туманів: адвективних – 320 м, радіаційних – 155 м, адвективно-радіаційних – 260 м, фронтальних – 400 м. Добовий хід туманів виражений для всіх видів, але особливо для радіаційних туманів. Оскільки основна причина утворення туманів є охолодження повітря, то максимум повторюваності туманів припадає на ранішні години, а мінімум – на післяполуденні. Тривалість існування туманів узимку більша, тому що в цю пору року температура повітря підвищується повільніше, ніж улітку.