Гравітаційна диференціація речовини в Землі

Гравітаційна диференціація має загальний характер, оскільки в полі земного тяжіння кожне тіло певної маси прагне зайняти положення, яке відповідало б мінімуму потенціальної енергії даної маси, а якщо йдеться про систему таких тіл ‑ то мінімуму потенціальної енергії системи в цілому. З фізики відомо, що мінімум потенціальної енергії суміші досягається тоді, коли найважчому її компоненту відповідає гіпсометрично найнижчий рівень, а найлегший перебуває вгорі. Решта компонентів розташована у проміжному положенні.

Це пояснює загальний механізм процесу, що визначається законами Архімеда та сполучених судин. Речовина, що має більшу густину, прагне занурюватись углиб, а легша (точніше, яка має меншу густину) спливає догори, тобто кожна з них прагне до певного енергетичного рівня. Це явище має провідне значення, передусім у процесі утворення геосфер через розшарування земної речовини відповідно до її густини. У кожній з геосфер відбувається процес кругообігу внаслідок змінення густини речовини через нагрівання й охолодження, хімічні перетворення (що завжди спричиняє зміни густини) тощо.

Гравітаційна диференціація в повітрі. Густину повітря визначають його температура й вологість. За однакового тиску густина повітря обернено пропорційна температурі й вологості.

Слід насамперед звернути увагу на обернену залежність густини повітря від вмісту вологи (абсолютної вологості, або тиску водяної пари). На перший погляд здається, ніби речовина волога важча за суху. Але тут йдеться про вологу у вигляді газу (тобто водяної пари в науковому, а не широкому значенні). У метеорології водяною парою називають невидимий газ, що складається з окремих молекул Н₂О, які не переломлюють світло. Те, що повсякденною мовою називають парою, науковою мовою метеоролога зветься туман, тобто дрібні краплинки вологи, утворені скупченнями молекул Н₂О, що переломлюють світло і через це стають видимими. У табл. 3.1 вміщено дані про густину повітря та його складових.

Таблиця 3.1. Нормальна густина повітря та його складових при Т = 0 °С і стандартному атмосферному тиску

Речовина	Густина, кг/м3	Речовина	Густина, кг/м3
Сухе повітря	1,29	Діоксид вуглецю	1,98
Азот	1,25	Кисень	1,47
Водень	0,09	Оксид вуглецю	1,25
Водяна пара (Т= 100 °С)	0,88

Очевидно, що водяна пара майже в півтора рази легша за повітря. Відомо, що сухе повітря та водяна пара утворюють суміш газів, густина якої залежить від співвідношення названих складових. Отже, в однакових умовах (температура, атмосферний тиск) чим більший вміст водяної пари в повітрі, тим меншою буде густина суміші (вологого повітря).

Розглянемо, що відбувається у вертикальному стовпі повітря через його нагрівання та зволоження під впливом взаємодії з підстильною поверхнею. Повітря найчастіше нагрівається від земної поверхні, а також отримує тепло разом із водяною парою (як приховану теплоту випаровування) за рахунок процесу випаровування. Надходження водяної пари діє водночас із нагріванням повітря.

Рис. 3.9. Утворення термічної конвекції у нестійкому повітрі за умови нагрівання від земної поверхні: Т₃>Т₂>Т₁,  ‑ напрямок турбулентного теплопереносу та -- — напрямок вертикальних потоків повітря

Рис. 3.10. Нестійкий стан повітря за умови адвекції тепла ззовні: тонкі лінії — ізобари, що утворюють «острів тепла»

Через ці два процеси нижчі шари повітря стають легшими, тобто густина його зменшується, тому стовп повітря стає нестійким: нижчі шари спливають угору, а вищі занурюються на їхнє місце (рис. 3.9), або свіже повітря надходить збоку (рис. 3.10). Виникає термічна конвекція, яку внаслідок складного характеру руху та переважно термічної причини явища називають у метеорології турбулентним теплообміном земної поверхні з атмосферою — найважливішим природним чинником формування нижнього шару атмосфери.

Горизонтальний перенос повітря теж певною мірою пов’язаний з вертикальними рухами, зумовленими гравітаційною диференціацією, але цей зв’язок надто складний, тому пояснимо його далі.

Стан повітря, коли температура підвищується в напрямку земної поверхні, називають у метеорології нормальним. Поряд із цим трапляється, що температура повітря знижується біля земної поверхні, а з висотою зростає. Такий розподіл температури називають інверсійним. Він виникає внаслідок:

1) вихолоджений земної поверхні за недостатнього нагрівання (наприклад, взимку над засніженою землею) (рис. 3.11, а);

2) стікання холодного повітря зі схилів у долину чи западину !(рис. 3.11, б).

Рис. 3.11. Температурна інверсія: а — вихолоджування повітря над снігом (І — межа інверсії; II — шар снігу; ІІІ — земля); б — стікання охолодженого повітря до улоговини

Динамічні процеси у воді. Відмінність густини води в океані зумовлює виникнення горизонтальних течій. Таку саму природу мають вертикальні токи води та вертикальна стратифікація вод.

Гравітаційна диференціація у воді також визначається її густиною. У свою чергу, густина води залежить від двох чинників: температури та солоності. У солодкій (прісній) воді фактор солоності нівелюється, тому лишається саме вплив температури.

Чим нижча температура й вища солоність води, тим більша її густина. Отже, між температурою й солоністю, з одного боку, та густиною ‑ з іншого, існує пряма пропорційна залежність.

Розглянемо, як відбувається вертикальна циркуляція у воді залежно від солоності. На рис. 3.12 показано залежність густини води від температури та солоності.

Густина води є функцією від двох аргументів:

Ω=f(T,S)

де Т, S ‑ температура й солоність відповідно.

Отже, кожна точка на даній поверхні визначається трьома взаємопов’язаними величинами: солоністю, температурою й густиною. Ця діаграма дає змогу розглядати складні взаємозв’язки, що виникають у морських водах. Частина водної маси, яка має густину більшу, ніж визначена за даною функцією, буде опускатися вглиб доти, аж доки не досягне рівноваги. В іншому разі водна маса має здійматись угору.

Р ис. 3.12. Залежність густини морської води від температури й солоності (Т, S-діаграма)

Криві на графіку — ізолінії теплового розширення води. Лінія ν відповідає замерзанню води залежно від солоності. Лінія нульового розширення (максимальної густини) перетинає лінію замерзання при солоності 24,695 ‰ й температурі ‑1,33 °С. Зліва від цієї точки температура максимальної густини вища за температуру замерзання, справа — навпаки.

На графіку нанесено дві штрихові лінії: потовщена характеризує температуру замерзання як функцію солоності та густини, тонка визначає температуру найбільшої густини води залежно від солоності. Точка перетину ліній відповідає стану, коли збігаються температури найбільшої густини та замерзання. Вище цієї точки вода, що замерзає, має меншу густину, ніж у цій точці, тому спливає на поверхню, де й утворюється лід.

Очевидно, що за солоності, нижчої ніж 25 ‰, максимальна густина води не відповідає температурі замерзання. Прісна вода має, як відомо, максимальну густину при температурі 4°С. Солона вода має максимальну густину при температурі замерзання.

В океанології застосовують Т, S-діаграму, що має таке саме тлумачення.

У воді відбуваються процеси вертикальної конвекції або ж встановлюється стійка рівновага стовпа води, що в екологічному значенні дуже важливо. Якщо поверхневий шар води стає більш прохолодним та солоним (наприклад, за рахунок випаровування), то густина цієї води зростає, і виникає гравітаційна неврівноваженість стовпа води, що спричиняє вертикальну конвекцію і поліпшує екологічну обстановку у водоймі. Те саме трапляється восени та взимку в прісних водоймах через охолодження води від поверхні.

В інших випадках (нагрівання з поверхні, розбавлення прісною водою) солоні води набувають стійкої рівноваги, через що їх вертикальна термічна циркуляція припиняється. У прісних водах відомі літні замори води від того, що в них встановлюється стійка рівновага вертикального стовпа води через його нагрівання від поверхні, причому ці явища залежать від температури й солоності одночасно.

Вертикальні рухи води й повітря впливають на горизонтальні рухи, бо спричиняють густинні течії.

Термодинамічні явища у географічній оболонці

Закони термодинаміки

Перше напало термодинаміки визначає відповідність енергетичних процесів у географічних системах закону збереження енергії, характеризує зміну енергії системи за рахунок надходження зовнішньої енергії:

енергія, що надходить до системи, дорівнює сумі приросту внутрішньої енергії системи та роботі, що здійснена системою:

0*0 = Ж + а№,

де (10 — надходження теплоти; а'П — приріст внутрішньої енергії; а~ІУ— робота системи.

Друге начало термодинаміки визначає теплову взаємодію тіл та утворення термодинамічної ентропії (ентропії за Клаузіусом):

якщо два тіла (дві системи), що мають різну температуру, привести до взаємодії, то утворюється нова система, в якій виникає потік теплоти, спрямований від тіла з вищою температурою до тіла з нижчою температурою:

де йТ — приріст температури за рахунок теплопереносу; ентропія системи.

10....

Така система має в геофізиці назву географічної теплової машини (за В. В. Шулейкіним). Величина £2 є ентропією системи та визначає дисипацію енергії в результаті теплопереносу. Завдяки дисипації енергії (тобто ентропії) процес теплопереносу стає незворотним.

Це явище вперше було вивчено С. Карно ще в першій половині XIX ст. у зв'язку з дослідженням ефективності роботи парового двигуна і з того часу має назву циклу Карно.

Аналогію цього явища — гістерезис зледеніння за М. І. Будико зображено на рис. 3.13. Незворотність теплопереносу тут очевидна. Адже для танення льоду потребується відповідна енергія, що стримує процес.

20 зо Г,°с

Розвиток зледеніння пов'язаний з вивільненням енергії фазового переходу. Отже, ці процеси визначаються різними умовами, що відповідає різним частинам кривої між точками А і В. Замкнена крива має назву петлі гістерезису, а площа всередині петлі визначає необоротну частину теплопереносу. Ця енергія має розсіятись у

навколишньому середовищі при нагромадженні льодовика або ж акумулюватися з зовнішнього середовища за умови його танення.

Подібні процеси трапляються в кожній термодинамічній системі, що й визначає універсальність та повсюдність явища.

Зміни стану повітря залежно від вологості. Вміст водяної пари в повітрі лімітований через те, що вона обмежено розчиняється: чим вища температура повітря, тим більшою є розчинна здатність водяної пари. Розчинну здатність у повітрі водяної пари при різних температурах описує діаграма (рис. 3.14).

В інтервалі додатних температур 5...ЗО °С та за нормального атмосферного тиску можна ввести таке емпіричне правило: кількість грамів водяної пари, що здатна розчинитися в повітрі, приблизно відповідає значенню температури в градусах Цельсія.