Раздел 4 Вода в атмосфере (стр. 1 )

Раздел 4 Вода в атмосфере

4.1 Общая характеристика влагооборота.

Влагооборот является одним из трёх основных циклов определяющих формирование климата. Влагооборот включает в себя обмен водой (в ее различных фазовых состояниях) между гидросферой, атмосферой, верхними слоями литосферы и живыми организмами. Он состоит из испарения воды с земной поверхности, её конденсации в атмосфере, выпадения осадков и стока.

Вода в газообразном состоянии - водяной пар, являясь важной составной частью атмосферного воздуха, в атмосферу попадает за счет испарения с поверхности океанов и других водоёмов, влажной почвы и вследствие транспирации воды растениями. Поступление воды с поверхности водоемов и почвы называют физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением. Процесс испарения поддерживается затратой тепла и наличием влаги и состоит в том, что отдельные молекулы воды отрываются от водяной поверхности или влажной почвы и переходят в воздух как молекулы водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения. Это происходит в результате молекулярной диффузии, общего переноса и турбулентной диффузии. Одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду и почву. Если достигается состояние подвижного равновесия, когда возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности, то испарение прекращается. Такое состояние называют насыщением, водяной пар в этом состоянии — насыщающим, а воздух, содержащий насыщающий пар — насыщенным.

При существующих в атмосфере условиях водяной пар может испытывать и обратное преобразование: он конденсируется, сгущается, вследствие чего возникают облака и туманы. В процессе конденсации в атмосфере освобождается большое количество скрытого тепла. Из облаков при определённых условиях выпадают осадки. Возвращаясь на земную поверхность, осадки тем самым уравновешивают испарение в целом для всего земного шара.

Первые исследования влагоооборота, проведенные в начале века, предполагали, что в каждой области суши на образование осадков расходуется количество приносимого извне водяного пара, не превышающее разности осадков и испарения. Так как общее количество осадков на суше больше этой разности, то считалось, что существует многократный внутренний влагооборот, т. е. водяной пар, привнесенный извне в определенный район суши, несколько раз выпадает в этом районе в виде осадков и лишь потом уносится дальше атмосферной циркуляцией. Из этого следовало, что даже небольшие изменения испарения с поверхности суши могли привести к значительному изменению сумм осадков. Исследования русских климатологов (, ) показали, что главным источником увлажнения даже таких крупных массивов суши как Азия, является влага океанов (адвективные осадки). Небольшой вклад местного испарения с поверхности континентов в сумму выпадающих осадков связан с большими масштабами переноса океанической влаги, особенно для территорий с площадью менее 1 млн. км2. Установлено, что с поверхности океанов в атмосферу за год поступает количество влаги, равное слою воды в 100 см.

Это среднее количество испаряющейся влаги существенно меняется в зависимости от широты и времени года. По данным А. Кесслера средние широтные значения испарения по сезонам приведены в таблице 4.1.

Таблица 4.1

Средние широтные сезонные величины испарения с поверхности океанов.

Широта, град.	Декабрь-февраль	Март-май	Июнь-август	Сентябрь-ноябрь	Год
60	18	10	5	20	53
50	27	16	7	24	74
40	40	24	17	35	116
30	54	39	40	43	165
20	53	39	40	43	175
10	40	34	39	37	150
0	29	28	36	33	126
10 ю	36	40	47	39	162
20	42	47	49	39	162
30	36	43	43	35	157
40	26	33	35	27	121
50	16	21	24	17	78
60	6	13	10	5	34

Как видно из приведенных данных резко выраженные максимумы испарения географически совпадают с субтропическими зонами повышенного давления в обоих полушариях. От субтропиков величины испарения уменьшаются сравнительно мало к экватору и в значительной степени к полярным кругам.

Вне тропиков годовые суммы испарения воды с поверхности океанов складываются в основном из величин осеннего и зимнего периодов. Испарение зависит от скорости ветра и дефицита влажности воздуха непосредственно у поверхности океанов. Эти величины достигают наибольших значений в холодную часть года соответствующего полушария. Поэтому на это время года приходится максимум испарения. В теплую часть года испарение затруднено тем, что температура воздуха либо близка к температуре воды, либо выше ее, вследствие чего дефицит влажности воздуха не достигает больших значений. Обращает внимание тот факт, что, несмотря на океаничность южного полушария, там испаряется столько же воды, сколько в северном полушарии. Очевидно, это связано с отсутствием в южном полушарии мощных теплых океанических течений, ибо при прочих равных условиях испарение сильно зависит от температуры испаряющей поверхности. Этим можно объяснить и слабее выраженные сезонные изменения средних широтных величин испарения.

Для оценки соотношения местных и внешних осадков предложен коэффициент влагоооборота – отношение общего количества осадков к адвектиным осадкам. Это соотношение для отдельных континентов приведено в таблице 4.2.

Таблица 4.2

Атмосферный влагооборот над континентами

Континент	Осадки (км2/год)	Адвективные осадки (км2/год)	Местные осадки (км2/год)	Коэффициент влагооборота
Европа	7540	5310	2230	1,42
Азия	33240	18360	14880	1,81
Африка	21400	15080	6330	1,42
Сев. Америка	16200	9790	6360	1,65
Юж. Америка	28400	16900	11500	1,68
Австралия	3470	3040	430	1,14

Влияние местного испарения на общее количество осадков в отдельных регионах континентов может существенно отличаться от приведенных средних значений и определяться значениями относительной влажности. Определено, что максимальный рост местных осадков будет происходить при относительной влажности в интервале 50-55%, при высокой влажности ее изменения мало влияют на количество осадков.

Количество выпадающих осадков и его распределение по сезонам влияют на растительный покров и земледелие. От распределения и колебания количества осадков зависят также условия стока, режим рек, уровень озёр и другие гидрологические явления. От большей или меньшей высоты снежного покрова зависят промерзание почв и режим вечной мерзлоты.

Характеристики влагосодержания. Содержание водяного пара в воздухе называют влажностью воздуха. Процентное содержание водяного пара во влажном воздухе у земной поверхности составляет в среднем от 0,2% в полярных широтах до 2,5% у экватора, а в отдельных случаях и до 4%.

Масса водяного пара в 1 м3, выраженная в граммах на кубический метр называется абсолютной влажностью.

a=217e/T г/м3,

где а - абсолютная влажность, е - парциальное давление водяного пара, Т-температура воздуха в абсолютной шкале.

Водяной пар, как всякий газ, обладает давлением. Давление водяного пара (е) (парциальное или фактическое давление водяного пара) пропорционально его плотности (содержанию в единице объёма) и его абсолютной температуре. Оно выражается в тех же единицах, что и давление воздуха, то есть в гектопаскалях (или миллибарах). Давление водяного пара у земной поверхности меняется от сотых долей гектопаскаля (при очень низких температурах зимой в Антарктиде и Якутии) до 35 - 40 гПа у экватора. Чем теплее воздух, тем больше водяного пара он может содержать и тем больше в нем будет давление водяного пара.

Давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщения (Е). Это максимальное давление водяного пара, возможное при данной температуре. Давление насыщения зависит от температуры. При более высокой температуре для насыщения воздуха необходимо большее количество водяного пара, чем при более низкой. При повышении температуры на каждые 10° давление насыщения и пропорциональное ему содержание водяного пара в воздухе возрастает почти вдвое.

Для процессов образования осадков очень важным является разница в давлении насыщения над кристаллами льда и каплями воды. При отрицательных температурах давление насыщенного пара по отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отношению к переохлаждённым капелькам, что объясняется различием сил сцепления между молекулами льда и молекулами воды. Так, при температуре -10° над переохлаждённой водой давление 2.85гПа, а надо льдом 2.60гПа, при температуре -20° — соответственно 1.27 и 1.03гПа. Если, например, при температуре -10° фактическое давление водяного пара 2.7гПа, то для переохлаждённых капелек такой воздух будет ненасыщенным, и капельки в нём должны испаряться. Для кристалликов воздух будет уже перенасыщенным, и они будут расти. Такие условия создаются в облаках, и именно они способствуют формированию осадков. Если в воде растворены соли, то давление насыщения для такого раствора меньше, чем для пресной воды, и тем меньше, чем больше концентрация солей. Поэтому над морской водой насыщение устанавливается при давлении меньшем, чем над пресной водой примерно на 2%. Давление насыщения понижается, следовательно, и для капелек, содержащих растворенные морские соли, которые часто являются ядрами конденсации.