Дипломная работа: Конденсаційні та сублімаційні процеси в атмосфері

Рис. 2. Схема утворення граду в купчасто-дощових хмарах

3.4 Розподіл опадів на земній поверхні

Опади характеризують за їх середнім багаторічним значенням за рік і за місяцями, середньою кількістю днів з опадами (за місяцями і за рік), тривалістю випадання опадів у годинах, інтенсивністю опадів у міліметрах (за добу, за хвилину або за годину).

Добовий хід опадів буває континентальний та береговий. У континентальному типі основний максимум фіксують після полудня, а додатковий максимум — уранці, особливо в тропічних широтах. Береговий тип характеризується одним максимумом опадів (уночі й зранку) і одним мінімумом після полудня. У деяких районах добовий хід опадів узимку береговий, а влітку — континентальний [16].

Річний хід опадів залежить від загальної циркуляції атмосфери і місцевих фізико-географічних умов. Основні типи річного ходу опадів наступні.

Екваторіальний тип. Характерні два максимуми (дощові сезони), які чергуються з порівняно сухими сезонами. Середини дощових сезонів співпадають з рівноденнями, коли сонце проходить над екватором і разом з ним рухається зона найбільш 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-Східний Китай, Гвінейська затока, північ Австралії). У річному ході опадів чітко виділяється літній максимум і зимовий мінімум. Цей контраст може підсилити орографія (характер земної поверхні). Наприклад, на станції Черрапунджі в Індії (25°16' пн. ш., 91°47' сх. д.) за грудень реєструють в середньому лише 10 мм опадів, за липень — 2730 мм, а за рік — 11633 мм. Тут зафіксований абсолютний максимум опадів за рік для всієї Землі — 23000 мм.

Тропічний тип. Максимум опадів припадає на час літнього сонцестояння в дощовий сезон, який біля тропіків триває 4 місяці, а мінімум — на сухий сезон за 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 — 43 мм, червень — 15 мм, за рік — 273 мм.

Середземноморський тип (західна частина материків і островів у субтропічних широтах, Каліфорнія, південь Африки і Австралії, південний берег Криму та середземноморські країни). Максимум опадів припадає на зиму або осінь. Сухий сезон улітку пов'язаний із впливом субтропічних антициклонів. Взимку вони зміщуються до тропіків, а в субтропіках панує циркуляція повітряних мас помірного 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 мм опадів.

Морський тип помірних широт. Характерний для західних частин материків помірного поясу, куди циклони частіше приходять взимку. Опади розподіляються рівномірно протягом року з невеликим переважанням узимку. У берегових районах Західної Європи максимум опадів припадає на осінь і зиму, а мінімум — на початок 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 — 1430 мм опадів.

Материковий континентальний тип помірних широт (Азія, Східна Європа та Північна Америка). Максимум опадів припадає на літо, а мінімум — на зиму, бо взимку 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 мм опадів. 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 з максимумом 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 — 110 мм, а за рік — 742 мм.

Пустельний тип помірних і субтропічних широт (Середня Азія). Літо сухе, а найбільша кількість опадів припадає на весну, коли тут проходить помірний фронт. Наприклад, у Ташкенті (41°18' пн. ш., 68°17' сх. д.) за серпень випадає 1 мм, за березень — 60 мм, за рік — 350 мм опадів.

Полярний тип. Опади характерні для всіх місяців, але максимум припадає на літо, коли збільшується випаровування і вологість повітря через підвищення температури. На мисі Челюскін (77°43' пн. ш., 104°18' сх. д.) за грудень випадає 3 мм, за липень — 29 мм, а за рік — 116 мм опадів. Але на узбережжях морів, у зв'язку з більш інтенсивною циклонічною діяльністю, максимум опадів може 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 багаторічного значення, яке метеорологи вважають за норму. Середнє відхилення річних або місячних сум опадів від норми (у відсотках) називають річною або місячною мінливістю опадів. Наприклад, на материках Євразія та Північна Америка мінливість річних опадів становить 10-20% і збільшується до 20-30% на півночі й у пустелях. Для всіх пустель земної кулі характерна значна мінливість кількості опадів. Мінливість сум опадів за місяць ще більша в умовах континентального клімату, де в зоні степів вона зростає до 40-60%, а в пустелях — до 90%. У зоні степів велика мінливість опадів призводить до того, що в інколи виникає посуха (60-70 днів без дощу влітку). Це зона нестійкого зволоження. Посухи бувають у степових зонах Євразії та Північної Америки, часто і в лісостеповій зоні, а 1-2 рази на 100 років навіть у Фінляндії та Швеції.

Географічний розподіл опадів залежить від розподілу і водності хмар, особливо змішаних, які складаються з крапель і кристаликів. Усе це залежить від розподілу температури, тобто пов'язане із зональністю. Отже, основна закономірність розподілу опадів — це зональність. Велике значення мають також і такі незональні фактори, як віддаленість суші від моря та орографія Максимальна кількість опадів припадає на 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, інтенсивне утворення хмар, які сягають значної висоти. Річна кількість опадів тут становить 2000-3000 мм і більше. Найбільша кількість опадів випадає на схилах гір 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, тому тут розміщені пустелі. Це обумовлено адіабатичним нагріванням повітря, яке опускається, в антициклонах. Біля західних берегів материків протікають холодні течії, над якими повітря більш холодне, ніж вгорі й над сушею. Середня кількість 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 схід Австралії) пасати, які дмуть з океанів, приносять опади, тому клімат тут вологий тропічний.

На півдні помірних широт північної півкулі, у внутрішніх пустельних 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 напівпустель розміщені степові зони недостатнього зволоження з кількістю річних опадів від 500 мм на заході до 300 мм на сході. Але загалом від субтропіків до помірних широт кількість опадів збільшується, оскільки в помірних широтах розвинута циклонічна діяльність, яка спричиняє велику хмарність. У лісових зонах річна сума опадів зростає до 500-1000 мм, а випаровування значно меншає — це зона надлишкового зволоження. Сума опадів зменшується із заходу на схід, але на східних узбережжях, в умовах мусонного клімату, знову збільшується до 500-1000 мм.

На навітряних схилах гір кількість опадів зростає. Наприклад, у Норвегії вона становить 1700мм, у Шотландії— 4000-5000 мм, в Югославії — 5000 мм, в Альпах — 4000 мм, на південно-західних схилах Великого Кавказу — понад 3000 мм, на схилах Кордільєр півострова Аляска і Анд у Південному Чилі — від 2000 до 3000 мм, на західному схилі Кордільєр у Канаді — понад 6000 мм опадів за рік.

За Полярними колами опадів мало через низькі температури, незначний вміст вологи і низьку водність хмар, а в Антарктиді ще й хмарність незначна. Тут випадає в середньому 200-250 мм опадів. У зоні тундри кількість опадів зменшується із заходу на схід від 400-300 до 100 мм за рік, незважаючи на велику кількість днів з опадами. Але випаровування тут ще менше, тому це зона надлишкового зволоження. Зволоження ґрунту залежить не тільки від кількості опадів у даній місцевості. Приблизно однакова кількість опадів випадає і в напівпустелі Прикаспійської низовини, і в тундрі. Але в першому випадку є нестача вологи, що обумовлює розвиток типово ксерофільної рослинності, а в другому є надлишкове зволоження, що спричиняє заболочення [26].

Тому для визначення рівня зволоження враховують не тільки кількість опадів, а й можливість їх випаровування. Характеризуючи зволоження за рік, за сезон, за місяць використовують відношення суми опадів до випаровуваності, яке називають коефіцієнтом зволоження клімату.

Кз=

де Х – кількість опадів, Е – випаровуваність.

М. М. Іванов підрахував коефіцієнт зволоження для різних зон і областей. Якщо коефіцієнт перевищує 100% в усі місяці року, то клімат вважають постійно вологим. Якщо частина місяців має зволоження менше 100%, то клімат вважають не постійно вологим, 25-100% в усі місяці року — помірно вологим, менше 25% — постійно посушливим.

Від ступеня посушливості і зволоження клімату та його температурного режиму залежать процеси ґрунтоутворення, рослинний покрив і природні ландшафти певної місцевості. Тому коефіцієнти зволоження вважаються комплексними показниками характеристики природних зон і висотних поясів у горах. Так, коефіцієнт зволоження від 70% до 100% типовий для лісостепів і саван, від 35% до 60% — для степів та сухих саван, 20-30% — для напівпустель, 10% і менше — для пустель. У лісових зонах коефіцієнт завжди перевищує 100%.

4.1 Парниковий ефект

Температура землі підтримується завдяки балансу між нагріванням землі сонячним промінням та охолодженням після повернення енергії в космос. Такий баланс між енергією, що надходить і випромінюється, потрібен для підтримання життя на землі. В сонячний день основна частина енергії, що потрапляє на поверхню землі, є короткохвильовим випромінюванням, яке проникає крізь атмосферні шари, нагріваючи землю.

Задля підтримання енергетичного балансу землі частина енергії повинна залишати землю. Це є довгохвильове інфрачервоне випромінення. Але якби такі промені могли легко відображатися в космос, температура Землі була б нижчою на 30 градусів. Життя на Землі не могло б існувати.

На щастя, значна кількість інфрачервоних променів утримується в атмосфері, завдяки так званим парниковим газам. Тому і температура Землі підвищується. Ці гази функціонують, як скло в теплицях, що дозволяє сонцю потрапляти всередину, і затримує інфрачервоні промені, забезпечуючи належну температуру.

Таким чином парниковий ефект є не результатом діяльності людини, а природним явищем. Він позитивно впливає на всі екосистеми, стабілізує температуру атмосферного повітря, і є нормальним для рослинного, тваринного світу та життя людей.

Для підтримання життя на Землі необхідний правильний баланс між поглинанням та випроміненням енергії. Збільшуючи викиди парникових газів в атмосферу, люди порушують баланс, що склався впродовж століть. Багато хто з нас думає, що це лише вихлопні гази машин та викиди промислових підприємств.

Існують 6 основних парникових газів, які входять до хімічного складу атмосфери:

- водяна пара;

- вуглекислий газ;

- метан;

- озон;

- закис азоту,

- і останнім часом хлоро-фторо-вуглеці. Крім них, всі гази зустрічаються в природі.

В результаті діяльності людини концентрація цих газів збільшується, через що зростає парниковий ефект. Неприродний та потенційно небезпечний процес.

CO2 – найзначніший з антропогенних парникових газів. Хоча цей газ природного походження, завдяки діяльності людини він створюється у найбільшій кількості.

Індустріалізація призвела до збільшення використання видів палива, що видобувається з надр Землі: вугілля, нафта, газ (органічне паливо). При їхньому спалюванні у великій кількості викидається CO2. Причиною 45и відсотків викидів CO2 є транспорт та виробництво електроенергії та тепла. За оцінками вчених за останні 200 років концентрація CO2 в атмосфері збільшилася на 26 відсотків. Це – найвищий рівень за всю історію людства. Вуглекислий газ становить 55 відсотків антропогенного парникового ефекту. Глибинні проби крижаного покриття Землі дають можливість оцінити склад атмосфери за останнє тисячоліття. Ці данні, а також сучасні спостереження 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 діяльності метан потрапляє в атмосферу, їх темпи постійно зростають.

Озон - це речовина, що захищає нас від шкідливого ультрафіолетового проміння. Його найбільша концентрація у верхніх шарах атмосфери, де формується так званий озоновий шар. Заподіяні цьому шару ушкодження викликають занепокоєння. Озон також є парниковим газом. Завдяки складним хімічним реакціям в щільних шарах атмосфери деякі речовини, переважно створені людиною, з’єднуються і виникає озон. Кількість озону в багатьох випадках залежить від погодних умов та наявності сонячного світла. Його кількість також зростає.

Рослинний світ створює закис азоту, але підвищення концентрації цього газу пов’язують з сільськогосподарською діяльністю та спалюванням біомаси, наприклад деревини.

Хлорофторовуглеці виникають виключно в результаті діяльності людини. Вони нетоксичні та інертні, що робить їхнє використання безпечним та корисним при виготовленні аерозолів, холодильних газів та ізоляційних матеріалів. Вони також використовуються при виготовленні штучної гуми та очищенні електронних механізмів. Ці гази відомі, як руйнівники озонового шару. Вони значно підсилюють парниковий ефект і дуже важливі, оскільки поглинають інфрачервоне випромінювання, яке не поглинули інші гази.

Водяна пара – один з найважливіших парникових газів. Але ми його таким не сприймаємо. Він усюди зустрічається в природі. Він невидимий. Діяльність людини не впливає на нього безпосередньо, але існує важливі непрямі зв’язки. Потепління, що відбувається через дію інших парникових газів, збільшує випарювання та призводить до підвищення кількості водяної пари в атмосфері. Це також може збільшити потепління.

Деякі гази в атмосфері більш стабільні, ніж інші. Важлива не тільки їхня кількість. Кількість будь-якого газу в атмосфері визначає баланс між кількістю викидів і розміром та інтенсивністю поглиначів.

Поглинання – це процес, в результаті якого речовина залишається в атмосфері. Основні поглиначі вуглекислого газу – це океан та процес фотосинтезу на суші та у воді. Сонячна енергія, що використовується рослинами, ініціює процес, внаслідок якого вуглекислий газ розпадається на вуглець та кисень.

Але газ ненадовго зникає з атмосфери. Мертві рослини та морські мешканці назавжди закріплюють його у земному ґрунті та на океанському дні, 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 види метеорологічних опадів - дощ, сніг, град, туман, дощ зі снігом, - кислотність яких 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 нейтральна крапка (чиста вода) має рН = 7. Дощова вода в чистому повітрі має рН = 5,6. Чим нижче значення рН, тим вище кислотність. Якщо кислотність води нижче 5,5, то опади вважаються кислотними.

Варто звернути увагу ще на одну особливість шкали рН. Кожна наступна сходинка на шкалі рН говорить про десятикратну зміну концентрації іонів водню в розчині. Наприклад, кислотність речовини зі значенням рН=4 у десять разів вище кислотності речовини зі значенням рН=5, у сто разів вище, ніж кислотність речовини зі значенням рН6 і в сто тисяч разів вище, ніж кислотність речовини зі значенням рН=9.

Кислотний дощ утворюється в результаті реакції між водою і такими забруднюючими речовинами, як діоксид сірки (SО2) і різних оксидів азоту (NOx). Ці речовини викидаються в атмосферу автомобільним транспортом, у результаті діяльності металургійних підприємств і електростанцій, а також при спалюванні вугілля і деревини. Вступаючи в реакцію з водою атмосфери, вони перетворюються в розчини кислот - сірчаної, сірчистої, азотистої й азотний. Потім, разом із снігом чи дощем, вони випадають на землю.

Природними джерелами надходження діоксиду сірки в атмосферу є головним чином вулкани і лісові пожежі.

Природні надходження в атмосферу оксидів азоту зв'язані головним чином з електричними розрядами, при яких утвориться NО, згодом - NO2. Значна частина оксидів азоту природного походження переробляється в ґрунті мікроорганізмами, тобто включена в біохімічний круговорот.

Діоксид сірки, що потрапив в атмосферу, перетерплює ряд хімічних перетворень, що ведуть до утворення кислот.

Частково діоксид сірки в результаті фотохімічного окислювання перетворюється в триоксид сірки (сірчаний ангідрид) SО3:

2SO2 + О2 → 2SO3,

який реагує з водяною парою атмосфери, утворюючи аерозолі сарною кислоти:

SО3 + Н2О → H2SО4.

Основна частина діоксиду сірки, що викидається у вологому повітрі утворить аерозоль сірчистої кислоти і зображують умовною формулою Н2SO3:

SO2 + H2O → H2SO3.

Сірчиста кислота у вологому повітрі поступово окисляється до сірчаної:

2H2SO3 + O2 → 2H2SO4.

Аерозолі сірчаної і сірчистої кислот приводять до конденсації водяної пари атмосфери і стають причиною кислотних опадів (дощі, тумани, сніг). При спалюванні палива утворяться тверді мікрочастинки сульфатів металів (в основному при спалюванні вугілля), легко розчинні у воді, що осаджуються на ґрунт і рослини, роблячи кислотними роси (рис. 4.1.).

Аерозолі сірчаної і сірчистої кислот складають близько 2/3 кислотних опадів, інше приходиться на частку аерозолів азотної й азотистої кислот, що утворяться при взаємодії діоксиду азоту з водяною парою атмосфери:

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7