Раздел 4 Вода в атмосфере (стр. 2 )

Отношение давления водяного пара, находящегося в воздухе к давлению насыщения при той же температуре, выраженное в процентах называется относительной влажностью (f).

¦=e/E·100%

Относительная влажность воздуха может принимать все значения от нуля (крайне сухой воздух - ситуация практически невозможная на поверхности Земли) до 100% - в состоянии насыщения, когда е=Е.

Разность между давлением насыщения Е при данной температуре и фактическим давлением е пара в воздухе называется дефицитом насыщения:

Д=Е - е

Дефицит насыщения характеризует, сколько водяного пара недостаёт для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в гектопаскалях или миллибарах.

Величина испарения в значительной степени зависит от термических характеристик испаряющей поверхности, т. е. от разности между давлением насыщенного пара непосредственно у поверхности воды или суши (Е1) и фактическим давлением водяного пара в воздухе на некотором удалении от поверхности (е). Если Е1 - е > 0, то происходит перенос пара от поверхности воды в воздух - испарение; если Е1- е < 0, то, наоборот, преобладает поступление пара из воздуха на поверхность водоема или суши - конденсация или сублимация пара. При Е1 - е = 0 наблюдается динамическое равновесие потоков к поверхности водоема и от нее.

Величину d1 = Е1 - е называют дефицитом насыщения, рассчитанным по температуре испаряющей поверхности. Скорость испарения зависит от дефицита насыщения, рассчитанного по температуре испаряющей поверхности, от атмосферного давления и скорости ветра. Зависимость скорости испарения от атмосферного давления проявляется в основном в горах, где колебания давления могут быть значительными. Ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и тем самым поддерживают необходимый дефицит насыщения. Скорость испарения (V) выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени (например, за сутки) с данной поверхности. В общем виде скорость испарения определяется следующим образом:

V= k f (v1),

где k – коэффициент пропорциональности, f (v1) - функция скорости ветра-

Измерение испарения является трудной задачей, поэтому в большинстве случаев для его определения, особенно если речь идет о больших площадях, используют расчетные методы. Испарение рассчитывают по осадкам, стоку, и влагосодержанию почвы, т. е. по другим элементам влагооборота, которые связаны с испарением и которые легче поддаются учету.

Говоря о количестве воды, испаряющейся в той или иной местности нужно различать фактическое испарение и возможное испарение или испаряемость. Испаряемостью называют максимально возможное испарение не ограниченное запасами влаги. Величина испаряемости характеризует, насколько погода и климат в данной местности благоприятствуют процессу испарения. Испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением, в ряде районов (аридных и семиаридных) может не хватать влаги, которая могла бы испариться.

Величина испаряемости зависит от температурных условий. В холодных районах она небольшая, в жарких - значительная. Например, на Шпицбергене она составляет 80 мм, в Средней Европе — 450 мм, в Средней Азии до 1800 мм. В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и сильно возрастает внутри материков. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость составляет 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега – свыше 3000мм. На экваторе испаряемость относительно низкая – 700-1000мм.

Влажная почва, покрытая растительностью, при прочих равных условиях, может терять влаги больше, чем водная поверхность, где испарение равно испаряемости. В первом случае к испарению прибавляется транспирация.

Температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух при неизменном давлении называется точкой росы. Так, если при температуре воздуха +27° давление пара в нём 23.64 гПа, то такой воздух не является насыщенным. Для того, чтобы он стал насыщенным, нужно понизить его температуру до +20°. Эта температура и является в данном случае точкой росы. При насыщении точка росы равна фактической температуре.

Измерения влажности воздуха производится с помощью психрометра и гигрографа. Психрометр представляет собой пару термометров с сухим и смоченным резервуарами. Испарение воды с поверхности смоченного термометра понижает его температуру по сравнению с температурой сухого термометра. При этом понижение тем больше, чем больше испарение, т. е. чем больше дефицит влажности. По разности температур сухого и смоченного термометров вычисляют давление водяного пара и относительную влажность воздуха. Применение волосяного гигрометра основано на свойстве обезжиренного волоса изменять свою длину при изменении относительной влажности. Это относительный прибор, который нужно градуировать по психрометру. Принцип волосяного гигрометра применяется в самопишущих приборах (гигрографах и метеорографах).

4.2.Географическое распределение характеристик влажности воздуха.

Географическое распределение влагосодержания (давления, водяного пара, абсолютной и относительной влажности) зависит:

·  от испарения в каждом данном районе,

·  от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие,

·  от распределения температуры воздуха на поверхности.

Наибольшее влагосодержание наблюдается у экватора, где многолетнее среднее месячное давление водяного пара выше 20 гПа, достигая в ряде мест экстремальных значений – до 35 гПа. Максимальным влагосодержанием на суши обладают области экваториальных лесов, где к испарению прибавляется транспирация. Влажность, как и температура, убывает с широтой. Она также ниже над материками, выше над океанами. Над внутренними холодными районами Центральной и Восточной Азии, где зимой температуры особенно низки, возникают области особенно низкого давления водяного пара - меньше 0,1 гПа. Еще более низкие значения наблюдаются во внутренних районах Антарктиды. Наиболее отчетливо связь влагосодержания с температурой проявляется зимой. Летом, над сухими внутренними районами суши температуры могут быть значительными, а содержание водяного пара очень мало. Над океанами зональность характеристик влагосодержания отчетливо проявляется во все сезоны года.

Абсолютная влажность воздуха соответствует ходу температуры – она увеличивается от полюсов к экватору составляя на 70-600 3 г/м3 и до 19 г/м3 на экваторе. Зимние значения абсолютной влажности во всех широтах меньше летних. В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности составляет 11 г/м3 , что составляет около 1% от общей плотности воздуха у земной поверхности.

Относительная влажность особенно высока в экваториальной зоне, здесь она составляет в среднем годовом до 85% и более. Относительная влажность всегда высока и в Северном Ледовитом океане, на севере Атлантического и Тихого океанов. Она достигает здесь таких же значений, как и на экваторе. Причина высокой относительной влажности в этих районах заключается в том, что здесь, при малом влагосодержании и низком давлении водяного пара очень низки значения давления насыщения (температура очень низкая). Высокие значения относительной влажности отмечаются зимой в Сибири и над Европой (до 75 - 80%). Летом к районам с особенно высокой относительной влажностью присоединяется Индия, где в это время господствует океанический юго-западный муссон.

Очень низкая относительная влажность (до 50% и ниже) наблюдается круглый год в субтропических пустынях: Сахаре, Аравии, в пустынях Южной Америки, Австралии, где при высоких температурах воздух содержит мало влаги. В зимние месяцы к областям с низкой влажностью присоединяются также внутренняя Индия и Тибетское нагорье, а летом – внетропические пустыни Колорадо, Средней Азии и Ирана.

В распределении испаряемости отчетливо прослеживаются зональные черты, оно повторяет распределение температуры. Так испаряемость мала в приполярных широтах, например, на Шпицбергене она составляет 80 мм, в Средней Европе — 450 мм, в Средней Азии до 1800 мм. В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и сильно возрастает внутри материков. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость составляет 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега – свыше 3000мм. В наиболее засушливых районах Аравии и пустынь Колорадо она выше 3000 мм. У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость относительно невелика 700-1000 мм. В береговых пустынях Перу, Чили и Южной Африки годовая испаряемость также не более 600-800 мм.

4.3.Конденсация в атмосфере.

Конденсация - это переход воды из газообразного в жидкое состояние. В атмосфере она происходит в виде образования мельчайших капелек диаметром порядка нескольких микронов. Более крупные капельки образуются путем слияния мелких или при таянии ледяных кристаллов. Конденсация происходит тогда, когда воздух достигает насыщения, а это чаще всего происходит в атмосфере при понижении температуры. Количество водяного пара, недостаточное для насыщения, с понижением температуры до точки росы становится насыщающим. При дальнейшем понижении температуры избыток водяного пара сверх того, что нужно для насыщения, переходит в жидкое состояние. Возникают зародыши облачных капелек, т. е. начальные комплексы молекул воды, которые в дальнейшем растут до величины обычных облачных капель. Если точка росы лежит ниже нуля, то первоначально возникают такие же зародыши, на которых растут переохлажденные капельки; но затем эти зачаточные капельки замерзают и на них происходит развитие ледяных кристаллов.

Охлаждение воздуха чаще всего происходит адиабатически, вследствие его расширения без отдачи тепла в окружающую среду. Такое расширение происходит преимущественно при подъеме воздуха. Механизмы такого подъема различны. Воздух может подниматься в процессе турбулентности в виде неупорядочных вихрей, в сильных восходящих токах конвекции. Подъем может происходить на атмосферных фронтах или в гребнях атмосферных волн. В зависимости от механизма подъема возникают и различные виды облаков.

В атмосферных условиях происходит не только образование капелек но и сублимация - образование кристаллов, переход водяного пара в твердое состояние. Но термин конденсация обычно применяется в широком смысле, охватывая собственно конденсацию и сублимацию.