Географическое распределение характеристик влажности воздуха

 

Географическое распределение влагосодержания (давления, водяного пара, абсолютной и относительной влажности) зависит:

· от испарения в каждом данном районе,

· от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие,

· от распределения температуры воздуха на поверхности.

Наибольшее влагосодержание наблюдается у экватора, где многолетнее среднее месячное давление водяного пара выше 20 гПа, достигая в ряде мест экстремальных значений – до 35 гПа. Максимальным влагосодержанием на суше обладают области экваториальных лесов, где к испарению прибавляется транспирация. Влажность, как и температура, убывает с широтой. Она также ниже над материками, выше над океанами. Над внутренними холодными районами Центральной и Восточной Азии, где зимой температуры особенно низки, возникают области особенно низкого давления водяного пара - меньше 0,1 гПа. Еще более низкие значения наблюдаются во внутренних районах Антарктиды. Наиболее отчетливо связь влагосодержания с температурой проявляется зимой. Летом, над сухими внутренними районами суши температуры могут быть значительными, а содержание водяного пара очень мало. Над океанами зональность характеристик влагосодержания отчетливо проявляется во все сезоны года.

Абсолютная влажность воздуха соответствует ходу температуры – она увеличивается от полюсов к экватору, составляя на 70-60⁰ 3 г/м³ и до 19 г/м³ на экваторе. Зимние значения абсолютной влажности во всех широтах меньше летних. В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности составляет 11 г/м³, что составляет около 1% от общей плотности воздуха у земной поверхности.

Относительная влажность особенно высока в экваториальной зоне (рис.6.9), здесь она составляет в среднем годовом до 85% и более.

Рис. 6.9. Среднее распределение относительной влажности с географи­ческой широтой.

Относительная влажность всегда высока и в Северном Ледовитом океане, на севере Атлантического и Тихого океанов. Она достигает здесь таких же значений, как и на экваторе. Причина высокой относительной влажности в этих районах заключается в том, что здесь, при малом влагосодержании и низком давлении водяного пара, очень низки значения давления насыщения (температура очень низкая). Высокие значения относительной влажности отмечаются зимой в Сибири и над Европой (до 75 - 80%). Летом к районам с особенно высокой относительной влажностью присоединяется Индия, где в это время господствует океанический юго-западный муссон.

Очень низкая относительная влажность (до 50% и ниже) наблюдается круглый год в субтропических пустынях: Сахаре, Аравии, в пустынях Южной Америки, Австралии, где при высоких температурах воздух содержит мало влаги. В зимние месяцы к областям с низкой влажностью присоединяются также внутренняя Индия и Тибетское нагорье, а летом – внетропические пустыни Колорадо, Средней Азии и Ирана.

В распределении испаряемости отчетливо прослеживаются зональные черты, оно повторяет распределение температуры. Так, испаряемость мала в приполярных широтах, 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. В наиболее засушливых районах Аравии и пустынь Колорадо она выше 3000 мм. У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость относительно невелика - 700-1000 мм. В береговых пустынях Перу, Чили и Южной Африки годовая испаряемость также не более 600-800 мм.

Конденсация в атмосфере

 

Конденсация - это переход воды из газообразного в жидкое состояние. В атмосфере она происходит в виде образования мельчайших капелек диаметром в несколько микрон. Более крупные капельки образуются путем слияния мелких или при таянии ледяных кристаллов. Конденсация происходит тогда, когда воздух достигает насыщения, а это чаще всего происходит в атмосфере при понижении температуры. Количество водяного пара, недостаточное для насыщения, с понижением температуры до точки росы становится насыщающим. При дальнейшем понижении температуры избыток водяного пара сверх того, что нужно для насыщения, переходит в жидкое состояние. Возникают зародыши облачных капелек, т.е. начальные комплексы молекул воды, которые в дальнейшем растут до величины обычных облачных капель. Если точка росы лежит ниже нуля, то первоначально возникают такие же зародыши, на которых растут переохлажденные капельки; но затем эти зачаточные капельки замерзают, и на них происходит развитие ледяных кристаллов.

Охлаждение воздуха чаще всего происходит адиабатически, вследствие его расширения без отдачи тепла в окружающую среду. Такое расширение происходит преимущественно при подъеме воздуха. Пока воздух не насыщен, он охлаждается на один градус на каждые 100 м подъема. Таким образом, для воздуха, не очень далекого от на­сыщения, вполне достаточно подняться вверх на несколько сотен метров, чтобы в нем началась конденсация.

Механизмы такого подъема воздуха различны. Воздух может подниматься в процессе турбулентности в виде неупорядочен­ных вихрей. Он может подниматься в более или менее сильных восходящих токах конвекции. Может происходить и подъем больших количеств воздуха на атмосферных фронтах, причем возникают облачные системы, покрывающие площади в сотни тысяч квадратных километров. Подъем воздуха может проис­ходить и в гребнях атмосферных волн, вследствие чего также могут возникать облака на тех высотах, где существует вол­новое движение.

В зависимости от механизма подъема возникают и различные виды облаков.

В атмосферных условиях происходит не только конденсация - образование капелек (газ → жидкость), но и сублимация - образование кристаллов, переход водяного пара в твердое состояние (газ → твердое вещество). Но термин конденсация обычно применяется в широком смысле, охватывая собственно конденсацию и сублимацию.

Образование капелек при конденсации в атмосфере всегда происходит на некоторых центрах, называемых ядрами конденсации. Как правило, ядрами конденсации являются аэрозольные примеси. Важнейшими ядрами конденсации являются частички растворимых гигроскопических солей, особенно морской соли, которая всегда содержится в воде осадков. Она попадает в воздух при волнении моря и разбрызгивании морской воды. Солевые ядра попадают в воздух также при распылении почвы. В силу своих малых размеров они не оседают и переносятся воздушными течениями на большие расстояния. При этом из-за своей гигроскопичности они часто плавают в атмосфере в виде мельчайших капелек насыщенного соляного раствора. При повышении относительной влажности они начинают расти, а при значениях влажности в 100% превращаются в видимые капельки облаков и туманов.

Конденсация происходит также на гигроскопических твердых частичках, являющихся продуктами сгорания или органического распада. В промышленных районах в атмосфере преобладают такие ядра конденсации. Кроме них, роль ядер конденсации могут играть не гигроскопические, но смачиваемые достаточно крупные частички. У земной поверхности в одном кубическом сантиметре количество ядер конденсации достигает тысяч и десятков тысяч. С высотой их число уменьшается и на высоте 3-4 км составляет несколько сотен на см³.

Развитие кристаллов в атмосфере долгое время связывали преимущественно с процессами сублимации. Сейчас установлено, что сначала на инородных частицах, называемых ядрами льдообразования или ледяными ядрами, образуются ледяные зародыши и при достаточно низких отрицательных температурах при взаимодействии с ледяным зародышем капельки сконденсированной воды замерзают и дальше на них уже развиваются кристаллы. Образование ледяного зародыша за счет процесса сублимации значительно менее вероятно, чем за счет замерзания.

Облака

В результате конденсации внутри атмосферы возникают скопления продуктов конденсации, их называют облаками. Размеры облачных элементов — капелек и кристаллов настолько малы, что их удельный вес уравновешивается силой трения. Турбулентное движение воздуха приводит к тому, что эти капельки и кристаллы длительное время находятся взвешенными в воздухе, смещаясь то вниз, то вверх с элементами турбулентности. При конденсации непосредственно у земной поверхности скопления продуктов конденсации называют туманами. Прин­ципиальной разницы в строении облаков и туманов нет. В горах возможны и такие случаи, когда облако возникает на самом горном склоне. Для наблюдателя, смотрящего снизу, из долины, явление представится облаком; для наблюдателя на самом склоне — туманом.

Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность воздуха, содержащего облака, снижается, то облака испаряются. При определённых условиях часть облачных элементов укрупняется и выпадает из облаков в виде осадков. Отдельные облака существуют очень короткое время, это значит, что недавно возникшие капельки, из которых состоит облако, снова быстро испаряются. Даже если облако наблюдается очень долго, это не означает, что оно состоит из одних и тех же капелек. В действительности облака находятся всё время в процессе постоянного образования и исчезновения. Длительно существует процесс облакообразования, облако же является только видимой в данный момент частью общей массы воды, вовлекаемой в этот процесс.

Взвешенность облаков также обманчива. Если облако не меняет своей высоты, то это не означает, что составляющие его элементы не выпадают. Жидкая или твёрдая частичка в облаке может опускаться, но, достигая нижней границы облака, она переходит в ненасыщенный воздух и здесь испаряется. В результате облако кажется длительно находящимся на одном уровне.

По своему строению облака делятся на три класса: водяные (капельные) облака, состоящие только из капелек; смешанные облака, состоящие из смеси переохлаждённых капелек и ледяных кристаллов при умеренных отрицательных температурах; ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледяных кристаллов при достаточно низких температурах. В тёплое время года водяные облака образуются главным образом в нижних слоях атмосферы, смешанные — в средних, ледяные — в верхних. В холодное время года при низких температурах смешанные и ледяные облака могут возникать вблизи земной поверхности. Чисто капельное строение облака могут сохранять до температуры -10°С.

Размеры облачных капель варьируют в широких пределах — от долей микрона до сотен микронов. Кристаллы также разнообразны по форме и размерам. Замерзание капелек при низких температурах даёт полные кристаллы — ледяные шестиугольные пластинки или призмы диаметром 10-20мк. При дальнейшей сублимации они превращаются в шестилучевые звёзды или кристаллы более сложной структуры и размером до нескольких миллиметров в диаметре.

Количество капелек в единице объёма облачного воздуха составляет несколько сотен на кубический сантиметр в нижней части тропосферы, содержание кристаллов ещё меньше.

Водность облаков (содержание воды в жидком или твёрдом виде) очень невелико и составляет от 0,2 до 5 г на кубический метр облачного воздуха, то есть водность облаков меньше, чем абсолютная влажность воздуха.

Классификация облаков.