Вода в атмосфере

В земной атмосфере одновременно содержится около 12000–13000 куб. км водяного пара. Вода попадает в атмосферу в основном в результате испарения с земной поверхности. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и снова выпадает на земную поверхность. Совершается постоянный круговорот воды, возможный благодаря ее способности находится в трех состояниях и легко переходить из одного состояния в другое.

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

Абсолютная влажность – фактическое содержание водяного пара в атмосфере, измеряемое его весом в граммах на 1 куб м (q) или упругостью (e), т.е. оказываемым на подстилающую поверхность давлением в миллиметрах ртутного столба и миллибарах.

Числовые значение q и e очень близки друг к другу. При температуре 16,4º они совпадают.

Максимальное влагосодержание (Q) или упругость водяного пара (E), насыщающего воздух – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Максимальное влагосодержание находится в прямой зависимости от температуры. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара он может содержать. При низких температурах воздух способен содержать очень малое количество водяного пара. Поэтому снижение температуры воздуха может вызвать конденсацию водяных паров.

Относительная влажность (r) – отношение абсолютной влажности к максимальному влагосодержанию, выраженное в процентах:

r = · 100, или · 100

Относительная влажность характеризует степень насыщения воздуха водяным паром. При насыщении E = er=100%

Дефицит влажности (Д) – недостаток насыщения при данной температуре ((Д = Е – е).

Точка росы (Т°) – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его. При относительной влажности воздуха меньше 100% точка росы всегда ниже фактической температуры воздуха. Чтобы довести температуру воздуха до Т°, его нужно охладить.

Испарение.

Вода попадает в атмосферу в результате процесса испарения, заключающегося в преодолении быстродвижущимися молекулами воды сил сцепления в отрыве их от поверхности воды и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем большее их число попадает в атмосферу. Встречая сопротивление воздуха, часть молекул возвращается обратно на испаряющую поверхность. Этому способствует уже содержащийся в воздухе водяной пар. При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается.

Скорость испарения зависит от дефицита влажности и от скорости ветра.

Процесс испарения сопровождается понижением температуры испаряющей поверхности. На испарение 1 г воды затрачивается 600 кал, на испарение 1 г льда – на 77 кал меньше.

Испарение с поверхности океана на всех широтах значительно больше, чем с поверхности суши. В течение года оно изменяется мало. При достаточном количестве тепла испарение больше во влажный период, при низких температурах – вообще невелико.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на поверхности испарение с нее не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности.

Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменением температуры испаряющей поверхности и воздуха, интенсивности испарения и конденсации, переноса влаги в атмосфере.

Годовой ход абсолютной влажности воздуха соответствует годовому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наибольшая, зимой наименьшая.

Суточный и годовой ход относительной влажности воздуха почти всегда противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – в 15–16 часов.

В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум – на самый теплый.

Распределение влажности воздуха у земной поверхности в основном зонально. Абсолютная влажность в общем убывает от экватора к полюсам. Максимальная абс. влажность над Красным морем, минимум – над Антарктидой.

Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало. Наибольшая среднегодовая величина в устье Амазонки, наименьшая – в Хартуме (долина Нила).

В воздухе, насыщенном водяным паром, в результате понижения температуры до точки росы или увеличения количества водяного пара возникает конденсация. При температуре ниже 0º водяной пар может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией.

В совершенно чистом воздухе конденсация и сублимация не происходят даже при большом перенасыщении его водяным паром. Присутствие ядер конденсации (пыль, дым, соль, и др.) вызывает быстрое осаждение на них влаги.

Когда воздух охлаждается от подстилающей поверхности, достигая точки росы, на нем происходит конденсация водяного пара. На поверхность в зависимости от температуры и условий конденсации оседают роса, иней, жидкий и твердый налет, изморозь, гололед.

Роса – мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Появляется она ночью на поверхности, охладившейся в результате излучения тепла.

Иней – твердый, белый осадок. Образуется в тех же условиях, что и роса при температ. ниже 0°.

Жидкий и твердый налет – тонкая водяная или ледяная пленка на вертикальных поверхностях стен, столбов и т.п., возникающая при смене холодной погоды теплой в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью.

Изморозь – ледяные кристаллы (кристаллическая изморозь) или рыхлый лед (зернистая изморозь), нарастающий с наветренной стороны предметов (ветви деревьев, провода и т.п.), Кристаллическая изморозь легко осыпается, зернистая – обладает большой прочностью и достигает мощность многих сантиметров. Изморозь оседает из воздуха насыщенного влагой , при температуре ниже –15º.

Гололед – сплошной слой плотного льда на земной поверхности (гололедица) и предметах. Появляется главным образом при выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность.

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

Если конденсация или (сублимация) водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм. Поднявшийся туман может образовать облака.

Возникновение облаков связано главным образом с адиабатическим (т.е. без обмена теплом с окружающим воздухом) охлаждением поднимающегося воздуха. Подымаясь и при этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает уровня конденсации – границы, на которой его температура оказывается равной точке росы. Выше, при наличии ядер конденсации, могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации.

Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции – границей распространения восходящих токов воздуха.

На большой высоте, там, где температура поднимающегося воздуха ниже нуля, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристаллизация обычно происходит при температуре –10°, –15º. Резкой границы между расположением жидких и твердых элементов в облаке нет, существуют мощные переходные слои. Капельки воды и кристаллики льда, составляющие облако, увлекаются вверх восходящими токами и снова опускаются под действием силы тяжести. Опускаясь ниже границы конденсации, они могут испаряться.

В зависимости от преобладания тех или других элементов, облака делят на водяные, ледяные и смешанные. Водяные облака состоят из очень мелких капелек диаметром от тысячных до сотых долей миллиметра. При отрицательной температуре капельки переохлаждены. В 1 куб. см водяного облака их находится несколько сотен. Ледяные облака состоят из кристалликов льда. Так как эти кристаллики образуются в воздухе при низкой температуре и малом содержании водяного пара, количество их в единице объема облака значительно меньше количества капелек в том же объеме водяного облака. Смешанные облака содержат одновременно переохлажденные капельки разных размеров и кристаллики льда.

В теплое время года водяные облака возникают главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные – в средних и ледяные – в верхних.

В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и внешнему виду.

По высоте облака делятся на четыре семейства:

I – облака верхнего яруса, находящиеся на высоте выше 6000 м;

II – облака среднего яруса на высоте от 2000 до 6000 м;

III – облака нижнего яруса на высоте ниже 2000 м;

IV – облака вертикального развития. Основание этих облаков находится на уровне нижнего яруса (1000–2000 м), а вершина может достигать облаков верхнего яруса.

По внешнему виду различают 10 родов облаков. Роды распределяются по семействам облаков следующим образом:

I семейство (верхний ярус)

1. Перистые – Cirrus (С) – отдельные нежные облака, волокнистые или нитевидные, без теней, обычно белые, часто блестящие.

2. Перисто-кучевые – Cirrocumulus (СС) – слои и гряды прозрачных хлопьев и шариков без теней.

3. Перисто-слоистые – Cirristratus (Cs) – тонкая белая просвечивающая пелена.

Все облака верхнего яруса ледяные.

II семейство (средний ярус)

4. Высококучевые – Altocumulus (Ac) – слои или гряды из белых пластин, шаров, валов. Состоят из мельчайших капелек воды.

5. Высокослоистые – Altostratus (As) – ровная или слегка волнистая пелена более или менее серого цвета. Относятся к облакам смешанным.

III семейство (нижний ярус)

6. Слоисто-кучевые – Stratocumulus (Sc) – слои и гряды из глыб и валов серого цвета. Состоят из капель воды.

7. Слоистые – Stratus (St) – пелена облаков серого цвета. Обычно это облака водяные.

8. Слоисто-дождевые – Nimbostratus (Ns) – Бесформенный серый слой. Часто эти облака сопровождаются нижележащими разорвано-дождевыми облаками. Слоисто-дождевые облака – смешанные.

IV семейство (облака вертикального развития)

9. Кучевые – Cumulus (Cu) – плотные облачные клубы и кучи с почти горизонтальным основанием. Кучевые облака водяные. Кучевые облака с разорванными краям называются разорвано-кучевыми.

10. Кучево-дождевые – Cumulonimbus (Cn) – плотные клубы, развитые по вертикали, в нижней части водяные, в верхней – ледяные.

Облачность – степень покрытия неба облаками. Определяется она визуально в десятых долях покрытия неба: 0– чистое небо, 1 – одна десятая часть неба покрыта облаками, 10 – сплошная облачность.

В суточном ходе облачности над сушей обнаруживаются два максимума: ранним утром и после полудня. Ранним утром понижение температуры и увеличение относительной влажности воздуха способствует развитию слоистых облаков, после полудня в связи с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летом дневной максимум выражен сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака и максимум облачности приходится утренние и ночные часы. Над океаном суточный ход облачности обратен ходу ее над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум – на день. Над водной поверхность конвекция развивается особенно сильно ночью. В это время в нижних слоях воздух, соприкасающихся с теплой водой, температура меняется мало. На некоторой высоте воздух охлаждается вследствие излучении и возникают конвективные токи, приводящие к образованию облаков.

Годовой ход облачности очень разнообразен. В низких широтах она в течение года существенно не меняется. Над континентами максимум приходится на лето. Летний максимум отмечается также в районах развития муссонов и над океанами в высоких широтах.

Облачность на всех широтах над водной поверхность больше, чем над сушей. Над сушей отчетливее выражена зональность в распределении. В общем распределении видны два максимума: над экватором – результат мощного восходящего тока воздуха и над 60–70° северной и южной широты – результат поднятия воздуха в циклонах. Максимальная средняя годовая облачность наблюдается в Белом море.

Роль облаков: переносят влагу, с ними связаны осадки, отражают и рассеивают радиацию, задерживают излучение от поверхности Земли, без них колебания температуры были бы очень резкими.

Атмосферными осадкаминазывают воду,выпавшую на поверхностьиз атмосферы в виде дождя, мороси, снега, крупы, града.

Осадки выпадают в основном из облаков, но далеко не всякое облако дает осадки. Капельки воды и кристаллики льда в облаке очень малы, они легко удерживаются воздухом, и даже слабые восходящие токи увлекают их вверх. Для образования осадков требуется укрупнение элементов облака настолько, что они могли преодолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение происходит, во-первых, в результате слияния капелек и сцепления кристаллов, во-вторых, и это главное, в результате испарения одних элементов облака, диффузного переноса и конденсации водяного пара на других элементах.

При наличии в водяном облаке капель разного размера начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и их рост. Но так как этот процесс очень медленный, из водяных облаков (слоистых, слоисто-кучевых) выпадают очень мелкие (диаметром до 0,5 мм) капли. Облака, однородные по своей структуре вообще осадков не дают. Особенно благоприятные условия для возникновения осадков в облаках вертикального развития, в нижней части такого облака -- капли воды, в верхней – кристаллы льда, в промежуточной зоне – переохлажденные капли и кристаллы.

Летом, когда воздух нагрет и имеет большой дефицит влажности, выпадающие из облаков осадки могут не достигать поверхность, испаряясь на лету. Диаметр дождевых капель – от 0,05 до 7 мм (в среднем 1,5 мм), более крупные капли растворяются в воздухе. Капли. Диаметром до 0,5 мм образуют морось. Падение капелек мороси на глаз незаметно. Настоящий дождь тем крупнее, чем сильнее восходящие токи воздуха,

Температура падающих капель всегда несколько ниже температуры воздуха.

Если кристаллы льда, выпадающие из облака, не тают воздухе, на поверхность выпадают твердые осадки. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы льда с образовавшимися в процессе сублимации лучами. Мокрые снежинки, слипаясь образуют хлопья снега. Снежная крупа – сферокристаллы, возникающие при беспорядочном росте ледяных кристаллов в условиях высокой относительной влажности (более 100%). Если снежная крупа покрывается тонкой ледяной оболочкой, она превращается в ледяную крупу.

Град выпадает в теплое время года из мощных кучево-дождевых облаков. Обычно выпадение его непродолжительно. Градины образуются в результате неоднократного перемещения ледяной крупы вверх и вниз. Падая вниз, крупинки попадают в зону переохлажденных капелек воды и покрываются прозрачной ледяной оболочкой, затем они снова поднимаются в зону ледяных кристаллов, и на их поверхности образуется непрозрачный слой из мельчайших кристалликов. Градина имеет снежное ядро и ряд чередующихся прозрачных и непрозрачных ледяных оболочек. Количество оболочек и размер градины зависят от того, сколько раз она поднималась и опускалась в облаке. Чаще выпадают градины диаметром 6—20 мм, но встречаются и значительно более крупные. Так, 1 мая 1945г в Англии выпали градины диаметром до 37 мм, отдельные градины достигали 75 мм в диаметре. Обычно град выпадает в умеренных широтах, редкое но наиболее интенсивное выпадение града бывает в тропиках. В полярных районах град вообще не выпадает.

Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в мм, который мог бы образоваться в результате выпадения на горизонтальную поверхность при отсутствии испарения и просачивания в почвогрунт. По интенсивности (количеству миллиметров осадков в 1 мин.) осадки делятся на слабые, умеренные и сильные.

Характер выпадение осадков зависит от условий их образования. Обложные осадки обычно выпадают в виде дождя из дождевых облаков. Отличаются равномерностью и длительностью выпадение. Ливневые осадки выпадают из кучево-слоистых облаков в виде дождя и града. Характеризуются быстрым изменением интенсивности и непродолжительным выпадением. Моросящие осадки падают из слоистых и слоисто-кучевых облаков.

Суточный ход осадков совпадает с суточным ходом облачности. Выделяются два типа суточного хода осадков: континентальный и морской. Континентальный тип имеет два максимума (в утренние часы и после полудня) и два минимума (ночью и перед полуднем; морской тип – один максимум (ночью) и один минимум (днем).

Годовой ход осадков различен в разных широтах и в разных районах одной и той же зоны. Для годового режима осадков в экваториальных широтах характерны два дождливых периода (после равноденствий), разделенных двумя сухими. По направлению. к тропикам происходят изменения в годовом режиме осадков, выражающиеся в сближении влажных периодов и в слиянии их близ тропиков в один обильный дождями период, длящийся 4 месяца в году. Субтропические широты также имеют один дождливый период, но он приходится на зимний сезон. В умеренных широтах годовой ход осадков различен над океаном, над внутренними частями и побережьями материков. Над океаном преобладают зимние осадки, над материками – летние. Летние осадки типичны и для полярных широт. Объяснить годовой ход осадков в каждом случае можно лишь с учетом циркуляции атмосферы. Наглядное представление о распределении осадков по земной поверхности дает карта изогиет.

Наиболее обильны осадки в экваториальных широтах. На экваториальных островах выпадает Тихого океана выпадает до 4000–5000 мм осадков в год, а на наветренных склонах гор тропических островов до 10 000 мм. Причиной большого количества осадков являются мощные конвективные токи очень влажного воздуха. К северу и югу от экваториальных широт количество осадков уменьшается, достигая минимума около параллели 25--35°, где среднее годовое количество осадков не более 500 мм. Во внутренних частях континентов и на западных побережьях дожди местами не выпадают в течение нескольких лет. В умеренных широтах количество осадков снова возрастает составляя в среднем около 800 мм в год; во внутренних частях континентов их меньше, на берегах океана – больше. В высоких широтах при низкой температуре и малом содержании влаги в воздухе годовое количество осадков невелико.

Максимальное годовое количество осадков в Черапунджи (идия) – 12 000 мм.

За счет выпадение на земную поверхность снега в условиях достаточно низкой для его сохранения температуры образуется снежный покров. Его характеризуют высотой и плотностью. Высота снежного покрова, измеряемая сантиметрами, зависит от количества осадков от плотности снега, от рельефа, от растительного покрова, от ветра. Наибольшая высота снежного покрова в умеренных широтах отмечена в среднем течение Енисея (110 см), в горах она может достигать нескольких метров. Снежный покров хорошо предохраняет почву от промерзания.

Обладая большим альбедо и большим излучением, снежный покров способствует понижению температуры приземных слоев воздуха, особенно в ясную погоду.

В полярном и высокогорных районах снежный покров лежит постоянно. Продолжительность его залегания в умеренных широтах находится в зависимости от климатических условий.

Таяние снега происходит в основном воздействием на него теплого воздуха, приходящего из других районов. Под действием солнечных лучей тает только 36% снега. Таянию способствует теплый дождь.

Для оценки условий увлажнения поверхности недостаточно знать количество осадков. При одинаковом количестве осадков, но различной испаряемости условия увлажнения могут быть различными. Для характеристики условий увлажнения пользуются коэффициентом увлажнения (К), представляющим собой отношение количества атмосферных осадков, выпадающих за определенный период (R), к испаряемости (Em) за тот же период.

K =