Nedbør: Betydning, prosess og typer

Etter å ha lest denne artikkelen vil du lære om: - 1. Betydning av nedbør 2. Nedbørsprosess 3. Typer.

Betydning av nedbør:

Nedbør kan defineres som vann i flytende eller fast form som faller på jorden.

eller,

Total mengde vann som faller på et gitt område i form av regn eller snø eller hagl kalles nedbør.

Nedbørsprosess:

Nedbør er forårsaket av kondensering av vanndamp i luftmassen. Den stigende luftmassen med tilstrekkelig mengde vanndamp blir mettet på grunn av adiabatisk avkjøling. Kondensasjon av vanndamp fører til dannelse av skyer. Hver sky inneholder oppdrakt og downdraft.

Utviklingen og høyden av skyene avhenger av opptrinnet. Sterkere oppdragen, større er høyden på skyen. Når væskevannet øker, reduseres opptrengets styrke og downdraft begynner å øke. Som et resultat dannes nedbør.

Selv om alle skyene inneholder vann, men noen produserer nedbør mens andre ikke gjør det. I visse tilfeller faller utfelt fuktighet fra skyene, men det blir fordampet fra atmosfæren før den når jordoverflaten.

Nedbør skjer bare når sky-dråpene eller iskrystallene vokser til en slik størrelse at den kan overvinne opptakene i atmosfæren. Det betyr at noen spesielle prosesser jobber i en sky hvorfra nedbør faller.

Det er to prosesser som kan forklare disse mekanismene:

1. Bergeron-prosessen.

2. Kollisjon - Coalescence Prosess.

Jeg. Bergeron Prosess:

I denne prosessen inneholder skyene en blanding av iskrystaller og superkjølte vanndråper. Når en iskrystall kolliderer med en dråpe superkjølt vann, fremkaller det frysing av dråpen. Denne prosessen er basert på to egenskaper av vann.

Første eiendom:

Vanndråpene i en sky fryser ikke ved 0 ° C, men forblir i form av vann opp til -40 ° C. Det kalles superkjølt vann. Superkjølt vann har en tendens til å fryse, hvis det er forstyrret. Derfor krever superkjølt vann kjerner som disse kan fryse. Disse kjernene kalles frysekjerner. Imidlertid er frysekjerner sparsomme i atmosfæren.

Dermed når de stigende luftstrømmene stiger godt over frysepunktet, vil noen av vanndråpene bli omgjort til is. Hvis en enkelt iskrystall innføres i en sky av superkjølte vanndråper, endres hele skyen raskt til en allis-sky.

Andre egenskap av vann:

Metningstrykk (e) over iskrystall er lavere enn det er over vann. Damptrykksgradienten er opprettet mellom vann og iskrystaller. Iskrystallene vokser på bekostning av superkjølt vann. Når disse iskrystallene blir tilstrekkelig store, begynner de å falle ut av skyen. Disse iskrystallene smelter før de når bakken og faller som regn.

ii. Kollisjon - Coalescence Prosess:

Denne prosessen gjelder for de skyene hvor basen av slike skyer ikke strekker seg utover frysepunktet. Disse skyene kalles varme skyer. Disse skyene inneholder stort antall skyttråper av forskjellige størrelser. De store dråpene vokser på bekostning av mindre. Som sådan kolliderer de med de mindre dråpene som er fanget og blir en del av den.

I en stor sky, skyggruppene gjentas gjentatte ganger oppover og nedover ved oppdrag og neddrift. Derfor kommer disse dråper raskt til den nødvendige størrelsen. Når det gjelder den nødvendige størrelsen på regnfall, skal det bemerkes at vanndråper må ha en diameter på mer enn 100 μ.

Skyndråpene kolliderer for å danne partikler av større størrelse med en diameter på 500μ. Dette er størrelsen på vanndråpene i drizzle. Ytterligere kollisjoner øker dråpestørrelsen og gir regn. Det har blitt funnet at en dråpe på 500μ diameter ville neppe ta 10 minutter å komme til bakken fra en skybase på 1000 m over jordoverflaten.

Gjennomsnittlige regndråper kan ha diameter i området fra 1000 til 2000 μ, men disse dråpene kan oppnå maksimal diameter på ca. 7000 μ. Over denne verdien blir de ustabile og bryter inn i mindre dråper mens de faller. Denne typen nedbør skjer i varme skyer i ekvatorielle og tropiske områder.

I tillegg til kollisjon spiller elektrifisering mellom dråpene en viktig rolle for å oppnå koalescens. Hvis de kolliderende dråpene har motsatt elektriske ladninger, oppnås sammenløp lett.

Vi vet at alle skyene ikke kan føre til nedbør. Skyene som ikke forårsaker nedbør kan ha små dråper med jevn størrelse. Slike situasjoner kan føre til kolloid stabilitet i skyene.

Veksten av skyene vil ikke øke på grunn av små dråper, kollisjon mellom dråpene kan ikke skje. Derfor kan disse skyndråpene sakte sakte med en jevn hastighet uten kollisjon. Dermed kan alle de skyene som ikke har nødvendig størrelse på skyttråper, ikke gi noe nedbør.

I begge prosessene vil nedbør forekomme i lengre tid, hvis det er tilstrekkelig tilførsel av fuktighet.

Typer av nedbør:

Det finnes tre typer nedbør:

1. Orografisk nedbør,

2. Konveksjonell nedbør (Konvektivt type), og

3. Cyclonic eller Frontal Precipitation.

1. Orografisk nedbør:

Denne typen nedbør skjer når fuktig luftmasse stiger på vindsiden av fjellet. Den fuktige luftmassen er lettere enn den tørre luftmassen, derfor oppdriftskrefter presser luftmassen langs skråningen av fjellet og avkjøles ved den tørre adiabatiske hastigheten. Når kjøling er tilstrekkelig, blir luftmassen mettet og kondens starter. Som et resultat er løftende kondensnivå nådd og skyer begynner å danne seg.

Når fjellene virker som barriere for luftmassens strøm, avkjøles luften adiabatisk, som følge av at det oppstår skyer og nedbør. Dette kalles orografisk nedbør. Denne typen nedbør skjer på vindsiden av fjellene.

Men på leve side er det brått fall i nedbør på grunn av nedstigende luftmasse som blir oppvarmet ved tørr adiabatisk bortfallshastighet. Den synkende luftmassen blir tørr og varm.

Som et resultat forsvinner skyene på forsyningssiden. Derfor finnes det alltid tørre områder på fjellsiden av fjellet. Disse er kjent som regnskyggeområder. Dette er grunnen til at fuktig luft hersker på vindsiden, og varm tørr luft hersker på leve side.

I India forårsaker sør-vest-monsunen tungt regn på vindhellingen til vestlige ghattene, mens det er store skyggeområder på leieplassen. Det er en kontinuerlig økning i nedbør på vindsiden, opp til en viss høyde utover hvor nedbøren begynner å avta. Dette kalles inversjon av nedbør.

2. Konveksjonell nedbør:

Det kreves to forhold for å forårsake denne typen nedbør:

Jeg. Intensiv oppvarming av bakken.

ii. Rikelig tilførsel av fuktighet.

Solstråling er hovedkilden til varme for å produsere konveksjonsstrømmer i luften. Denne prosessen starter når overflaten oppvarmes ulikt. I løpet av dagen vil luften over den bare jord vokse varmere enn luften over tilstøtende skog.

Varmluft er mindre tett i forhold til kald luft. Konveksjonstrømmer er satt opp og tvinge luften til å stige. Luften avkjøles adiabatisk og temperaturen minker etter hvert som den stiger. Luftmassen vil fortsette å stige så lenge den forblir varmere enn den omgivende luften.

Stigende luftmasse blir mettet ettersom den blir avkjølt adiabatisk. Kondensering starter og stigende luftkolonne blir en puffy cumulus-sky. Hvis konveksjonen fortsetter sterkt, utvikler skyen seg til en tett cumulonimbus-sky.

Kraftig nedbør er alltid forbundet med denne typen sky. Konvektiv type nedbør er et varmt værfenomen. Det er generelt forbundet med torden, lyn og sterk overflate vind. Noen ganger hagler er også forbundet med det.

Viktigheten i planteplanter:

Denne typen nedbør skjer i lavbreddegrader og i tempererte soner. Det skjer vanligvis i sommermånedene i kveldstid. På fjellet er denne typen nedbør av svært kort varighet og består av tunge dusjer. Konvektiv nedbør er mindre effektiv for vekstveksten enn den faste regnen.

I dette tilfellet er avløpet maksimalt, derfor er lite vann igjen for å komme inn i jorden. Men i den tempererte regionen er det mest effektivt for å fremme veksten av planter. Hovedårsaken er at i midtbreddegrader skjer det bare i varm sesong når vegetasjonen er veldig aktiv.

3. Cyclonic eller Frontal Precipitation:

Det oppstår når dype og omfattende luftmasser blir laget for å konvergere og bevege seg oppover slik at deres adiabatiske kjøling finner sted. For denne typen nedbør er løfting av luftmasse nødvendig.

Syklonisk nedbør kan oppnås på to måter:

Jeg. Når to luftmasser med forskjellig temperatur og fuktighetsinnhold møtes i en viss vinkel, blir den varme og fuktige luften steget over den tyngre kuldemassen.

ii. Når luftmassene fra forskjellige retninger konvergerer til sentrum, blir noe av luften tvunget opp.

I tropisk region er det liten forskjell i temperatur og fuktighet i konvergerende luftmasser. Løftingen er nesten vertikal og følger med konveksjon. I en slik tilstand gir konvergensen oppadgående bevegelse av ustabil luftmasse og forårsaker store skyer og tunge dusjer.

I tempererte områder kalles en sone for kontakt mellom varm og kald luftmasse foran. Det kan være varmt eller kaldt foran. Frontal nedbør skjer når den varme og fuktige luften gradvis stiger over den kalde luftmassen. Hovedårsaken til denne nedbør er blanding av luft langs fronten. Frontal nedbør langs den varme fronten er i form av regn. Det er alltid utbredt og av lang varighet.

Ved kald front er det alltid i form av intense tordenbyger og har svært kort varighet. Frontal nedbør skjer i Europa og N. Amerika. I vinterhalvåret skjer syklonisk nedbør i de nordlige delene av India.

Viktigheten i planteplanter:

Nedbør knyttet til varm front har lav intensitet, men forblir i lang tid. Som følge av dette faller nedbøren i jord og fortsetter i flere timer sammen. En slik type utfelling er mest nyttig for vekstvekst. På den annen side er nedbør forbundet med forkjølelse av høy intensitet som faller på et lite område og forblir i en kort periode.

Som et resultat får det meste av nedbør ikke muligheten til å percolere i jorda, ettersom det er bortkastet raskt som avløp. Derfor kan mindre mengde nedbør være tilgjengelig for planteplanter. Dermed er nedbør forbundet med varm front mer nyttig for veksten av planteplanter i forhold til den med kald front.