Kondensacja to zmiana kombinacji substancji z gazowej na ciekłą lub stałą. Ale czym jest kondensacja w mastaba planety?
W każdym momencie ziemska planeta atmosferyczna zawiera ponad 13 miliardów ton wilgoci. Liczba ta jest prawie stała, ponieważ straty spowodowane opadami są ostatecznie w sposób ciągły kompensowane przez parowanie.
Szybkość krążenia wilgoci w atmosferze
Szybkość cyrkulacji wilgoci w atmosferze szacowana jest na kolosalną liczbę - około 16 milionów ton na sekundę lub 505 miliardów ton rocznie. Gdyby cała para wodna w atmosferze skropliła się i wytrąciła, wówczas woda ta mogłaby pokryć całą powierzchnię kuli ziemskiej warstwą około 2,5 centymetra, innymi słowy, atmosfera zawiera ilość wilgoci równoważną zaledwie 2,5 centymetrom deszczu.
Jak długa jest cząsteczka pary w atmosferze?
Ponieważ na Ziemi spada średnio 92 centymetry rocznie, dlatego w atmosferze wilgoć jest aktualizowana 36 razy, to znaczy 36 razy atmosfera jest nasycona i uwolniona od niej. Oznacza to, że cząsteczka pary wodnej pozostaje w atmosferze średnio przez 10 dni.
Ścieżka cząsteczki wody
Po odparowaniu cząsteczka pary wodnej dryfuje zwykle setki i tysiące kilometrów, aż skropli się i opada na Ziemię wraz z opadami atmosferycznymi. Woda spadająca w postaci deszczu, śniegu lub gradu na wyżyny Europy Zachodniej pokrywa około 3000 km od Północnego Atlantyku. Między konwersją ciekłej wody w parę a opadami atmosferycznymi na Ziemi zachodzi kilka procesów fizycznych.
Z ciepłej powierzchni Atlantyku cząsteczki wody wpadają do ciepłego wilgotnego powietrza, które następnie unosi się nad zimniejszym (gęstszym) i otaczającym go suchszym powietrzem.
Jeśli obserwuje się silne turbulentne mieszanie mas powietrza, wówczas warstwa mieszania i chmury pojawią się w atmosferze na granicy dwóch mas powietrza. Około 5% ich objętości stanowi wilgoć. Powietrze nasycone parą jest zawsze lżejsze, po pierwsze dlatego, że jest ogrzewane i pochodzi z ciepłej powierzchni, a po drugie, ponieważ 1 metr sześcienny czystej pary jest około 2/5 lżejszy niż 1 metr sześcienny czystego suchego powietrza w tej samej temperaturze i nacisk. Wynika z tego, że wilgotne powietrze jest lżejsze niż suche, a tym bardziej ciepłe i wilgotne. Jak zobaczymy później, jest to bardzo ważny fakt dla procesów zmiany pogody.
Ruch masy powietrza
Powietrze może unosić się z dwóch powodów: albo dlatego, że staje się łatwiejsze w wyniku ogrzewania i nawilżania, albo dlatego, że działają na niego siły, które powodują, że wznoszą się ponad określone przeszkody, na przykład ponad masami zimniejszego i gęstszego powietrza lub ponad wzgórzami i górami.
Chłodzenie
Unoszące się powietrze, raz w warstwach o niższym ciśnieniu atmosferycznym, jest zmuszane do rozszerzania się i nadal chłodzenia. Ekspansja wymaga wydatku energii kinetycznej, która jest pobierana z energii cieplnej i potencjalnej powietrza atmosferycznego, a proces ten nieuchronnie prowadzi do spadku temperatury. Szybkość chłodzenia rosnącej części powietrza często zmienia się, jeśli ta część zostanie zmieszana z otaczającym powietrzem.
Suchy gradient adiabatyczny
Suche powietrze, w którym nie dochodzi do kondensacji lub parowania, a także mieszania, które nie otrzymuje energii w innej formie, jest schładzane lub podgrzewane do stałej wartości (o 1 ° C co 100 metrów), gdy podnosi się lub opada. Ta wartość nazywana jest suchym gradientem adiabatycznym. Ale jeśli wznosząca się masa powietrza jest wilgotna i następuje w niej kondensacja, wówczas utajone ciepło kondensacji zostaje uwolnione, a temperatura powietrza nasyconego parą spada znacznie wolniej.
Mokry gradient adiabatyczny
Tę wielkość zmiany temperatury nazywa się mokrym gradientem adiabatycznym. Nie jest stały, ale zmienia się wraz ze zmianą ilości utajonego ciepła uwalnianego, innymi słowy, zależy od ilości skroplonej pary. Ilość pary zależy od tego, jak bardzo spada temperatura powietrza. W dolnych warstwach atmosfery, gdzie powietrze jest ciepłe, a wilgotność wysoka, mokry gradient adiabatyczny jest nieco większy niż połowa suchego gradientu adiabatycznego. Ale mokry gradient adiabatyczny stopniowo rośnie wraz z wysokością i na bardzo dużej wysokości w troposferze jest prawie równy suchemu gradientowi adiabatycznemu.
Wyporność poruszającego się powietrza jest określona przez stosunek jego temperatury do temperatury otaczającego powietrza. Z reguły w prawdziwej atmosferze temperatura powietrza spada nierównomiernie wraz z wysokością (ta zmiana nazywa się po prostu gradientem).
Jeśli masa powietrza jest cieplejsza, a zatem mniej gęsta niż otaczające powietrze (a wilgotność jest stała), to podnosi się jak dziecięca piłka zanurzona w zbiorniku. I odwrotnie, gdy poruszające się powietrze jest zimniejsze niż otaczające, jego gęstość jest wyższa i spada.Jeśli powietrze ma taką samą temperaturę jak sąsiednie masy, wówczas ich gęstość jest równa, a masa pozostaje nieruchoma lub porusza się tylko razem z otaczającym powietrzem.
Zatem w atmosferze występują dwa procesy, z których jeden przyczynia się do rozwoju pionowego ruchu powietrza, a drugi spowalnia go.