big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Вода в атмосфере

Влажность воздуха. Влажность воздуха определяется содержанием водяного пара и характеризуется следующими показателями: абсолютной влажностью, максимальным влагосодержанием, относительной влажностью, дефицитом влажности и точкой росы.

Абсолютная влажность — содержание водяного пара в атмосфере, измеряемое его весом q или упругостью е. Максимальное влагосодержание Q или упругость водяного пара, насыщающего воздух Е,

Упругость насыщения в зависимости от температуры

предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара он может содержать (рис. 14). Относительная влажность (r) — отношение абсолютной влажности к максимальному влагосодержанию, выраженное в процентах

Дефицит влажности D — недостаток насыщения при данной температуре

D = E e.

Точка росы — температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его.

Суточный и годовой ход абсолютной влажности, как правило, соответствует суточному и годовому ходу температуры. Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности.

Распределение влажности воздуха у земной поверхности в основном зонально. Абсолютная влажность убывает от экватора к полюсам от 18—20 до 1—2 мм. Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало: на широтах 0—10° она составляет 85%, на широтах 30—40° 70%, на широтах 60—70° 80%. Наибольшая среднегодовая величина относительной влажности (90%) наблюдается в устье Амазонки, наименьшая (28%) — в Хартуме.

Испарение и конденсация водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате процесса испарения, который продолжается до насыщения воздуха водяными парами. Скорость испарения зависит от дефицита влажности и от скорости ветра. Эта зависимость выражается законом Дальтона

где f(и) — функция, зависящая от скорости ветра. Ее величина, по данным разных исследователей, находится в пределах от 0,5 до 1.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на поверхности испарение с нее не может быть большим даже при высокой температуре и высоком дефиците влажности. Поэтому различают испарение и испаряемость, т. е. возможное испарение. Над водной поверхностью испарение и испаряемость совпадают.

В воздухе, насыщенном водяным паром, в результате понижения температуры до точки росы или увеличения количества водяного пара возникает конденсация, а при температуре ниже 0° сублимация.

Образование капелек при конденсации в атмосфере (или кристалликов при сублимации) происходит на частицах, называемых ядрами конденсации. Если капелька возникает без ядра, то она оказывается неустойчивой: молекулы, образовавшие ее, тут же разлетаются. Роль ядра конденсации заключается в том, что оно, вследствие своей гигроскопичности, увеличивает устойчивость образовавшегося зародыша капельки. Если бы в воздухе не было ядер конденсации, то не смогли бы образоваться капельки даже при большом перенасыщении. Важными ядрами конденсации являются частички растворимых гигроскопических солей, особенно морской соли. Они попадают в воздух при волнении моря и разбрызгивании морской воды. Кроме того, гигроскопические ядра попадают в атмосферу при распылении почвы, при сгорании и органическом распаде (азотная и серная кислота, сульфат аммония и др.). Ядра конденсации имеют обычно размеры порядка десятых и сотых долей микрона.

Когда воздух охлаждается от подстилающей поверхности до точки росы, то на поверхности оседают различные продукты конденсации: роса, иней, гололед и др. При охлаждении поверхности в результате излучения образуется роса, а при температуре ниже 0° — иней (ледяные кристаллы). При выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность образуется гололед — сплошной слой плотного льда.

Скопление продуктов конденсации (или сублимации) в приземных слоях воздуха называется туманом или дымкой. Туман и дымка отличаются размерами капелек и вызывают различную степень снижения видимости: при тумане видимость 1 км и менее, при дымке — более 1 км.

При положительных и при небольших отрицательных температурах туман состоит из капелек. При температурах около —10° наряду с капельками появляются кристаллики. При очень низких температурах туман состоит целиком из кристалликов.

Если сильное помутнение атмосферы вызвано содержанием в воздухе большого количества пыли, то образуется мгла. Она особенно часто наблюдается в пустынных и степных районах, при лесных пожарах и над промышленными пунктами.

Если конденсация водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, то образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм. Облака могут возникнуть и от поднявшегося тумана.

Облака. По фазовому состоянию воды облака делятся на три класса: водяные, состоящие только из капелек, ледяные, состоящие только из ледяных кристаллов, и смешанные, состоящие из смеси переохлажденных капелек и ледяных кристаллов.

В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и по внешнему виду. По высоте выделяют облака верхнего яруса (от 3 до 18 км), среднего яруса (от 2 до 8 км), нижнего яруса (до 2 км). По внешнему виду выделяют перистые, слоистые, кучевые, дождевые облака и их комбинации.

Физические и внешние различия облаков объясняются их происхождением. По этому признаку облака можно разделить на три основных типа: конвекции, волнистые и восходящего скольжения.

Образование облаков первого типа происходит при сильно развитой конвекции и связанным с ней сильным адиабатическим охлаждением воздуха. Так возникают кучевые и кучево-дождевые облака.

При слабом турбулентном поднятии водяного пара и его адиабатическом охлаждении образуются слоистые и слоисто-кучевые облака. Они имеют волнистую структуру в связи с разными условиями турбулентного подъема.

Облака восходящего скольжения возникают на фронтах. Они представляют собой огромные облачные системы, вытянутые в длину вдоль фронта на тысячи километров и в ширину захватывающие сотни километров. Они образуются при вползании теплого воздуха по холодному клину, адиабатическом охлаждении его и конденсации водяного пара. Самая мощная часть этой системы вблизи линии фронта представляет собой слоисто-дождевые облака в несколько километров толщиной. Дальше от линии фронта облака переходят в менее мощные высокослоистые, еще дальше — в перисто-слоистые (рис. 15).

Степень покрытия неба облаками называется облачностью. Она измеряется в десятых долях покрытия неба или в процентах. В суточном ходе облачности над сушей обнаруживается два максимума: ранним утром и после полудня. Над морем максимум облачности приходится на ночь, минимум на день. Годовой ход облачности разнообразен. В низких широтах она в течение года существенно не меняется. В средних широтах летний максимум облачности наблюдается над континентами, а в высоких широтах — над морем.

Средняя годовая облачность в десятых долях покрытия неба облаками для всей Земли 5,4, над сушей 4,9, над морем 5,8. Минимальная средняя годовая облачность отмечена в Асуане (0,5), максимальная — на Белом море (9,0).

Облака играют очень важную роль в жизни географической оболочки: они переносят влагу, с ними связаны осадки, облачный покров отражает и рассеивает солнечную радиацию и в то же время задерживает тепловое излучение земной поверхности, регулируя температуру нижних слоев воздуха; без облаков колебания температуры воздуха приобрели бы очень резкий характер.

Большое значение для предсказания погоды имеет изучение облачных систем крупных частей материков, которое стало возможным благодаря космической съемке с искусственных спутников Земли (см. рис. 34).

Осадки выпадающие из облаков. При определенных условиях из облаков выпадают осадки, т. е. капельки или кристаллы настолько крупных размеров, что они уже не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Из осадков наиболее распространены

Схема возникновения облаков восходящего скольжения

дождь и снег, реже выпадают морось, крупа и град. Дождь состоит из капелек диаметром 0,5—8 мм. При более значительных размерах капельки разбиваются при падении. Морось состоит из очень мелких капелек диаметром порядка 0,5—0,05 мм. Снег состоит из сложных ледяных кристаллов (снежинок), формы которых очень разнообразны. Преобладающей формой являются шестиугольные звездочки с различными разветвлениями, образующиеся при сублимации водяного пара. Крупа имеет вид округлых ядрышек, диаметром 1 мм и больше; она образуется при встрече снежинок с переохлажденными каплями во время их опускания. Град состоит из кусочков льда (градин), размерами от горошины до 8 см, а иногда и больше, представляющих собой чередование прозрачных и мутных слоев льда. Вид и размеры градин объясняются тем, что они многократно увлекаются то вверх, то вниз, наращивая свои размеры путем столкновения с переохлажденными каплями. В нисходящих токах они опускаются в слои с положительными температурами, где подтаивают сверху; затем снова поднимаются вверх и замерзают с поверхности, и т. д.

Дождь и снег выпадают в основном из облаков восходящего скольжения и конвекции. Из облаков восходящего скольжения выпадают длительные обложные осадки на больших площадях. Они наиболее распространены в умеренных широтах. Из облаков конвекции выпадают ливневые осадки, интенсивные, но малопродолжительные.

Из слоистых и слоисто-кучевых облаков могут выпадать моросящие осадки. Из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков при отрицательных температурах выпадает крупа. Из кучево-дождевых облаков при грозах и, как правило, вместе с ливневым дождем может выпадать град.

Для образования осадков требуется укрупнение капелек или кристаллов настолько, чтобы они могли преодолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение происходит главным образом путем испарения одних элементов облака, диффузного переноса образовавшегося пара и конденсации его на других элементах. В меньшей степени укрупнение происходит в результате слияния капелек и сцепления кристаллов.

Рост капелек и кристаллов вследствие диффузного переноса особенно интенсивен в смешанных облаках. Так как максимальное влагосодержание над водой больше, чем над льдом, то для кристаллов льда в облаке водяной пар может насыщать пространство, в то время как для капелек воды насыщения не будет. В результате капельки испаряются, а кристаллы растут за счет конденсации влаги на их поверхности.

При наличии в водяном облаке капелек разного размера происходит диффузный перенос водяного пара к более крупным каплям и их рост. Это объясняется тем, что упругость насыщающего пара над мелкими каплями всегда больше, чем над крупными. Разная упругость зависит от разного отношения поверхности к объему. Поверхность испарения над мелкой каплей больше по отношению к ее объему, чем поверхность испарения над крупной каплей.

Слиянию капелек препятствует воздушная пленка на их поверхности. Однако при быстрых турбулентных движениях, особенно в облаках вертикального развития, капельки сталкиваются и сливаются. Слияние капелек происходит также при разноименных зарядах их.

Частицы облаков, туманов и осадков часто бывают электрически заряженными. Особенно сильные электрические заряды имеют кучево-дождевые облака, содержащие крупные капли. В облаках происходит разделение зарядов: одна часть облака имеет положительный заряд, другая часть — отрицательный. Это приводит к огромным значениям напряженности электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и землей. Напряжение снимается электрическими разрядами, которые называются молниями.

Причины электризации облаков и осадков недостаточно ясны. Одной из причин является захват каплями и кристаллами ионов, особенно при выпадении осадков.

Для годового режима осадков в экваториальных широтах характерны два дождливых периода (после равноденствий), разделенных двумя сухими. По направлению к тропикам влажные периоды сближаются и близ тропиков сливаются в один обильный дождями период, длящийся 4 месяца в году. Субтропические широты также имеют один дождливый период, приходящийся на зиму. В умеренных широтах над морем преобладают зимние осадки, над сушей — летние. Летние осадки типичны и для полярных широт. Распределение осадков по земной поверхности показано на рис. 16.

Максимальное среднее годовое количество осадков выпадает в Черрапунджи (Индия) — около 12 000 мм. Наибольшая годовая сумма осадков достигала там почти 23 000 мм, а суточный максимум более 1000 мм. Во внутренних частях континентов и на западных побережьях в субтропических широтах дожди местами не выпадают в течение нескольких лет.

Осадки, вешавшие на поверхность земли в виде снега, при достаточно низкой температуре образуют снежный покров. Высота снежного покрова в умеренных широтах обычно 30—50 см; в горах она может достигать нескольких метров. Снежный покров хорошо предохраняет почву от глубокого промерзания.

Годовое количество осадков

Обладая большим альбедо и большим излучением, снежный покров способствует понижению температуры приземных слоев воздуха. В полярных и высокогорных районах снежный покров лежит постоянно. В умеренных широтах продолжительность залегания его колеблется в больших пределах, в зависимости от климатических условий.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.