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. В среднем над каж­дым квадратным метром земной поверхности в воздухе содер­жится около 28,5 кг водяного пара. Напомним, что общий вес воздуха над каждым квадратным метром земной поверхности при среднем атмосферном давлении свыше 10 т, т. е. больше в 300 раз.

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. Упругость насыщения растет с температурой. Это значит, что при более высокой температуре воздух способен содержать больше водяного пара, чем при более низкой температуре.Зави­симость упругости насыщения от температуры представлена на рис. 6.8.

Рис. 6.8. Упругость насыщения в зависимости от температуры.

 

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 влагооборота, проведенные в начале 20-го 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 (Будыко М.И., Дроздов О.А.) 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.

Для оценки соотношения местных и внешних осадков предложен коэффициент влагооборота – отношение общего количества осадков к адвективным осадкам. Это соотношение для отдельных континентов приведено в таблице 6.1.

Таблица 6.1. Атмосферный влагооборот над континентами

Континент	Осадки (км^2/год)	Адвективные осадки (км^2/год)	Местные осадки (км^2/год)	Коэффициент влагооборота
Европа				1,42
Азия				1,81
Африка				1,42
Сев. Америка				1,65
Юж. Америка				1,68
Австралия				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 влажности.

 

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, называется абсолютной влажностью.

а = 217e / T (г/м³), (42)

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

При температуре 0⁰C (273K) и для состояния насыщения а = 4,9 г/м³.

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 он будет уже насыщенным, и они будут расти. Такие условия создаются в облаках, и именно они способствуют формированию осадков.

Отношение давления водяного пара, находящегося в воздухе, к давлению насыщения при той же температуре, выраженное в процентах, называется относительной влажностью(f)

¦ = e/E·100% (43)

Относительная влажность воздуха может принимать все значения от нуля (крайне сухой воздух - ситуация практически невозможная на поверхности Земли) до 100% - в состоянии насыщения, когда е = Е.

Разность между давлением насыщения Е при данной температуре и фактическим давлением е пара в воздухе называется дефицитом насыщения:

Д = Е – е (44)

Дефицит насыщения характеризует, сколько водяного пара недостаёт для насыщения воздуха при данной температуре.

Величина испарения в значительной степени зависит от термических характеристик испаряющей поверхности, т.е. от разности между давлением насыщенного пара непосредственно у поверхности воды или суши (Е₁) и фактическим давлением водяного пара в воздухе на некотором удалении от поверхности (е). Если Е₁ - е > 0, то происходит перенос пара от поверхности воды в воздух - испарение; если Е₁- е < 0, то, наоборот, преобладает поступление пара из воздуха на поверхность водоема или суши - конденсация или сублимация пара. При Е₁ - е = 0 наблюдается динамическое равновесие потоков к поверхности водоема и от нее.

Скорость испарения зависит от дефицита насыщения, рассчитанного по температуре испаряющей поверхности, от атмосферного давления и скорости ветра. Зависимость скорости испарения от атмосферного давления проявляется в основном в горах, где колебания давления могут быть значительными. Ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и тем самым поддерживают необходимый дефицит насыщения.

Говоря о количестве воды, испаряющейся в той или иной местности, нужно различать фактическое испарение и возможное испарение или испаряемость. Испаряемостью называют максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги. Величина испаряемости характеризует, насколько погода и климат в данной местности благоприятствуют процессу испарения. Испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением, в ряде районов может не хватать влаги, которая могла бы испариться.

Величина испаряемости зависит от температурных условий. В холодных районах она небольшая, в жарких - значительная. Например, на Шпицбергене она составляет 80 мм, в Средней Европе — 450 мм, в Средней Азии до 1800 мм. В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и сильно возрастает внутри материков. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость составляет 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега – свыше 3000мм. На экваторе испаряемость относительно низкая – 700-1000мм.

Влажная почва, покрытая растительностью, при прочих равных условиях, может терять влаги больше, чем водная поверхность, где испарение равно испаряемости. В первом случае к испарению прибавляется транспирация.

Температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух при неизменном давлении, называется точкой росы. Так, если при температуре воздуха +27° давление пара в нём 23.64 гПа, то такой воздух не является насыщенным. Для того, чтобы он стал насыщенным, нужно понизить его температуру до +20°. Эта температура и является в данном случае точкой росы. При насыщении точка росы равна фактической температуре.

Измерения влажности воздуха производятся с помощью гигрометра, психрометра и гигрографа. Гигрометр- прибор для измерения влажности воздуха, состоит из системы U-образных трубок, наполненных гигроскопическим веществом, способным поглощать влагу из воздуха. Через эту систему насосом протягивают некоторое количество воздуха, влажность которого определяют. Зная массу системы до и после измерения, а также объём пропущенного воздуха, находят абсолютную влажность. Психрометрпредставляет собой пару термометров с сухим и смоченным резервуарами. Испарение воды с поверхности смоченного термометра понижает его температуру по сравнению с температурой сухого термометра. При этом понижение тем больше, чем больше испарение, т.е. чем больше дефицит влажности. По разности температур сухого и смоченного термометров вычисляют давление водяного пара и относительную влажность воздуха. Гигрограф- гигрометр с самопишущим прибором, автоматически записывающим на ленте вращающегося барабана изменения относительной влажности воздуха. В зависимости от продолжительности оборота барабана различают суточные и недельные гигрографы.

 

Количество выпадающих осадков само по себе ещё не определяет условий увлажнения почвы. Примерно одинаковые суммы осадков в полупустыне Прикаспийской низменности и в тундре дают совершенно разное увлажнение: в первом случае недостаток влаги приводит к развитию ксерофильной растительности, во втором — создаётся избыточное увлажнение и заболачивание.

Для оценки степени увлажнения территории широко используют разнообразные коэффициенты увлажнения, которые отражают зависимость между приходом атмосферной влаги и её возможным расходом (испаряемостью). Испаряемость рассчитывается по температурам воздуха, дефициту влажности или другим показателям. В общем виде коэффициент увлажнения выглядит следующим образом:

К = r / E, (45)

где r — сумма осадков, Е — испаряемость.

Если коэффициент увлажнения больше единицы — это избыточное увлажнение, меньше - недостаточное.

Наиболее точные результаты, которые хорошо коррелируют с приростом фитомассы, даёт отношение количества осадков за вегетационный период к сумме активных температур за этот же перио д. Это отношение называют гидротермическим коэффициентом ГТК:

ГТК=10 R / ST, (46)

где R — сумма осадков, ST — сумма активных температур (выше +10°). Для оценки влагообеспеченности принята такая шкала значений ГТК:

менее 0.3 - очень сухо;

0.3-0.5 - сухо;

0.5-0.7 - засушливо;

0.7-1.0 - недостаток влаги;

1.0 - равенство прихода и расхода;

1.0-1.5 - достаточное количество влаги;

более 1.5 - избыток влаги;

более 2.0 - избыток влаги (для тропиков).

М.И.Будыко предложил для оценки степени влажности климата радиационный индекс сухости:

К = R / (L r), (47)

где R — годовой радиационный баланс, r — годовая сумма осадков, L — скрытая теплота парообразования. Радиационный индекс сухости показывает, какая доля радиационного баланса тратится на испарение осадков.

При К < 0.45 климат называется избыточно влажным; 1.00 > К > 0.45 — влажным; 3.00 > К > 1.00 недостаточно влажным; К > 3.00 — сухим.