Суточный и годовой ход упругости пара

Абсолютное содержание водяного пара в воздухе можно охарактеризовать одной из указанных выше трех величин: упру­гостью пара, абсолютной влажностью, удельной влажностью. Здесь будет чаще всего говориться об упругости пара. Однако, зная упругость пара, а также температуру и давление воздуха, можно, согласно предыдущему, определить и две другие харак­теристики.

Влагосодержание воздуха у земной поверхности имеет су­точный и годовой ход, в общем связанный с соответствующими периодическими изменениями температуры.

Суточный ход упругости пара лучше выражен в многолетних средних величинах, чем в отдельные дни, так же как и суточ­ный ход температуры воздуха. Амплитуда его в средних ши­ротах мала: весной и летом она 2—3 мб, осенью и зимой 1—2 мб.

Над морем и в приморских областях на суше упругость пара имеет простой суточный ход, параллельный суточному ходу тем­пературы воздуха: влагосодержание растет днем, когда темпе­ратура выше. Таков же суточный ход в глубине материков в хо­лодное время года (рис. 41). Но в теплое время года в глубине материков упругость пара по большей части имеет двойной суточный ход (рис. 41 и 42).

Первый минимум насту­пает рано утром, вместе с минимумом температу­ры. Затем упругость пара быстро растет вместе с температурой часов до девяти утра. После этого упругость пара убывает часов до 15, когда насту­пает второй минимум. В сухих и жарких местно­стях этот дневной мини­мум является главным. Затем упругость пара снова растет до 21—22 ча­сов, когда наступает вто­рой максимум; после это­го она снова падает до утра.

Причиной двойного суточного хода влагосодержания является развитие конвекции над су­шей летом в дневные ча­сы. Начиная с восхода солнца почва нагревается.

Рис. 41. Суточный ход упругости пара в тропическом океане (верхняя кривая) и в пустыне (Нукус) зимой и летом. По оси ординат отложены отклонения от сред­них суточных значений в миллиметрах ртутного столба.

Вместе с этим возрастает испарение и упругость пара у земной поверхности растет. Но около 8—10 часов в приземном слое уже устанавливается неустойчивая стратификация, и конвекция получает достаточное разви­тие. В процессе конвекции устанавливается перенос водя­ного пара в направлении его градиента, снизу вверх, что приводит к дневному падению влагосодержания у земной по­верхности. В предвечерние ча­сы конвекция ослабевает, а ис­парение с нагретой почвы еще велико, и потому влагосодержание у земной поверхности начинает расти. Но в ночные часы испарение сильно умень­шено, а при охлаждении воздуха от земной поверхности водяной пар даже конденсируется в виде росы. Отсюда и ночное падение упругости пара.

Рис. 42. Суточный ход упругости пара в Иркутске в июле.

На горных станциях суточный ход упругости пара паралле­лен ходу температуры: максимум наступает после полудня, когда конвекция наиболее интенсивно переносит водяной пар в верхние слои. Амплитуда на горных станциях уменьшена, и экстремальные значения запаздывают.

Годовой ход упругости пара параллелен годовому ходу температуры: летом она больше, зимой меньше, что вполне по­нятно. Самый жаркий и самый холодный месяцы года обыкно­венно являются и месяцами с наибольшей и наименьшей упру­гостью пара. Иногда экстремальные значения влагосодержания запаздывают на месяц относительно экстремумов температуры. В тех районах тропиков, где максимум температуры приходится до начала дождливого периода, максимум влагосодержания сов­падает с началом дождей.

Годовая амплитуда упругости пара тем больше, чем больше годовая амплитуда температуры. Следовательно, в континенталь­ном климате она больше, чем в морском. Еще больше она в муссонных областях, где существует резкая противополож­ность между сухой зимой и влажным летом. Над океанами и в морском климате на суше, особенно в экваториальных обла­стях, годовая амплитуда влагосодержания мала.

Для примера укажем средние значения упругости пара в миллибарах: Москва (континентальный климат) — январь 3, июль 16; Париж (морской климат) — январь 6, август 14; Пекин (муссонный климат) — январь 3, июль 24; Джакарта (эквато­риальный климат) — август 26, апрель 29.

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 мус-сонных дождей — только около 20 %.

Рис. 43. Суточный ход относительной влажности в Иркутске в июле.

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 влажности воздуха

(карты XVII—XX)

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 материковых областях с преобладающим круглый год пере­носом воздуха с океана, например в Западной Европе, влагосодержание достаточно высоко и близко к океаническому и зи­мой, и летом. В муссонных областях, таких, как юг и восток Азии, где воздушные течения направлены летом с моря и зимой с суши, Влагосодержание велико летом и мало зимой.

Карта XVII. Среднее распределение упругости пара в январе (в миллибарах).

Карта XVIII. Среднее распределение упругости пара в июле (в миллибарах).

На рис. 44 приводится среднее годовое распределение упру­гости пара по широте. Для сравнения дадим еще распределение средней годовой абсолютной влажности по широтным зонам в северном полушарии:

Северная широта, град 70—60 50—40 30—20 10—0

Абсолютная влажность, г/см³ 3 7 14 19

В соответствующих широтах южного полушария упругость пара и абсолютная влажность достаточно близки к их зна­чениям для северного полушария. Наибольшая влажность в среднем годовом приходится на экватор. Но зимой северного полушария она приходится примерно на 6° ю. ш., а летом север­ного полушария — на 7° с. ш. Зимние величины во всех широт­ных зонах ниже летних.

Рис. 44. Среднее распределение упругости пара с гео­графической широтой.

В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности составляет 11 г/м³. 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%.

Рис. 45. Среднее распределение относительной влажности с географи­ческой широтой.

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.

Очень низкая относительная влажность (до 50% и ниже) на­блюдается круглый год в субтропических и тропических пусты­нях: в Сахаре, Аравии, Мексике, в пустынях Южной Америки, Южной Африки, Австралии, где при высоких температурах воз­дух содержит мало влаги. Низка она также и в Монголии, где летом очень высокие температуры, а зимой очень малое влаго­содержание. В зимние месяцы к областям с низкой относитель­ной влажностью присоединяются еще внутренняя Индия (где в это время господствует материковый северо-восточный мус­сон) и Тибетское нагорье, а летом — внетропические пустыни Колорадо, Средней Азии и Ирана.

На рис. 45 приведено распределение относительной влаж­ности по широте.

Карта XIX Среднее распределение относительной влажности в январе (в процентах).

Карта XX. Среднее распределение относительной влажности в июле (в процентах).

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 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.

Конденсация в атмосфере

Конденсация — переход воды из газообразного в жидкое состояние — происходит в атмосфере в виде образования мель­чайших капелек, диаметром порядка нескольких микронов. Более крупные капли образуются путем слияния мелких капелек или путем таяния ледяных кристаллов.

Конденсация начинается 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 облачных капелек. Если точка росы лежит значительно 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 преимущественна при подъеме воздуха.

Из главы второй мы знаем, что пока воздух не насыщен, он охлаждается адиабатически 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, в крайнем случае на одну-две тысячи 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 воздуха возникают и различные виды облаков. При образовании туманов глав­ной причиной охлаждения воздуха является уже не адиабати­ческий подъем, а отдача тепла из воздуха к земной поверх­ности.3. В атмосферных условиях происходит не только образова­ние капелек, но и сублимация — образование кристаллов, пере­ход водяного пара в твердое состояние. Твердые осадки, выпа­дающие из облаков, обычно имеют хорошо выраженное кристал­лическое строение; всем известны сложные формы снежинок — шестилучевых звездочек с многочисленными разветвлениями.

В облаках и осадках обнаруживаются и более простые формы кристаллов, а также замерзшие капельки. Кристаллы возникают также на земной поверхности и на предметах при отрицательных температурах (иней, изморозь и пр.).

Термин конденсация часто, даже обычно, применяется в ши­роком смысле, к конденсации и сублимации вместе.