|
Zmiany wilgotności z wysokością
1. Ze wzrostem wysokości prężność pary wodnej zmniejsza się; zmniejsza się też
wilgotność bezwzględna i właściwa. Jest to zupełnie zrozumiałe: wszak ciśnienie
atmosferyczne i gęstość powietrza również zmniejszają się wraz ze wzrostem
wysokości. Należy zwrócić jednak uwagę że procentowa zawartość pary wodnej w
stosunku do zawartości gazów stałych w powietrzu również zmniejsza się z
wysokością. Znaczy to, że prężność i gęstość pary wodnej zmniejsza się wraz ze
wzrostem wysokości szybciej (nawet znacznie szybciej) niż ogólne ciśnienie i ogólna
gęstość powietrza.
Uwarunkowane to jest tym, że para wodna stale przedostaje się do atmosfery od dołu i,
rozprzestrzeniając się stopniowo ku górze, ulega w mniej lub bardziej wysokich
warstwach atmosfery kondensacji wskutek spadku temperatury. Dlatego w dolnych warstwach
atmosfery jest jej więcej w stosunku do powietrza suchego niż w górnych.
W poszczególnych przypadkach zmniejszanie się wilgotności powietrza wraz ze wzrostem
wysokości przebiega różnie w zależności od warunków mieszania się powietrza oraz od
pionowego rozkładu temperatury. Jednak na ogół prężność pary wodnej, jak było już
wspominane, wraz ze wzrostem wysokości maleje. Wraz z prężnością pary wodnej, mniej
więcej tak samo szybko, zmniejsza się ze wzrostem wysokości również wilgotność
bezwzględna i właściwa. W ten sposób połowa całej pary wodnej przypada na dolne 1,5
km atmosfery i ponad 99% - na troposferę.
W górach zawartość wilgoci w powietrzu jest nieco większa niż na tych samych
wysokościach w swobodnej atmosferze, co łatwo wytłumaczyć tym, że tu bliżej znajduje
się źródło wilgoci- powierzchnia Ziemi. Istnieją empiryczne wzory do obliczeń zmian
prężności pary wodnej i wilgotności właściwej, z wysokością w górach i w
swobodnej atmosferze.
2. Wilgotność względna zmienia się z wysokością z mniejszą regularnością niż
prężność pary wodnej. Na ogół z wysokością ona się zmniejsza, lecz na tych
poziomach, na których tworzą się chmury, wilgotność względna oczywiście jest
podwyższona. W warstwach gdzie występują inwersje temperatury gwałtownie ona maleje
(wskutek zwiększenia się temperatury).
3. Znając pionowy rozkład wilgotności bezwzględnej można obliczyć, ile pary wodnej
zawarte jest w całym słupie powietrza nad jednostką obszaru powierzchni Ziemi.
Wartość ta nazywa się wodą osadzoną. Lepiej byłoby ją nazwać zapasem wilgoci w
słupie atmosfery. Nad każdym metrem kwadratowym powierzchni Ziemi powietrze zawiera
średnio 28,5 kg pary wodnej (należy pamiętać, że ciężar całego powietrza nad
każdym metrem kwadratowym powierzchni Ziemi przy średnim ciśnieniu atmosferycznym
przekracza 10 t, tj. trzystukrotnie jest większy od ciężaru pary wodnej).
Kondensacja w atmosferze
1. Kondensacja- przejście wody ze stanu gazowego w stan ciekły- odbywa się w atmosferze
drogą tworzenia się nadzwyczaj drobnych kropelek o średnicy rzędy kilku mikronów.
Większe krople powstają drogą łączenia się drobnych kropelek lub topnienia
kryształków lodu.
Kondensacja rozpoczyna się gdy powietrze osiąga stan nasycenia, co najczęściej zdarza
się w atmosferze przy spadku jej temperatury. Para wodna, której ilość jest
niewystarczająca do nasycenia powietrza, z chwilą spadku temperatury do temperatury
punktu rosy staje się nasycona. Przy dalszym obniżeniu temperatury nadmiar pary wodnej,
przekraczający ilość potrzebną do nasycenia, przechodzi w stan ciekły. Powstają
zarodniki kropelek chmurowych, tj. początkowe zespoły drobin wody, które nadal rosną
aż do rozmiarów kropelek, tworzących chmury. Jeżeli temperatura punktu rosy leży
znacznie poniżej zera, wówczas powstają początkowo zarodniki, analogiczne do
wspomnianych, na których rosną kropelki przechłodzone; lecz następnie te pierwotne
kropelki zamarzają i na nich zaczynają się rozwijać kryształki lodu.
2. Ochładzanie powietrza odbywa się najczęściej adiabatycznie na skutek jego
rozszerzania się, bez oddawania ciepła otoczeniu. Takie rozszerzanie zachodzi
przeważnie przy wznoszeniu się powietrza do góry.
Z rozdziału II wiemy, że do chwili osiągnięcia przez powietrze stanu nasycenia
ochładza się ono adiabatycznie o jeden stopień na każde 100m wznoszenia. Wobec tego
dla powietrza, którego stan nie jest zbyt daleki od nasycenia, najzupełniej wystarczy
wzniesienie się do góry o kilkaset metrów, w skrajnym przypadku o 1 do 2 km, by
rozpoczęła się w nim kondensacja.
Mechanizmy takiego wznoszenia się powietrza bywają różne. Powietrze może się
wznosić podczas procesu turbulencji w postaci nieuporządkowanych wirów. Może ono się
wznosić również w postaci mniej lub bardziej silnych prądów konwekcyjnych. Często
zachodzi wznoszenie się dużych ilości powietrza na frontach atmosferycznych, przy czym
powstają wówczas układy chmur, pokrywające powierzchnie o setkach tysięcy kilometrów
kwadratowych. Wznoszenie się powietrza może się odbywać również w grzbietach fal
atmosferycznych, wskutek czego mogą powstawać chmury na tych wysokościach, na których
istnieje ruch falowy.
Zależnie od mechanizmu wznoszenia się powietrza powstają różne rodzaje chmur. Przy
tworzeniu się mgieł główną przyczynę oziębienia powietrza stanowi już nie jego
adiabatyczne wznoszenie, lecz przekazywanie ciepła z powietrza ku powierzchni Ziemi.
W atmosferze zachodzi nie tylko tworzenie się kropelek, lecz również sublimacja-
powstawanie kryształków, przechodzenie pary wodnej bezpośrednio w stan stały. Opady
stałe, pochodzące z chmur, najczęściej mają wyraźną budowę krystaliczną:
wszystkim znane są złożone kształty płatków śniegu- sześciopromienne gwiazdki o
licznych rozgałęzieniach.
W chmurach i w opadach występują również kryształki o bardziej prostych kształtach,
jak i zamarznięte kropelki wody. Kryształki tworzą się również na powierzchni Ziemi
i na przedmiotach przy ujemnych temperaturach (szron, szadź i in.).
Szerzej pojęty termin kondensacja oznacza zwykle “kondensację i sublimację
łącznie”.
Jądra kondensacji
1. Powstawanie przy kondensacji kropelek wody w atmosferze odbywa się zawsze na tzw.
jądrach kondensacji. Jeżeli zarodnik kropelki powstaje bez jądra, jest on wówczas
chwiejny; drobiny łączące się w zespoły natychmiast rozpadają się ponownie. Rola
jądra kondensacji polega na tym, że - dzięki swym właściwościom higroskopijnym -
zwiększa stabilność powstałego zarodnika kropelki. Gdyby usunąć sztucznie z
powietrza jądra kondensacji, to kondensacja nie będzie w nim zachodziła nawet przy
przesyceniu powietrza. Jednak jądra kondensacji zawsze są w atmosferze i dlatego nie
obserwuje się w niej cokolwiek większych przesyceń. Domieszki aerozoli w powietrzu
odgrywają przeważnie jąder kondensacji.
Najważniejszymi jądrami kondensacji są cząstki rozpuszczalnych soli higroskopijnych
zwłaszcza soli morskiej , obecność, której można zawsze stwierdzić w wodzie
opadowej. Trafiają one do powietrza w dużych ilościach podczas falowania morza i
rozpryskiwania się wody morskiej oraz następującego po tym parowaniu kropelek w
powietrzu. Na grzbietach fal tworzą się pęcherzyki (,,piana”), które następnie
pękają w wyniku czego zachodzi rozpryskiwanie. Przy pęknięciu tylko jednego
pęcherzyka powietrza o średnicy 6mm wytwarza
w niej mniej więcej 1000 kropelek. Podczas wiatru o prędkości 15m/s z 1cm2 powierzchni
morza w ciągu jednej sekundy trafia do powietrza kilkadziesiąt byczych jąder
kondensacji o ciężarze rzewndu10-15 g każde. Solne i w ogóle higroskopijne jądra
trafiają do atmosfery również podczas rozpylania się gruntu.
Powstałe tą drogą jądra kondensacji mają rozmiary rzędu dziesiątych i setnych
części mikrona (zresztą spotyka się niekiedy również “olbrzymie” jądra o
rozmiarach przekraczających jeden mikron). Jądra kondensacji, wskutek swoich małych
rozmiarów, nie opadają na Ziemię i przenoszone są prądami atmosferycznymi na duże
odległości. Wskutek swoich własności higroskopijnych unoszą się często w atmosferze
w postaci nadzwyczaj drobniutkich kropelek nasyconego roztworu solnego. Przy zwiększeniu
się wilgotności względnej kropelki zaczynają rosnąć i przy wilgotności ok. 100%
przekształcają się w widoczne dla oka kropelki chmur i mgieł.
Kondensacja odbywa się również na higroskopijnych cząstkach stałych i kropelkach,
będących produktami spalania lub rozkładu organicznego. Są to: kwas azotowy, kwas
siarkowy, siarczan amonu i in. W ośrodkach przemysłowych takich jąder kondensacji w
atmosferze jest szczególnie dużo. Prawdopodobnie rolę jąder kondensacji odgrywają
również niehigroskopijne, lecz zwilżane dostatecznie duże cząstki.
2. Liczba jąder kondensacji w jednym centymetrze sześciennym powietrza przy powierzchni
Ziemi jest rzędu tysięcy i dziesiątków tysięcy cząstek. Wraz ze wzrostem wysokości
liczba jąder szybko się zmniejsza; na wysokości 3-4 km liczba jąder kondensacji wynosi
zaledwie setki cząstek w 1 cm3 .
Kropelki chmur tworzą się w rzeczywistych warunkach atmosferycznych nie na wszystkich
jądrach kondensacji, lecz tylko na największych. Kondensację na pozostałych,
mniejszych jądrach można otrzymać w warunkach sztucznych przy mniej lub bardziej
znacznym przesyceniu powietrza.
3. Przez pewien czas przypuszczano, że rozwój kryształków lodowych w atmosferze odbywa
się na specjalnych jądrach sublimacji. Obecnie istnieją podstawy do przypuszczenia, że
kropelki zarodnikowe zawsze początkowo powstają na jądrach kondensacji. Przy
temperaturach ujemnych kropelki te znajdują się w stanie przechłodzonym, lecz przy
dostatecznie niskich, ujemnych temperaturach elementy kropelkowe zamarzają i dalej na
nich rozwijają się kryształki. Stężenie kryształków lodowych w chmurach (ich liczba
na jednostkę objętości) jest znacznie mniejsza niż stężenie kropelek wody, a
powstają one przy bardzo dużym przesyceniu powietrza względem lodu. Dlatego kryształki
szybko rosną na drodze sublimacji, osiągając rozmiary dziesiątków mikronów. Możliwe
jest, że bodźcem do zamarzania kropelek są występujące w powietrzu szczególne jądra
zamarzania, których jednak natura chemiczna i mechanizm działania są jeszcze nie
zupełnie jasne. |
