- •1 Строение и состав атмосферы
- •2 Уравнение состояния атмосферы
- •3 Статика атмосферы. Барометрическая формула.
- •4 Адиабатические процессы в атмосфере
- •5 Турбулентность в атмосфере
- •6 Прямая солнечная радиация
- •7 Рассеянная и поглощенная радиация в атмосфере
- •9 Тепловой баланс земной поверхности
- •10 Тепловой баланс Земли
- •11 Влажность воздуха
- •12 Испарение и насыщение
- •13 Облака
- •14 Осадки
- •15 Барическое поле
- •16 Циклоны и антициклоны
- •20 Атмосферные фронты
- •21 Муссоны и центры действия атмосферы
- •22 Климатообразующие процессы и факторы
- •23 Классификация климатов.
- •24 Изменения климата в геологическом прошлом
- •25 Изменения климата в историческую эпоху
11 Влажность воздуха
Влажность воздуха в каждом конкретном районе зависит от количества водяного пара, поступающего в атмосферу путем испарения с подстилающей поверхности и от атмосферной циркуляции, т.е. от того, приносят ли воздушные течения более влажные или более сухие массы воздуха.
Характеристикой влажного воздуха является его парциальное давление e и относительная влажность f, определяемая формулой где e – парциальное давление водяного пара, E – давление насыщенного водяного пара приданной температуре.
Абсолютная влажность определяется массой водяного пара, содержащегося в 1м3 воздуха. Она измеряется в г/м3. С учетом размерности переходного коэффициента, формула для вычисления абсолютной влажности имеет вид
(4.2), где T – температура, К.
Абсолютная влажность изменяется в ходе адиабатических процессов. При адиабатическом расширении воздуха его объем увеличивается, а масса водяного пара остается неизменной, поэтому абсолютная влажность воздуха уменьшается. При адиабатическом сжатии воздуха его абсолютная влажность возрастает.
Массовая доля водяного пара S определяется отношением массы водяного пара в некотором объеме воздуха к общей массе влажного воздуха, в том же объеме , учитывая, что и получим (4.3), пренебрегая величиной ввиду ее малости, можно записать (4.4)
Точкой росы τ соответствует температура, при которой водяной пар достигает насыщения в случае, когда температура воздуха снижается до этой величины, а атмосферное давление остается неизменным.
Дефицит влажности представляет собой разность между давлением насыщенного водяного пара при данной температуре воздуха и его фактическим давлением в рассматриваемом моменте времени .
Влажность воздуха измеряется психрометрическим методом, основой которого служит измерение разности температур между показаниями сухого и смоченного термометров. По разности их показаний с помощью психрометрических таблиц вычисляются давление водяного пара, относительная и абсолютная влажность воздуха, точка росы и дефицит влажности.
Для измерения относительной влажности используется волосной гигрометр. В этом приборе датчиком является синтетическая нить, длина которой увеличивается с увеличением влажности и уменьшается при ее уменьшении. На том же принципе устроен и самопишущий прибор, который называется гигрограф.
Годовой ход давления водяного пара параллелен годовому ходу температуры воздуха. Годовая амплитуда колебания абсолютной влажности тем больше, чем больше годовая амплитуда температуры воздуха.
12 Испарение и насыщение
Весь влагооборот на Земле состоит из испарения воды с земной поверхности, ее конденсации, выпадения осадков и стока. Вопросы стока являются предметом исследования в гидрологии.
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с поверхности воды, почвы и транспирации. Испарение с поверхности почвы и воды называется физическим испарением, которое совместно с транспирацией образует суммарное испарение.
Процесс испарения заключается в том, что отдельные молекулы воды отрываются от подстилающей поверхности и переходят в воздушную среду в виде водяного пара. В воздухе эти молекулы быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения за счет молекулярной и турбулентной диффузии.
При насыщении воздуха водяным паром количество молекул, уходящих с поверхности равно количеству возвращающихся на нее. Капли жидкой воды в атмосфере часто находятся в переохлажденном состоянии. В обычных для атмосферы условиях замерзание этих капель начинается при температуре ниже –100С, поэтому в атмосфере вода и лед часто находятся в непосредственной близости.
Если в воде растворены соли, то давление насыщенного пара снижается. Над морской водой уровень насыщения устанавливается при давлении водяного пара на 2% меньшем, чем над пресной водой. Соответственно снижается и уровень насыщающего давления водяного пара для капель , образовавшихся на солевых ядрах конденсации.
Скорость испарения измеряется в миллиметрах слоя воды, испарившейся в единицу времени, например за 1 час или другой промежуток времени, с данной поверхности. По закону Дальтона скорость испарения прямо пропорциональна разности между давлением насыщенного водяного пара при определенной температуре испаряющей поверхности Es и фактическим давлением водяного пара e. В том случае, если испаряющая поверхность теплее воздуха, насыщающее давление, которого равно E, т.е. Es>E, то процесс испарения продолжается, оно происходит даже в том случае, если e=E.
Скорость испарения обратно пропорциональна величине атмосферного давления P и тесно связана с турбулентностью, которая, в свою очередь, зависит от скорости ветра V, что выражается зависимостью (4.1)
Непосредственное измерение величины и скорости испарения является очень трудной задачей, не решенной до настоящего времени. Количество испарившейся с земной поверхности воды вычисляют по другим элементам водного баланса: осадкам, поверхностному стоку и увлажнению почвы. Испаряемостью W называется максимально возможное испарение с поверхности, не ограниченной запасами влаги. Величина испаряемости не всегда совпадает с фактическим испарением, поскольку для ее достижения во многих случаях отсутствует достаточное количество влаги.
Фактическое испарения с поверхности океанов и морей, равное испаряемости, намного превышает испарение с суши. В океанах, расположенных в средних и низких широтах фактическое испарение колеблется в пределах от 600 до 3000 мм в год