Реферат водяной пар в атмосфере

Обновлено: 04.07.2024

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхностей, с влажной почвы и путем транспирации растений, при этом в разных местах и в разное время он поступает в различных количествах. От земной поверхности он распространяется вверх, а воздушными течениями переносится из одних мест Земли в другие.

В атмосфере может возникать состояние насыщения. В таком состоянии водяной пар содержится в воздухе в количестве, предельно возможном при данной температуре. Водяной пар при этом называют насыщающим (или насыщенным), а воздух, содержащий его, насыщенным.Состояние насыщения обычно достигается при понижении температуры воздуха. Когда это состояние достигнуто, то при дальнейшем понижении температуры часть водяного пара становится избыточной и конденсируется, переходит в жидкое или твердое состояние. В воздухе возникают водяные капельки и ледяные кристаллики облаков и туманов. Облака могут снова испаряться; в других случаях капельки и кристаллики облаков, укрупняясь, могут выпадать на земную поверхность в виде осадков. Вследствие всего этого содержание водяного пара в каждом участке атмосферы непрерывно меняется.

С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфере существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности. Водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь и сам он излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и тем самым также нижних слоев воздуха. На испарение воды с земной поверхности затрачиваются большие количества тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло отдается воздуху. Облака, возникающие в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности. Осадки, выпадающие из облаков, являются важнейшим элементом погоды и климата. Наконец, наличие водяного пара в атмосфере имеет важное значение для физиологических процессов.

Влагосодержание воздуха, прежде всего, зависит от того, сколько водяного пара попадает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. Естественно, что над океанами оно больше, чем над материками, так как испарение с поверхности океана не ограничено запасами воды. В то же время в каждом месте влагосодержание зависит и от атмосферной циркуляции: воздушные течения приносят в данный район воздушные массы более влажные или более сухие из других областей Земли. Наконец, для каждой температуры существует состояние насыщения, т. е. существует некоторое предельное влагосодержание, которое не может быть превзойдено. Для разных целей применяются еще три характеристики влажности. Во-первых, это точка росы τ, т. е. та температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух. Так, например, если при температуре воздуха +27° упругость пара в нем 23,4 мб, то такой воздух не является насыщенным. Для того чтобы он стал насыщенным, нужно было бы понизить его температуру до +20°. Вот эта последняя величина +20° и является в данном случае точкой росы для воздуха. Очевидно, что, чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к насыщению. При насыщении точка росы равна фактической температуре.

Другая характеристика называется отношением смеси. Отношение смеси есть содержание водяного пара в граммах на килограмм сухого воздуха. Эта величина мало отличается от удельной влажности.

Третья характеристика — дефицит влажности, т. е. разность между упругостью насыщения E при данной температуре воздуха и фактической упругостью е пара в воздухе: d=E — е. Иначе говоря, дефицит влажности характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах.

20. Суточный и годовой ход относительной влажности

Суточный ход относительной влажности r = e/E*100 зависит от суточного хода фактической упругости пара е и от суточного хода упругости насыщения E. Но последний находится в прямой зависимости от суточного хода температуры. Упругость пара е в общем меняется в суточном ходе не очень значительно; гораздо резче меняется вместе с температурой упругость насыщения E. Поэтому суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры. При падении температуры относительная влажность растет, при повышении температуры — падает. В результате суточный минимум относительной влажности совпадает с суточным максимумом температуры воздуха, т. е. приходится на послеполуденные часы, а суточный максимум относительной влажности Совпадает с суточным минимумом температуры, т. е. приходится на время около восхода солнца (рис. 43).

Над морем средняя суточная амплитуда относительной влажности мала, поскольку мала там и суточная амплитуда температуры. Над внутренними южными морями СНГ суточная амплитуда относительной влажности зимой 5-7%, летом 10-15%. Над океаном она еще меньше.

Над сушей суточная амплитуда больше, чем над морем, особенно летом. В Дублине, в ярко выраженном морском климате, зимой она 7%, летом 20%; в Вене зимой 9%, летом 27%; в Hy кусе (Туркмения) зимой 25%, летом 45%. В Индии в жаркое предмуссонное время она около 40%, а в период муссонных дождей — только около 20 %.

Конечно, в ясные дни суточный ход относительной влажности выражен лучше, чем в облачные, как и суточный ход температуры. Так, в Вене в ясные дни зимой амплитуда 20% и летом 43%, т. е. значительно больше приведенных выше общих средних.

Нарушения в суточный ход относительной влажности вносят бризы на берегах морей. При дневном бризе с моря температура падает, а относительная влажность растет, вопреки нормальному суточному ходу.

На горах и в свободной атмосфере суточный ход относительной влажности параллелен суточному ходу температуры. Максимум приходится на дневные часы, когда увеличено облакообразование.

В годовом ходе относительная влажность также меняется обратно температуре. Так, в Москве она в январе 85%, в июле 68%. Однако в муссонных районах относительная влажность увеличена летом, при поступлении морского воздуха и при выпадении муссонных дождей, и уменьшена зимой, в период выноса сухих воздушных масс с материка; так, во Владивостоке она в июле 89%, в ноябре 68%.

Географическое распределение влагосодержания зависит: 1) от испарения в каждом данном районе; 2) от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие.

Испарение пропорционально дефициту влажности, а последний в общем тем больше, чем выше температура. Поэтому распределение влагосодержания (упругости пара, удельной или абсолютной влажности) в общем следует распределению температуры. Расположение изолиний влажности на климатологических картах близко к расположению изотерм.

Влагосодержание наибольшее у экватора, где многолетняя средняя месячная упругость пара выше 20 мб, а в ряде мест доходит в экстремальные месяцы до 30 мб. В отдельных случаях она выше 35 мб. Максимальным влагосодержанием на суше отличаются области экваториальных лесов.

Влагосодержание, как и температура, убывает с широтой. Кроме того, зимой оно, как и температура, понижено над материками в сравнении с океанами. Поэтому зимой изолинии упругости пара или абсолютной влажности, подобно изотермам, прогнуты над материками в направлении к экватору. Над очень холодными внутренними районами Центральной и Восточной Азии возникает даже область особенно низкой упругости пара с замкнутыми изолиниями. В районе якутского полюса холода упругость пара меньше 0,1 мб; еще ниже влажность во внутренней Антарктиде.

Однако летом соответствие между температурой и влагосодержанием меньше. Температуры внутри материков летом высоки, но фактическое испарение ограничено запасами влаги, и водяного пара поступает в воздух не больше, чем над океанами, а то и меньше. Стало быть, и упругость пара над материками не увеличена в сравнении с океанами, несмотря на более высокую температуру. Поэтому, в отличие от изотерм, изолинии упругости пара летом не выгибаются над материками к высоким широтам, а проходят близко к широтным кругам. Пустыни, такие, как Сахара или пустыни Средней и Центральной Азии, являются даже областями пониженной упругости пара с замкнутыми изолиниями.

В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности составляет 11 г/м 3 . Это значит, что плотность водяного пара составляет всего 1% общей плотности воздуха у земной поверхности.

Относительная влажность, как мы знаем, зависит от влагосодержания и температуры воздуха. Она всегда высока в экваториальной зоне, где влагосодержание воздуха очень велико, а температура не слишком высока вследствие большой облачности. Здесь относительная влажность в среднем годовом доходит до 85% и более. Относительная влажность всегда высока и в Северном Ледовитом океане, на севере Атлантического и Тихого океанов, в антарктических водах. Она достигает здесь таких же или почти таких же высоких значений, как и в экваториальной зоне. Однако причина высокой относительной влажности здесь уже другая. Влагосодержание воздуха в высоких широтах мало, но зато и температура воздуха также низка, особенно зимой.

Сходные условия создаются зимой над холодными материками средних и высоких широт, например в Сибири, где относительная влажность в зимние месяцы в среднем достигает 75—80%.

Над большей частью Европы, особенно над ее северо-западом, зимой она в среднем 80—85%. Зимние температуры в Европе не так низки, как в полярных областях или в Сибири, но' влагосодержание здесь больше.

Летом к районам с особенно высокой относительной влажностью (75-80%) присоединяется еще Индия, где в это время господствует океанический юго-западный муссон.

Изменение влажности с высотой

С высотой упругость водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и удельная влажность. Это вполне понятно: ведь давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой. Замечательно, однако, то, что процентное содержание водяного пара по отношению к постоянным газам воздуха также убывает с высотой. Это значит, что упругость и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее (даже значительно быстрее), чем общее давление и общая плотность воздуха.

Зависит это от того, что водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу и, постепенно распространяясь вверх, конденсируется в более или менее высоких слоях вследствие понижения температуры. Поэтому в нижних слоях его больше по отношению к сухому воздуху, чем в верхних.

Убывание влажности с высотой в отдельных случаях происходит по-разному в зависимости от условий перемешивания воздуха и от вертикального распределения температуры. В среднем же упругость водяного пара падает с высотой так, как об этом говорилось в главе второй. Вместе с упругостью пара так же быстро убывает с высотой и абсолютная, и удельная влажность. Таким образом, половина всего водяного пара приходится на нижние 1,5 км и свыше 99% — на тропосферу.

В горах влагосодержание несколько больше, чем на тех же высотах в свободной атмосфере, по понятным причинам: здесь ближе источник влаги — земная поверхность.

Существуют эмпирические формулы, описывающие распределение упругости пара и удельной влажности с высотой в горах и в свободной атмосфере.

Относительная влажность меняется с высотой менее закономерно. В общем она с высотой убывает. Но на уровнях, где происходит облакообразование, относительная влажность, конечно, повышена. В слоях с температурными инверсиями она уменьшается очень резко вследствие повышенной температуры.

Зная распределение абсолютной влажности по высоте, можно подсчитать, сколько водяного пара содержится во всем столбе воздуха над единицей площади земной поверхности. Эту величину называют осажденной водой. Лучше было бы назвать ее запасом влаги в атмосферном столбе

В настоящее время, наряду с фотографическими методами наблюдений ИСЗ, широкое распространение получили лазерные и радиотехнические методы, позволяющие получать дальность и радиальную скорость спутника.
Результаты, полученные с помощью лазера боле точные, чем радиометрические. Однако, важным преимуществом последних является их всепогодность. К тому же точность радиометрических систем непрерывно повышается.

Вложенные файлы: 1 файл

Lektsia_14.doc

Водяной пар в атмосфере.

Результаты, полученные с помощью лазера боле точные, чем радиометрические. Однако, важным преимуществом последних является их всепогодность. К тому же точность радиометрических систем непрерывно повышается.

Наиболее значительную ошибку в измеряемые величины вносит атмосфера Земли. Причем её влияние больше сказывается на результатах измерений радиотехническими средствами.

При неблагоприятных условиях поправка за влияние атмосферы в расстояние, измеряемое лазером, может достигать нескольких десятков метров, а радаром – нескольких километров.

Поэтому снижение влияния атмосферы является единой из основных проблем при обработке спутниковых наблюдений.

Одной из важных составляющих частей атмосферы является водяной пар. От его количества зависят физические характеристики воздуха, влияющие на скорость распространения света и радиоволн в атмосфере.

Количество водяного пара в воздухе характеризуют следующие величины:

Упругость пара (ℓ) – парциальное давление водяного пара, содержащегося в воздухе. Измеряется в м.барах.

1 бар =1 Па =750 мм.рт.ст.

1 атм =1.013 Па =760 мм.рт.ст.

– количество молекул пара,

n– количество вещества (пара),моль,

где m– масса газа(пара),кг.

1 моль = 6.022 структурных элемента

Такое количество вещества …..

с учетом этого размерность [ N ]=

Упругость пара, насыщающего пространство над плоской поверхностью чистой воды вычисляется по формуле

Формула работает в интервале температур -20

При t= +30 , E= 8.57 (1 па = = = )

Максимальная упругость водяного пара над переохлажденной водой определяется

Над поверхностью льда

Содержание водяного пара в атмосфере зависит от места и времени и называется влажностью воздуха (или просто влажностью). Парциальное давление (partialis – лат. – частичный) – давление идеальной газовой смеси , которое он оказывал бы, если находился бы один в объёме всей смеси водяного пара не может превышать определенного, зависящего от температуры, значения – давление насыщенного водяного пара.

В данном объёме воздуха при данной температуре может содержаться лишь вполне определенного количества водяного пара.

Максимальное количество водяного пара, которое может находиться в 1 воздуха при каждой определенной температуре, называется максимальной влажностью, или количеством насыщенного пара ( )

Единица СИ [ ]= кг/ (или г/ - чаще).

Обычно же количество пара, содержащегося в воздухе, меньше .

Количество водяного пара, фактически содержащегося в 1 воздуха, называется абсолютной влажностью ( )

Для вычисления абсолютной влажности воздуха существует формула:

где - парциальное давление пара

4. Относительная влажность, ( ),

Отношение абсолютной влажности 𝑓 к максимально возможной влажности , выражается в

Максимальная влажность зависит от температуры, поэтому и относительная влажность не остается постоянной, даже если абсолютная влажность остается постоянной.

5. Удельная влажность , 𝑞 (безразмерная величина)

– газовая постоянная для воздуха (287.05 );

R – универсальная газовая постоянная ( 8.31432 ).

Эмпирическая зависимость (𝑞) от z имеет вид

a и b- постоянные коэффициенты, зависящие от времени года.

6. Отношение смеси,

Величин а 𝑞 и m_c не меняется при сжатии, расширении, нагревании и охлаждении воздуха. Ими удобно пользоваться при решении уравнения диффузии.

7. Дефицит влажности, d – разность между насыщающей упругостью водяного пара (E) в атмосфере при данных t и p и фактической упругостью пара ( )

Поэтому параметру рассчитывают испарение, пропорциональное количеству пара, которое воздух способен поглотить.

8. Точка росы, температура, при которой пар, имеющий данную упругость ( ), станет насыщенным паром. Или – это такая температура, при которой начинается конденсация воды, содержащейся во влажном воздухе (образование росы).

Конденсирующийся пар выступает в виде росы на поверхности твердых тел. Если таковых недостаточно, то в присутствии центров конденсации (пыли) образуется туман. В отсутствии центров конденсации водяной пар может переохлаждаться ниже точки росы. Для насыщенного пара

Величина – (дефицит точки росы)характеризует относительную влажность ( ).

В частности, при 0,
Большое значение для расчетов поглощения инфракрасной радиации, образования осадков и прочее имеет количество осажденной воды (Q)- количество водяного пара в (г) в вертикальном столбе воздуха сечением 1 .

Q определяют либо по аэрологическим наблюдениям, либо по ИСЗ, либо по наземным радиотеплолокационным наблюдениям полосы излучения водяного пара с 𝜆=1.35см

9. Измерение влажности воздуха

Для измерения относительной влажности воздуха пользуются волосными гигрометрами. В них применяются обезжиренные волоски (гигроскопические), длина которых меняется с изменением влажности.

Другой прибор для измерения атмосферной влажности воздуха- психрометр. Он состоит из 2-х одинаковых термометров, но ртутный шарик одного обернут мокрой тряпочкой. При продувке воздуха с помощью вентилятора, встроенного в прибор(механический), вода, испаряясь, охлаждает этот термометр, и он показывает более низкую температуру, чем сухой.

Разность температур служит мерой относительной влажности. Если φ=100

Атмосферное давление и плотность.

Атмосферный воздух – смесь газов. Содержание газа в воздухе можно определить как через частичную его концентрацию, так и через парциальные давления и плотность. Парциальные (partialis – лат – частичный ) – давление идеальной газовой смеси, которое оказывал бы газ, находясь один в объёме всей смеси. Прежде, чем перейти к дальнейшему изложению материала, вспомним некоторые понятия из школьного курса физики, а так же установим обозначения величин, используемых при написании формул.

Количества вещества ( ) характеризует число структурных элементов, содержащихся в данной системе. Это могут быть атомы, молекулы, ионы, электроны и другие частицы. основных единиц СИ. Её размерность [ ]=моль.
1 моль – такое количество вещества, в котором содержится столько же структурных элементов сколько атомов в 12 г изотопа углерода ( ). В количестве вещества, равном 1 моль, содержится 6.022 структурных элементов.

где m – масса газа, кг;

М – молярная масса вещества(газа), ;

Молярная масса сухого воздуха 28.964 ;

Молярная масса влажного воздуха .

где - атомная масса (вес) молекулы вещества.

Атомная масса – относительная величина. Она определяется по отношению к массе атома углерода ( ), которая принимается равной 12.000000. Для абсолютного определения атомной массы введена Атомная Единица Массы (А.Е.М), равная 1/12 массы атома углерода

1а.е.м.= =1.6605655(86) кг

где V – объем газа,

где – плотность газа,

Парциальное давление ( ) и плотность вычисляются по формулам

где - количество молекул i газа

k = 1.3805 ( ) – постоянная Больцмана.

Т= 273.15 – абсолютная температура.

Согласно закону Дальтону – давление смеси идеальных газов, химически не взаимодействующих друг с другом, равно сумме их парциальных давлений, т.е.

где к – число газов в воздушной смеси. При этом отношении – концентрация смеси; – отношение смеси воздуха.

Согласно уравнению состояния газов Клайперона (При постоянной температуре произведения давления газа на его объём- величина постоянная) т.е.

Проверила: к.г.н., доцент Рябинина Н.О.

В атмосфере вода находится в трех агрегатных состояниях - газообразном (водяной пар), жидком (капли дождя) и твердом (кристаллики снега и льда). Содержание воды в атмосфере сравнительно невелико - около 0, 001% всей ее массы на нашей планете. Тем не менее, это совершенно незаменимое звено природного круговорота воды.

Основным источником атмосферной влаги являются поверхностные водоемы и увлажненная почва; кроме того, влага поступает в атмосферу в результате испарения воды растениями, а также дыхательных процессов живых существ. Расчеты показывают, что если бы весь объем водяного пара в атмосфере сконденсировался и был равномерно распределен по поверхности земного шара, то он образовал бы слой воды высотой всего лишь в 25 мм. Дождей выпадает значительно больше в результате быстрого круговорота общего запаса атмосферной влаги.

Эту статистическую классификацию Л. Амберже дополнил классификацией биогеографической.

1. Климаты пустыни, с нерегулярным выпадением осадков: экваториальные климаты (побережье Перу), тропические (юго-западная Африка, южная Аравия), с заметно выраженными сезонами осадков (Сахара, северная Калифорния, восточный Туркестан).

2. Климаты внепустынных областей: внутритропические с наличием или отсутствием сухого сезона, внетропические континентальные и средиземноморские (с многочисленными вариантами), субполярные и полярные.

Большую трудность представляет определение индекса аридности, или сухости, над которым работал ряд авторов, в том числе Э. де Мартонн, Торнтуэйт, Баньюл и Госсен, Амберже.

Облака и водяные пары поглощают и отражают избыток солнечной радиации, а также регулируют ее поступление на Землю. Одновременно они задерживают встречное тепловое излучение, идущее от поверхности Земли в межпланетное пространство. Содержание воды в атмосфере определяет погоду и климат местности. От него зависит, какая установится температура, образуются ли облака над данной территорией, пойдёт ли из облаков дождь, выпадет ли роса. Охлаждаясь, он конденсируется, образуются облака, и при этом выделяется огромное количество энергии, которую водяной пар возвращает атмосфере. Именно эта энергия заставляет дуть ветры, переносит сотни миллиардов тонн воды в облаках и увлажняет дождями поверхность Земли. Полное обновление состава воды в атмосфере происходит за 9. 10 дней.

Испарение состоит в том, что молекулы воды, отрываясь от водной поверхности или влажной почвы, переходят в воздух и превращаются в молекулы водяного пара. В воздухе они двигаются самостоятельно и переносятся ветром, а их место занимают новые испарившиеся молекулы. Одновременно с испарением с поверхности почвы и водоёмов происходит и обратный процесс - молекулы воды из воздуха переходят в воду или почву. Таким образом, атмосферная влага является самым активным звеном круговорота воды в природе.

Источником энергии круговорота воды является солнечная радиация. Средняя годовая энергия равняется примерно 0, 1—0, 2 квт/м2, что соответствует 0, 73—1, 4 миллиона калорий на квадратный метр. Такое количество тепла может испарить слой воды толщиной от 1, 3 до 2, 6 м. Эти цифры включают все фазы круговорота: испарение, конденсацию в виде облаков, осадки и все формы воздействия на жизнь животных и растений.

Основное количество водяного пара сосредоточено в нижних слоях воздушной оболочки - в тропосфере, на высоте до нескольких тысяч метров, и почти вся масса облаков находится там. В стратосфере (на высоте около 25 км над Землей) облака появляются реже. Их называют перламутровыми. Еще выше, в слоях мезопаузы, на расстоянии 50. 80 км от Земли, изредка наблюдаются серебристые облака. Известно, что они состоят из кристалликов льда и возникают при снижении температуры в мезопаузе до - 80 oC. Их образование связывают с интересным явлением - пульсацией атмосферы под действием приливных гравитационных волн, вызываемых Луной.

При кажущейся легкости и воздушности облака содержат значительное количество воды. Воздух, в котором количество испаряющихся молекул водяного пара равно количеству возвратившихся молекул, называется насыщенным, а сам процесс — насыщением. Водность облаков, то есть водосодержание воды в 1 м3, колеблется от 10 до 0, 1 г и менее. Чем больше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нём содержаться. Так, в 1м3 воздуха при температуре +20 °С может содержаться 17 г водяного пара, а при температуре - 20 °С только 1 г водяного пара. Поскольку объемы облаков очень велики (десятки кубических километров), то даже одно облако может содержать в виде капель или кристалликов льда сотни тонн воды. Эти гигантские водные массы непрерывно переносятся воздушными потоками над поверхностью Земли, вызывая на ней перераспределение воды и тепла. Поскольку вода обладает исключительно высокой удельной теплоемкостью, испарение ее с поверхности водоемов, из почвы, транспирация растений поглощают до 70% энергии, получаемой Землей от Солнца. Количество теплоты, затраченное на испарение (скрытая теплота парообразования), поступает вместе с водяным паром в атмосферу и выделяется там при его конденсации и формировании облаков. В результате заметно снижается температура водных поверхностей и прилегающего к ним слоя воздуха, поэтому вблизи водоемов в теплое время года намного прохладнее, чем в континентальных районах, которые получают такое же количество солнечной энергии.

Масса облаков и водяные пары, содержащиеся в атмосфере, существенно воздействуют и на радиационный режим планеты: с их помощью происходят поглощение и отражение избытка солнечной радиации, и тем самым в известной степени регулируется ее поступление на Землю. Одновременно облака экранируют встречные тепловые потоки, идущие с поверхности Земли, снижая теплопотери в межпланетное пространство. Из всего этого слагается погодообразующая функция атмосферной влаги.

Атмосферные осадки вместе с температурой являются основными климатическими элементами, от которых зависит животный и растительный мир, а также и экономика обитаемых зон земного шара. В течение года осадки выпадают крайне неравномерно. В экваториальных районах наибольшее количество их выпадает дважды в году – после осеннего и весеннего равноденствия, в тропиках и муссонных областях – летом (при почти полном бездождье зимой), в субтропиках - зимой. В умеренных континентальных зонах максимум осадков приходится на лето. Значение осадков настолько велико, что некоторые авторы используют для характеристики климата только этот единственный элемент: климат пустынь характеризуется осадками менее 12 см в год, сухой климат — осадками от 12 до 25 см, полусухой — от 25 до 50 см, умеренно-влажный— от 50 до 100 см, влажный — от 100 до 200 см и очень влажный — более 200 см.

Распределение осадков по поверхности земного шара в основных чертах таково: очень обильные осадки (от 1, 5 до 3 м в год) выпадают между 0 и 20° широты, где имеется один сезон дождей и один сухой сезон; почти полное отсутствие осадков наблюдается в зоне пустынь; осадки от 400 до 800 мм выпадают между 30° и 40° широты; незначительны осадки в высоких широтах (70°).

Атмосферная влага, кроме переноса воды и тепла, осуществляет и другие, не менее важные функции, сущность и значение которых начали изучать совсем недавно. Оказывается, содержащаяся в атмосфере вода активно участвует и в переносе масс твердых веществ. Ветер поднимает в воздух частицы почвы, срывает пену с морских волн, уносит мельчайшие капельки соленой воды. Помимо этого, соли могут попадать в воздух и в молекулярно-дисперсном виде, благодаря так называемому физическому испарению их с поверхности океана. Поэтому океан можно считать главным поставщиком хлора, бора и йода для атмосферы, дождевых и речных вод.

Таким образом, дождевая влага, находясь в облаке, уже содержит некоторое количество солей. В ходе мощных циркуляционных процессов, осуществляющихся в облачных массах, вода и частицы солей, почвы, пыли, взаимодействуя, образуют растворы разнообразнейшего состава. По утверждению академика В.И. Вернадского, среднее солесодержание облака составляет около 34 мг/л.

В дождевых каплях находят десятки химических элементов и различные органические соединения. Покидая облако, каждая капля содержит в среднем 9, 3*10-12 мг солей. На пути к Земле, соприкасаясь с атмосферным воздухом, она вбирает в себя новые порции солей и пыли. Обычная дождевая капля весом 50 мг при падении с высоты 1 км "промывает" 16 л воздуха, а 1 л дождевой воды захватывает с собой примеси, содержавшиеся в 300 тыс. л воздуха. В итоге с каждым литром дождевой воды на Землю поступает до 100 мг примесей. Из общего количества растворенных веществ, уносимых реками с материков в океан, почти половина возвращается обратно с атмосферными осадками. При этом на каждый квадратный километр земной поверхности приходится до 700 кг одних лишь азотистых соединений (в пересчете на чистый азот), а это уже ощутимая подкормка для растений.

Особенно много солей содержат осадки приморских районов. Например, в Англии было зафиксировано выпадение дождя с концентрацией хлора до 200 мг/л, а в Голландии - до 300 мг/л.

Интересно отметить, что функцию дождя как переносчика минеральных соединений и питательных веществ нельзя свести к простому подсчету: столько-то привнесенных удобрений - такое-то увеличение урожая. В.Е. Кабаев много лет прослеживал прямую связь между размером урожая хлопка и количеством воды в осадках. В 1970 году он пришел к интересному выводу: стимулирующее воздействие дождя на посевы вызвано, очевидно, присутствием в нем пероксида водорода. Достаточно обычного содержания H2O2 в осадках (7. 8 мг/л), чтобы атмосферный азот связывался в соединения, обогащающие питание растений, улучшалась подвижность элементов в почве (прежде всего фосфора), активизировался процесс фотосинтеза. Установив эту функцию дождя, ученый считает возможным искусственно доставлять растениям пероксид водорода, добавляя его в воду при опрыскивании.

Влажность воздуха характеризуется несколькими показателями:

Абсолютная влажность воздуха — количество водяного пара, содержащегося в воздухе, выраженное в граммах на кубический метр, иногда ещё называется упругостью или плотностью водяного пара. При температуре 0 °С абсолютная влажность насыщенного воздуха — 4, 9 г/м3. В экваториальных широтах абсолютная влажность воздуха составляет около 30 г/м3, а в приполярных областях - 0, 1 г/м3.

Процентное отношение количества водяного пара, содержащегося в воздухе, к количеству водяного пара, которое может содержаться в воздухе при данной температуре, называется - относительной влажностью воздуха. Она показывает степень насыщения воздуха водяным паром. Если, например, относительная влажность равна 50%, это значит, что воздух содержит только половину водяного пара из того количества, которое он мог бы вместить при данной температуре. В экваториальных широтах и в полярных районах относительная влажность воздуха всегда высока. На экваторе при большой облачности температура воздуха не слишком высока, а содержание влаги в нём значительно. В высоких широтах влагосодержание воздуха низкое, но и температура не большая, особенно зимой. Очень низкая относительная влажность воздуха характерна для тропических пустынь — 50% и ниже.

При малейшем понижении температуры насыщенный водяным паром воздух уже не способен больше вместить влагу и из него выпадают атмосферные осадки, например, образуется туман или выпадает роса. Водяной пар при этом конденсируется — переходит из газообразного состояния в жидкое.

Туман — форма конденсации паров воды в виде микроскопических капель или ледяных кристаллов, которые, собираясь в приземном слое атмосферы (иногда до нескольких сотен метров), делают воздух менее прозрачным. Образование туманов начинается с конденсации или сублимации водяного пара на ядрах конденсации — жидких или твёрдых частицах, взвешенных в атмосфере.

Туманы из водных капель наблюдаются главным образом при температурах воздуха выше −20 °C, но может встречаться даже и при температурах ниже −40 °C. При температуре ниже −20 °C преобладают ледяные туманы.

Туманы в населённых пунктах бывают чаще, чем вдали от них. Этому способствует повышенное содержание гидроскопических ядер конденсации (например, продуктов сгорания) в городском воздухе. Самое большое количество туманных дней на уровне моря — в среднем более 120 в году — наблюдается на канадском острове Ньюфаундленд в Атлантическом океане.

По способу возникновения туманы делятся на два вида:

Туманы охлаждения — образуются из-за конденсации водяного пара при охлаждении воздуха ниже точки росы.

Туманы испарения — являются испарениями с более тёплой испаряющей поверхности в холодный воздух над водоёмами и влажными участками суши.

Кроме того туманы различаются по синоптическим условиям образования:

Фронтальные — образующиеся вблизи атмосферных фронтов и перемещающиеся вместе с ними. Насыщение воздуха водяным паром происходит вследствие испарения осадков, выпадающих в зоне фронта. Некоторую роль в усилении туманов перед фронтами играет наблюдающееся здесь падение атмосферного давления, которое создаёт небольшое адиабатическое понижение температуры воздуха.

Внутримассовые — преобладают в природе, как правило они являются туманами охлаждения, формируются в однородных воздушных массах. Их принято разделять на несколько типов:

Радиационные туманы — туманы, которые появляются в результате радиационного охлаждения земной поверхности и массы влажного приземного воздуха до точки росы. Обычно радиационный туман возникает ночью в условиях антициклона при безоблачной погоде и лёгком бризе. Часто радиационный туман возникает в условиях температурной инверсии, препятствующей подъёму воздушной массы. После восхода солнца радиационные туманы обычно быстро рассеиваются. Однако в холодное время года в устойчивых антициклонах они могут сохраняться и днём, иногда много суток подряд. В промышленных районах может возникнуть крайняя форма радиационного тумана — смог.

Адвективные туманы — образуются вследствие охлаждения тёплого влажного воздуха при его движении над более холодной поверхностью суши или воды. Их интенсивность зависит от разности температур между воздухом и подстилающей поверхностью и от влагосодержания воздуха. Эти туманы могут развиваться как над морем, так и над сушей и охватывать огромные пространства, в отдельных случаях до сотен тысяч км². Адвективные туманы обычно бывают при пасмурной погоде и чаще всего в тёплых секторах циклонов. Адвективные туманы более устойчивы, чем радиационные, и часто не рассеиваются днём.

Морской туман — адвективный туман, возникший над морем в ходе переноса холодного воздуха на тёплую воду. Этот туман является туманом испарения. Туманы такого типа часты, например, в Арктике, когда воздух попадает с ледового покрова на открытую поверхность моря.

Дымка — очень слабый туман. При дымке дальность видимости составляет несколько километров. В практике метеорологического прогнозирования считается: дымка — видимость более/равна 1000 м, но менее 10 км, а туман — видимость менее 1000 м. Сильным туман считается при видимости менее или равной 500 м.

К туманам также относятся так называемые сухие туманы (помоха, мгла), в этих туманах частицами является не вода, а дым, копоть, пыль и так далее. Наиболее частой причиной сухих туманов является дым лесных, торфяных или степных пожаров, или степная лессовая или песчаная пыль, поднимаемые и переносимые ветром иногда на значительные расстояния, а также выбросы промышленных предприятий.

Не редка и переходная ступень между сухими и влажными туманами — такие туманы состоят из водяных частиц вместе с достаточно большими массами пыли, дыма и копоти. Это — так называемые грязные, городские туманы, являющиеся следствием присутствия в воздухе больших городов массы твердых частиц, выбрасываемых при топке дымовыми, а еще в большей степени — фабричными трубами.

Показатель водность тумана используется для характеризации туманов, он обозначает общую массу водяных капелек в единице объёма тумана. Водность туманов обычно не превышает 0, 05—0, 1 г/м³, но в отдельных плотных туманах может достигать 1—1, 5 г/м³. Кроме водности на прозрачность тумана влияет размер частиц его образующих. Радиус капель тумана обычно колеблется от 1 до 60 мкм. Большинство же капель имеет радиус 5—15 мкм при положительной температуре воздуха и 2-5 мкм при отрицательной температуре.

Роса́ — вид атмосферных осадков, образующихся на поверхности земли, растениях, предметах, крышах зданий, автомобилях и других предметах.

Из-за охлаждения воздуха водяной пар конденсируется на объектах вблизи земли и превращается в капли воды. Это происходит обычно ночью. В пустынных регионах роса является важным источником влаги для растительности. Достаточно сильное охлаждение нижних слоёв воздуха происходит, когда после заката солнца поверхность земли быстро охлаждается посредством теплового излучения. Благоприятными условиями для этого являются чистое небо и покрытие поверхности, легко отдающее тепло, например травяное. Особенно сильное образование росы происходит в тропических регионах, где воздух в приземном слое содержит много водяного пара и благодаря интенсивному ночному тепловому излучению земли существенно охлаждается. При отрицательных температурах образуется иней.

Температура, при которой находящийся в воздухе водяной пар насытит его и начнётся конденсация, называется точка росы.

Рефераты и конспекты лекций по географии, физике, химии, истории, биологии. Универсальная подготовка к ЕГЭ, ГИА, ЗНО и ДПА!

Испарения - это количество водяного пара, которая испарилась и поступила в воздух. Скорость испарения зависит от многих причин, но главным образом от температуры воздуха и ветра. Понятно, что чем выше температура, тем больше

испарение. Но ветер, постоянно перемещает насыщен водяным паром воздуха, приносит в данное место постоянно новые объемы сухого воздуха. Даже слабый ветер скоростью 2-3 м / с увеличивает испарение втрое. На испарение также влияют характер рельефа, растительность и т.д.

Однако из-за недостатка влаги в данной местности испарение бывает значительно ниже, чем могло бы быть при данной температуре. Количество воды, которое могло бы испаряться при данной температуре, называется испаряемостью. Иначе говоря испаряемость - это потенциально возможное испарение в данной местности. И испарение и испаряемость измеряются в миллиметрах (мм) слоя испаренной воды за конкретный период - мм / год и т.д.

На земной поверхности постоянно происходят два противоположных процесса: орошение местности осадками и осушение ее испарением. Увлажненность территории характеризует коэффициент увлажнения, под которым понимается отношение суммы осадков к испаряемости. Увлажнение бывает избыточным, когда коэффициент увлажнения больше 1, достаточным, когда коэффициент увлажнения равен 1, недостаточным, когда коэффициент увлажнения меньше 1 и бедным, когда коэффициент увлажнения меньше 0,6. Так коэффициент увлажнения в лесной зоне равна равна 1,0-1,5, в лесостепной - 0,6-1,0, в степной - 0,3-0,6, в полупустынях - 0,1-0,3, в пустынях - менее 0,1.

В атмосфере всегда есть определенное количество влаги в виде водяного пара, поступает туда в результате испарения с водной певерхни и поверхности суши. Иначе говоря, воздух всегда содержит влагу в виде молекул (пара), капель и кристалликов льда. Влажность воздуха - это содержание в нем водяного пара. При условии достаточного поступления влаги в атмосферу, влажность зависит от температуры воздуха. Чем выше температура воздуха, тем большее количество водяного пара оно может вместить. Так в 1 м3 воздуха при температуре 30оС может поместиться 30 г влаги, при 20 - 17,3 г, при 0оС - только 4,8 г. При от отрицательных температурах влагоемкость воздуха заметно падает и уже при-10оС в 1 м3 воздуха может поместиться только 2,3 водяного пара. Итак, ход влажности параллельный хода температуры. Обычно влажность больше днем, чем ночью. В течение года наибольшая влажность обычно летом, наименьшая - зимой. В низких широтах, где воздух значительно холоднее, влажность больше, чем в средних и высоких.

При температуре воздуха может содержать соответствующее количество влаги (водяного пара). Предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре называется максимальной влажностью. Абсолютной влажностью называется фактическое количество водяного пара в воздухе в данный момент, измеряемое в г/м3. Относительная влажность - это отношение абсолютной влажности к максимальной, выраженное в процентах.

Воздух, имеет максимальную влажность, называется насыщенным. В отличие от него ненасыщенные воздух еще может поглощать водяной пар. Однако при нагревании насыщенный воздух становится ненасыщенным, а в случае охлаждения - перенасыщенным. В последнем случае начинается конденсация. Конденсация - это сгущение лишнего водяного пара и переход ее в жидкое состояние, образование мелких капель воды. Как насыщен, так и ненасыщенные воздух может стать перенасыщенным при поднятии воздушной массы вверх, так как при этом она сильно охлаждается. Охлаждение возможно также при охлаждении почвы в данном месте и при проникновении теплого воздуха в холодное местность.

Конденсация может происходить не только в воздухе, но и на земной поверхности и различных предметах. В этом случае в зависимости от условий образуются роса, иней, туман, гололед. Роса и иней образуются при ясной и тихой погоде ночью, преимущественно в предутренние времена, когда поверхности земли охлаждается. Тогда на ее поверхности конденсируется влага из воздуха. При этом при от отрицательных температурах образуется иней, при положительных - роса. В случае, когда на теплую поверхность приходит холодный воздух или теплый воздух резко охлаждается, может образоваться туман. Он состоит из мелких капель, или кристалликов, будто подвешенных в воздухе. В сильно загрязненном воздухе образуется туман с примесью дыма - смог. При выпадении переохлажденных капель дождя или тумана на охлажденную ниже 0оС поверхность и при температуре воздуха -3 . 0 ° образуется слой толстого льда, нарастающего на поверхности земли и на предметы, - гололед. Это происходит от намерзания переохлажденных капель дождя, тумана или мороси. Корка льда может достичь в толщину нескольких сантиметров. Другие причины приводят к возникновению явления, которое называется гололедица. Гололедица возникает обычно после потепления или дождя в результате наступления похолодания, когда температура резко опускается ниже 0оС. Происходит замерзание мокрого снега, дождя или мороси. Гололед образуется и тогда, когда эти жидкие осадки выпадают на сильно переохлажденную поверхность земли, что приводит к их замерзания. Таким образом гололедица - это лед на земной поверхности, образованной в результате замерзания мокрого снега или жидких осадков.

Облака образуются при конденсации водяного пара в пиднимаючомусь воздухе вследствие его охлаждения. Высота их образования зависит от температуры и относительной влажности воздуха. При достижении воздухом высоты, на которой насыщение ста полным, - уровня конденсации - начинается конденсация и хмароутворення. Облака находятся в постоянном движении и могут состоять из мелких капель воды или кристалликов, но чаще они смешанные. По форме различают три основных вида облаков: перистые, слоистые и кучевые. Перистые - облака верхнего яруса (выше 6000 м), полупрозрачные и состоят из мелких ледяных кристалликов. Осадки из них не выпадают. Слоистые - облака среднего (от 2000 до 6000 м) и нижнего (до 2000 м) ярусов. В основном из них и выпадают осадки, обычно длительные и обложные. Кучевые облака могут образовываться в нижнем ярусе и достигать очень большой высоты. Они состоят внизу из капелек, а вверху - из кристалликов. С ними связаны ливни, град, грозы. Кроме трех основных форм облаков образуются многие комбинированных. Например, перисто-слоистые, слоисто-кучевые, кучево-дождевые и т.д.

Облачный покров обычно состоит из разных облаков. Степень покрытия неба облаками называют облачностью, которая измеряется в баллах - от 0 до 10. В среднем на Земле половина неба закрыта облаками. Наибольшая облачность - в областях пониженного давления, то есть там, где воздух поднимается. Над океаном она больше, чем над сушей, так как там больше влаги. Абсолютный средний максимум облачности - 9 баллов (над Северной Атлантикой), абсолютный минимум - 0,2 балла (над Антарктидой и тропическими пустынями).

Облачный покров задерживает солнечную радиацию, идущую к земной поверхности, отражает и рассеивает ее. Одновременно облака задерживают тепловые излучения земной поверхности в атмосферу. Поэтому облачность значительно влияет на климат.

Читайте также: