Водяна пара в атмосфері. Характеристики вологості повітря та їх вимірювання. Добовий і річний хід випаровування.

Фіз. суть випаровування - молекули рідини перебувають в безперервному з різною швидкістю русі. Окремі з великими швидкостями біля поверхні, можуть подолати сили зчеплення і вирватися з води в повітря та поповнювати вміст в ньому водяної пари. Процес, що відбувається внаслідок власного руху молекул водяної пари в повітрі називається молекулярною дифузією. Крім цього водяна пара, через вітер, турбулентність та конвекцію поширюється в повітрі в різних напрямках. Частина може повертатися із повітря в рідину.При підвищенні Т число молекул водяної пари, що вилітає з неї, перевищує число тих, які повертаються з повітря, тоді спостерігається процес випаровування.

Парціальний тиск водяної пари або пружність (е), що характеризує тиск, який створює водяна пара, що міститься в об’ємі повітря при даній температурі. Вимірюється в гПа і є основною характеристикою вологості повітря.

Макс. тиск насиченої водяної пари або макс. пружність (Е) вимірюється в гПа, характеризує максимальний тиск водяної пари, що може міститись в об’ємі повітря при даній температурі.

Абс. вологість (а)- вміст водяної пари в 1 куб.м повітря (г/м3)

Питома вологість або масова доля водяної пари (S або q) - кількість водяної пари в г, що міститься в 1 кг вологого повітря

Точка роси (τ) – температура насичення повітря.

 

8. Вертикальний розподіл температури. Розподіл температури з висотою в тропосфері і стратосфері. Приведення температури до рівня моря.

Розподіл температури з висотою

n В тропосфері температура повітря знижується згідно геотермічного градієнту - від 0.5 до 0.7°С на 100 м.

n Розподіл температури повітря в тропосфері залежить від широти. При русі від екватора до полярних районів в приземному шарі температура понижується від 25°С до 0°С.

n В нижніх 4 км вертикальний термічний градієнт - до 0.5 °С на 100 м, а в полярних областях і зимою в середніх широтах навіть понижується до 0.1-0.4 °С на 100 м.

n До верхньої межі тропосфери температура на всіх широтах падає, але з різною інтенсивністю і на різну висоту.

n У верхній тропосфери градієнт зростає до 0.7-0.8 ºС на 100 м.

n В екваторіальних і тропічних районах крива падіння температури є крутішою, ніж в полярних районах.

n Падіння температури поширюється на висоти 16-18 км, бо висота тропопаузи над екватором і тропіками є вища, ніж в полярних районах, де вона розташовується на висоті 8-10 км.

n Тропопауза - вертикальний термічний градієнт падає до 0.1-0.2 ºС на 100 м.

n Разом із різницею у висотах тропопаузи - у тропіках протягом року температура становить від –70 до -80ºС, а в окремих випадках до -90ºС,

n помірних широтах на рівні нижньої стратосфери температура опускається нижче -55ºС і має незначні річні відмінності.

n В полярних областях ще вища - - 45ºС і може навіть досягати - 35ºС.

n Зимою тропопауза має температуру - 60ºС над Арктикою і мінус 70ºС над Антарктидою.

n В арктичних і антарктичних районах в приземному шарі повітря спостерігається приземна інверсія до висоти 1.5-4 км.

Розподіл температури з висотою в стратосфері.

n В нижній стратосфері температура нижча за тропопаузу - до -70ºС в Арктиці і до –80 - -90ºС в Антарктиці.

n Дані зондування - геофізичні ракети та шари пілоти - вказують на її зростання. Не має впливу земної поверхні. Важливим є висота тропопаузи, що успадковуються від тропосфери

Стратосфера - взаємодія ультрафіолетового проміння з озоновим екраном – температура зростає до 285°К (+12ºС

 

Обгрунтування розподілу вертикальної температури

n Густина водяної пари є меншою за густину сухого повітря.

n Густина вологого повітря при однакових температурі і тиску є меншою як для сухого повітря (вологе повітря є легшим за сухе).

n Часто для спрощення в обчисленнях повітря приймається, як сухе.

 

Приведеня темпратури до рівня моря.

Збільшення температури на станції, що розташована вище рівня моря, відповідно до висот станції.

 

· Наприклад: висота 500 м і температура +10°С, то на карті ізотерм температура буде 13°С (10°С + ×5·0.6°С).

Етапи:

Останні десятиліття ХІХ ст. - теорія сухо і вологоадіабатичних змін агрегатного складу в атмосфері (Й. Ганн (J. Hann, 1839-1921), В. Безольд (W. Bezold, 1837-1907), Г. Гертц (H. Hertz, 1857-1894) - накреслили в 1884 році першу термодинамічну діаграму для метеорологічних цілей.

Й. Ганн з використанням робіт Й.П. Еспі (J.P.Espy, 1785-1860) і Г. Гельмгольца (H. Helmholtz, 1821-1894) - термодинамічна теорія фенів.

Останні десятиліття - фазові перетворення водяної пари, з акцентом на фотохімічні зміни в стратосфері, мезосфері і термосфері.

Закон Дальтона (J.Dalton, 1766-1844) - p= (4.1). Тиск газів р газової суміші (тут атмосферний тиск) складається з сукупного тиску його складових. Тиск водяної пари є частиною тиску водяної пари в газовій суміші.

Відсутність фазових переходів води і з наближенням водяної пари до рівня конденсації, повітря кількісно розглядається як ідеальний газ - pV=R_LT (4.2).

· З рівняння густини повітря ρ_L=m/V отримаємо об’єм через густину сухого повітря, тоді V=m/ρ_L =1/ ρ_L і підставившиу формулу (4.2) отримаємо рm/ρ_L =R_LT або p = ρ_LR_LT (4.3). R_L – спеціальна газова стала для сухого повітря - 287 Дж кг^-1К^-1.

· Вологе повітря - R = R_L+R_W=R_L(1+0.61q) де q – абсолютна вологість г кг^-1. Рівняння стану газів для вологого повітря - р = ρ_LR_L(1+0.61q) Т=ρ_LR_LТ_v, де віртуальна температура Т_v=Т(1+0.61q).

Обгрунтування вертикальної температури: густина водяної пари є меншою за густину сухого повітря - густина вологого повітря при однакових температурі і тиску є меншою густини сухого повітря (вологе повітря є легшим за сухе).

В обчисленях помилка урівноважується так, що сухе повітря з однаковим тиском береться з вищою температурою, а його густина збігається з фактичною величиною густини вологого повітря.

Віртуальна температура – T_v - різниця між актуальною температурою вологого повітря і віртуальною температурою для повітря, яке має густину сухого повітря.