Hledat zde:
Vyhledávání je nasazeno na celý server zemepis.com.
Státy A - Z:
Informace o jednotlivých státech.
O serveru:
Geografický server zemepis.com si dává za úkol poskytnout všem maximální množství zeměpisných informací nejenom o České republice, ale také celém světu a to v češtině a zdrama. Spolupracujem se serverm půjčky bez registru ihned.
Zemepis.com> Fyzická geografie> Atmosféra> Vodní pára v atmosféře I

Tisknou stránku

VODNÍ PÁRA V ATMOSFÉŘE I.

Vodní pára je v atmosféře obsažena ve velmi proměnlivém množství; u zemského povrchu v průměru od 0 do 3 % objemu (v reálu 0,2 až 2,5 %). Obsah vodní páry je významně ovlivňován teplotou. Největší hodnoty obsahu vodní páry nalezneme v oblastech podél rovníku a nejnižší naopak v polárních oblastech (hlavně v Antarktidě).

Vodní pára přechází do atmosféry výparem, který dále dělíme na evaporaci (výpar odehrávající se v anorganickém prostředí; fyzikální výpar) a transpiraci (výpar odehrávající v organickém prostředí, fyziologický výpar). Celkový výpar zveme evapotranspirace. V přírodě je však obtížné výpar měřit, a proto pro potřeby měření nahrazujeme výpar výparností, což je výpar za ideálních podmínek (na zemském povrchu je dostatek vody, která se může vypařovat) a simuluje podmínky výparu nad volnou vodní hladinou. V hydrologii je výpar zván “klimatologická výparnost“. V různých podnebných pásech je odlišný poměr evaporace a transpirace. Směrem od pólů k rovníku narůstá podíl transpirace s výjimkou horkých oblastí podél obratníků. V našich zeměpisných šírkách převažuje transpirace nad evaporací.

Z fyzikálního hlediska jsou vodní molekuly v pohybu a některé v tak velkém, že dokáží překonat povrchové napětí a vstoupit do atmosféry. Převažují-li molekuly, které přecházejí z vody do atmosféry, dochází k výparu. Opakem výparu je kondenzace, kdy přechází voda ze skupenství plynného do skupenství kapalného. Je-li mezi tokem výparu a tokem kondenzace rovnováha, jedná se o stav nasycení. Nasycení je charakterizováno maximálním možným množstvím vodních par ve vzduchu. Podmínky, za nichž je vzduch nasycen vodními parami:

  • teplota vzduchu T - se vzrůstající teplotou geometricky roste maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu;
  • tlak vzduchu p - s klesajícím tlakem vzduchu stoupá maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu;
  • skupenství (stav vody, z níž k výparu dochází) - v okolí ledového povrchu je maximální možné množství vody ve vzduchu menší než v okolí kapalné vodní hladiny);
  • zakřivení povrchu vodní hladiny - s růstem poloměru zakřivení klesá množství vody obsažené ve vzduchu (např. velká vodní kapka - analogie ledu; malá kapka - analogie kapalné vodní hladiny);
  • obsah rozpuštěných solí - se zvyšujícím se obsahem solí, klesá maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu;
  • elektrický náboj vodního prostředí - se zvyšujícím se obsahem elektrických nábojů, klesá maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu.

VLHKOST VZDUCHU A JEJÍ ZÁKLADNÍ CHARAKTERISTIKY

Tlak (napětí) vodní páry e vyjadřuje dílčí (parciální) tlak vodní páry ve směsi se suchým vzduchem. Je-li vzduch vodními parami nasycený, nahrazujeme e tlakem vodních par při nasycení E. Obě veličiny se udávají v hPa. Tlak vodních par v okolí vody v pevném skupenství je odlišný od tlaku vodních par v okolí kapalné vody.

Poměrná (relativní) vlhkost vzduchu r vyjadřuje poměr skutečného tlaku vodní páry e k maximálně možnému tlaku nasycení E při dané teplotě. r vyjadřuje stupeň nasycení vzduchu vodní párou.       r = e/E * 100 %

Při 100% r je dosaženo stavu nasycení.

Sytostní doplněk d vyjadřuje rozdíl mezi tlakem nasycení a skutečným tlakem vodní páry. Udává kolik vodní páry chybí, aby se vzduch stal nasyceným. d udáváme v hPa.  d = Ee

Absolutní vlhkost vzduchu a udává hmotnost vodní páry obsažené v jednotce objemu vzduchu neboli hustotu vodní páry. Udává se v g * m-3    a = 1,22e

Měrná (specifická) vlhkost vzduchu s udává hmotnost vodní páry obsažené v jednotce hmotnosti vlhkého vzduchu. s je bezrozměrná veličina a je stálá v měnícím se tlakovém, teplotním a hustotním prostředí. Při vertikálním pohybu vzduchu se s nemění.

Teplota rosného bodu t je teplota, při níž se vzduch následkem ochlazování stane nasyceným (r dosáhne 100 %), aniž mu byla dodána vodní pára zvnějšku. Při poklesu teploty pod t obvykle dochází ke kondenzaci vodní páry obsažené ve vzduchu a následnému poklesu t. Při r menší než 100 % je t vždy nižší než teplota vzduchu. Např. teplota vzduchu při ochlazování je 20 °C a tlak vodní páry je 24 hPa. t je 15 °C a tlak vodní páry 18 hPa. r je 18/24 * 100, tedy 75 %. r se stále zvyšuje, a to až do teploty 15 °C, kdy je dosaženo stavu nasycení (r = 100 %) a začíná se tvořit rosa nebo mlha. Teplota vzduchu klesne až na 10 °C a tlak na 12 hPa. Na stejnou teplotu klesne i t. 6 hPa se “ztratí”, vytvoří se z nich rosa nebo mlha.

Poznámka: Celá proměnlivost atmosférického počasí je založena na různém množství vody při teplotních, tlakových a hustotních situacích.

Vodní pára je vysoce radiačně aktivní plyn mající vysoký význam při procesech pohlcování záření a vydávání vlastního záření. Fázové změny skupenství, které se odehrávají na zemském povrchu, jsou spojeny s toky tepla spotřebovaného při výparu a jsou důležité pro výměnu energie mezi zemským povrchem a atmosférou.

Závislost tlaku vodních par na teplotě

t (°C)

– 40

– 30

– 20

– 10

0

+ 10

+ 20

+ 30

 

 

 

 

 

 

 

 

 

E voda (hPa)

0,19

0,5

1,3

2,9

6,1

12,3

23,4

42,4

E led (hPa)

0,13

0,38

1,03

2,6

6,1

 

Poznámky:     V atmosféře se voda v pevném stavu vyskytuje až při teplotách nižších než – 12 °C.

Kapalná voda se může v atmosféře vyskytovat do teploty – 40 °C.

Z tabulky vyplývá, že se stoupající teplotou roste tlak vodních par při nasycení.

Bergoron-Findeisenova teorie srážek

Jestliže se blízko sebe nachází kapalná vodní částice a ledová částice, tak v kapalné vodní částici dojde ke stavu přesycení a začne se vypařovat do ledové částice. Ledová částice desublimuje (přechod od plynu v pevnou látku), zvětšuje se, přejímá vodní páry z kapalné vodní částice. Ledová částice se nakonec tak zvětší, až ji neudrží výstupné proudy a začne padat k zemi. Tento jev je zván difusní přenos. Částice může při pádu k zemi nabalovat jiné částice a růst, ale nemusí nakonec na zemský povrch dopadnout, neboť dosáhne takové velikosti, kdy se rozpadne. Proces nabalování zveme koagulace.

Všechny srážky mají v zárodečné části pevné skupenství s výjimkou oblastí nízkých šířek a mírných šířek v létě.

KONDENZACE VODNÍ PÁRY V OBLACÍCH

1.      Ze zemského povrchu je prostřednictvím výparu dodáno do atmosféry mnoho vodní páry. Jakmile se atmosféra nasytí, dojde ke kondenzaci vodních par.

2.      Od zemského povrchu díky oteplování slunečními paprsky se vzduch ohřívá a vystupuje vzhůru. S rostoucím stoupáním však dojde k chladnutí par až k úrovni stavu nasycení a jejich kondenzaci. Vzniknou oblaky.

Aby ke kondenzaci vodních par došlo, je nutná přítomnost kondenzačních jader, kterých je ve vzduchu dostatek. Kondenzační jádra jsou aerosolové částice v atmosféře, které mají vhodné fyzikální vlastnosti k tomu, aby se staly centry kondenzace vodní páry a napomáhaly přechodu vody z fáze plynné do fáze kapalné. Tím pádem kondenzační jádra napomáhají vzniku zárodečných vodních kapek. Kondenzační jádra mají rozměry od 10-8 do 10-5. Kondenzační jádra jsou tvořena drobnými krystalky mořských solí, jež se do atmosféry dostávají následkem vypařování vodních kapek odstřikujících z mořské pěny. Částice větší jak 10-6 zveme obří kondenzační jádra. Obří kondenzační jádra jsou tvořena antropogenními exhaláty, prachem či většími částicemi solí. Pro přechod obřích jader do atmosféry je nutné jejich uvolnění vyvinutím intenzivní termické konvekce. Při termické konvekci se od ohřátého zemského povrchu ohřeje vzduchová částice, které se říká vzduchový valounek, a ta získá schopnost odtrhnout částici země a výstupným pohybem ji odnést. Takováto termická konvekce je možná jen v tropech a v létě v mírném pásu.

Rozdíl zakřivení vodní hladiny vůči rovné hladině kondenzačních jader

Rozměr kondenzačního jádra

10-5

10-6

10-7

Rozdíl zakřivení

1,012

1,13

3,39

 

Mezi malou a velkou vodní kapkou je tlak vodních par nasycen, ale malá kapka je bohatší vodou. Voda v malé kapce je v přesyceném stavu a vypařuje se do velké kapky a ta se tím pádem zvětšuje. Jedná se o analogii ledové a vodní částice (viz Bergoron-Findeisenova teorie srážek). Při nahromadění větších kapek (příp. ledových krystalků) dojde ke vzniku oblaků. Z toho vyplývá, že kapky mohou padat i z malých nebo smíšených oblaků.

S přibývající koncentrací soli se snižuje tlak nasycení, z toho plyne, že výpar z hladiny oceánu je menší než výpar suchozemských hladin.

V prostředí znečištěné městské atmosféry je obsah solí v kapkách větší než v mimoměstské krajině. Ve znečištěném prostředí může dojít k zažehnutí kondenzace dříve, než dojde k nasycení vodních par.

Ke kondenzaci dochází dříve než je dosaženo 100 % poměrné vlhkosti vzduchu r. Na venkově ke kondenzaci dochází při r = 98 až 99 % a v městě při r = 96 %. Se snižující se teplotou je kondenzát mnohem slanější a stačí již = 85 % k zažehnutí kondenzace.

© Zeměpis.com 2002 - 2017   |

Autor stránek zemepis.com nezodpovídá za obsah zde uveřejněných materiálů. Práva na všechny texty vlastní autor serveru! Publikování nebo další šíření obsahu serveru zemepis.com je bez písemného souhlasu provozovatele výslovně zakázáno a protiprávní - tedy vymahatelné soudně po osobě která jedná v rozporu s autorským právem.