Вода атмосферы
l l l В атмосфере Земли содержится около 14 тыс. км 3 водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате испарения с подстилающей поверхности. В атмосфере влага конденсируется, перемещается воздушными течениями и выпадает осадками вновь на поверхность Земли, совершая, таким образом, постоянный круговорот воды. Круговорот воды возможен благодаря способности воды находится в трёх состояниях (жидкое, твердое, парообразное) и легко переходить из одного состояния в другое. Влагооборот является одним из важнейших циклов климатообразования.
Характеристики влажности воздуха. l Основные характеристики влажности воздуха - упругость водяного пара и относительная влажность. l Упругость (фактическая) водяного пара (е) - давление водяного пара находящегося в атмосфере. Выражается в мм. рт. ст. , в миллибарах (мб), в гектопаскалях (Гпа). Численно почти совпадает с абсолютной влажностью (содержанием водяного пара в воздухе в г/м 3), поэтому упругость часто называют абсолютной влажностью. Упругость насыщения (максимальная упругость - Е) - предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Значение упругости насыщения зависит от температуры воздуха, чем выше температура, тем больше он может содержать водяного пара (табл. 1) l
Упругость насыщения (Е) l - предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Значение упругости насыщения зависит от температуры воздуха, чем выше температура, тем больше он может содержать водяного пара (табл. 1)
Таблица 1. Зависимость упругости насыщения от температуры водуха в $C t ºC -30 -20 -10 E ГПа 0, 49 1, 26 2, 85 0 10 20 30 6, 10 12, 2 23, 3 42, 4
l Относительная влажность (r) отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в процентах: l r = e / E *100 % l При насыщении е = Е , r = 100 %.
l l l Дефицит влажности (D) - разность между упругостью насыщения и фактической упругостью D = E - e. Точка росы tр - температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить его.
Испарение l l l Водяной пар поступает в атмосферу посредством испарения с подстилающей поверхности и транспирации растениями. Испарение зависит от дефицита влажности и от скорости ветра. На испарение тратится много тепла, так на испарение 1 г воды требуется 600 кал.
Испарение l l Испарение с Океана на всех широтах значительно больше, чем испарение с суши. Испарение в Океане может достигать величины 3000 мм в год, тогда как на суше максимум 1000 мм. Различия в распределении испарения по широтам определяются радиационным балансом и увлажнением территории. В общем в направлении от экватора к полюсам в соответствии с понижением температуры испарение уменьшается.
Испаряемость l l Испаряемость характеризует величину возможного испарения с суши при достаточном увлажнении. Над водной поверхностью испарение и испаряемость равны по величине, над сушей испарение может быть значительно меньше испаряемости.
Суточный и годовой ход влажности воздуха. l l Суточный ход упругости может быть простым и двойным. Простой ход совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Он наблюдается над Океаном, а зимой и осенью - над сушей.
l l l Двойной ход имеют два максимума и два минимума и характерен для летнего сезона на суше: максимумы в 9 утра и 20 -21 часа, минимумы в 6 утра и в 16 часов.
Суточный ход упругости водяного пара в океане и пустыне зимой и летом (на оси ординат отклонения от среднесуточных значений)
l l Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется слабым испарением в ночные часы. С увеличением лучистой энергии испарение растет, упругость достигает максимума около 9 часов. В результате разогрева поверхности развивается конвекция воздуха, перенос влаги происходит быстрее, чем поступление ее с испаряющейся поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях накапливается влага, обеспечивая второй максимум около 20 -21 часа.
l l Около 16 часов, в результате разогрева поверхности развивается конвекция воздуха, перенос влаги происходит быстрее, чем поступление ее с испаряющейся поверхности, поэтому возникает второй минимум. К вечеру, около 20 -21 часа, конвекция прекращается, а испарение с нагретой поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях накапливается влага, обеспечивая второй максимум.
Годовой ход упругости l l Годовой ход упругости водяного пара также соответствует годовому ходу температуры. Летом упругость водяного пара больше, зимой - меньше.
Среднее распределение упругости по широтам
Распределение влажности воздуха l l Содержание влаги в воздухе по направлению от экватора к полюсам в общем убывает от 18 -20 до 1 -2 г. Па. Максимальная упругость более 30 г. Па зафиксированы над Красным морем и в дельте р. Меконг. Наибольшая среднегодовая упругость наблюдается над Бенгальским заливом. Абсолютный минимум (меньше 0, 1 г. Па) - над Антарктидой.
Суточный и годовой ход относительной влажности l. Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры - так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее упругости водяного пара. l Суточный максимум наступает перед восходом Солнца, lминимум - в 15 -16 часов.
Суточный ход относительной влажности в Иркутске в июле
Годовой ход относительной влажности l В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум - на самый теплый. Исключение составляют регионы с муссонным климатом, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой - сухие с материка.
Годовой ход относительной влажности l l В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум - на самый теплый. Исключение составляют регионы, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой - сухие с материка.
Среднее распределение относительной влажности с географической широтой
Изменение относительной влажности l Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало: так, на широтах 0 -10º она составляет максимум 85%, на широтах 30 -40º - 70 % и на широтах 60 -70º - 80 %. Заметное понижение относительной влажности наблюдается только на широтах 30 -40º в северном и южном полушариях.
Экстремальные среднегодовые значения r l Наибольшая среднегодовая величина относительной влажности (90 %) наблюдалась в устье Амазонки, наименьшая (28 %) - в Хартуме (долина Нила).
Конденсация и сублимация l l l Конденсация - переход воды из парообразного в жидкое состояние при понижении его температуры до точки росы. Сублимация - переход водяного пара при температуре ниже 0 ºС минуя жидкое состояние в твердое (ледяные кристаллы). Конденсация и сублимация водяного пара происходит в воздухе при наличии ядер конденсации, на земной поверхности и на поверхности различных предметов.
Продукты конденсации и сублимации Различают продукты конденсации А) на поверхности земли и предметах Б) Приземного слоя В) В свободной атмосфере l
Продукты конденсации и сублимации на поверхности земли l l l При достижении точки росы, охлаждающегося от земной поверхности воздуха, на холодной поверхности образуются: роса (мелкие капельки), иней (мелкие ледяные кристаллы), жидкий или твердый налет, изморозь (рыхлые белые кристаллы).
Роса на траве
Изморозь на окне
Гололед
В приземном слое l l В приземных слоях воздуха при конденсации и сублимации водяного пара образуются дымка и туманы. Туманы и дымка различаются по размерам капель воды, что вызывает разную степень снижения видимости. При тумане видимость 1 км и менее, при дымке - более 1 км. При укрупнении капель дымка может перейти в туман. При увеличении интенсивности испарения капель туман может перейти в дымку.
Продукты конденсации и сублимации приземного слоя l l В приземных слоях воздуха при конденсации и сублимации водяного пара образуются дымка и туманы. Туманы и дымка различаются по размерам капель воды, что вызывает разную степень снижения видимости. При тумане видимость 1 км и менее, при дымке более 1 км. При укрупнении капель дымка может перейти в туман. При увеличении интенсивности испарения капель туман может перейти в дымку.
Дымка
Причины образования туманов l l l а) радиационная - охлаждение воздуха от подстилающей поверхности; б) адвективная - вторжение теплого влажного воздуха на холодную поверхность; в) смешение двух масс воздуха с различной температурой; г) испарения осенью над еще теплой водной поверхностью; д) из-за антропогенного засорения воздуха пылью, аэрозолями.
Туман
Продукты конденсации и сублимации свободной атмосферы l l При конденсации и сублимации водяного пара на больших высотах в свободной атмосфере образуются облака. От тумана они отличаются по положением в атмосфере, строением и разнообразием форм.
Возникновение облаков l l l Возникновение облаков связано с адиабатическим охлаждением воздуха при его подъеме. Уровень, на котором поднимающийся воздух достигает точки росы, называется уровнем конденсации. Выше этого уровня начинается конденсация водяного пара и происходит образование облаков. Нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации. Верхняя граница облаков определяется границей распространения восходящих токов воздуха, т. е. слоем инверсии температур.
Причины образования облаков
Типы облаков
Облака по состоянию воды делят на: l l водяные - состоящие из капелек воды; ледяные - состоят их кристаллического льда; смешанные - содержащие одновременно капельки воды и кристаллики льда. В теплое время года водяные облака образуются главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные - в средних, ледяные - в верхних.
Международная классификация облаков l l l По высоте облака делятся на четыре семейства: I - облака верхнего яруса, находящиеся на высотах выше 6000 м (CH); II - облака среднего яруса, находящиеся на высоте от 2000 до 6000 м (CM); III - облака нижнего яруса, находящиеся ниже 2000 м (CL); IV - облака вертикального развития. Основания этих облаков находится на уровне нижнего яруса, а вершины могут достигать положения облаков верхнего яруса. По внешнему виду облака делят на 10 родов.
Типы облаков
Типы облаков по происхождению. l l По происхождению облака разделяют несколько генетических типов. Различают облака конвекции (внутримассовые), образующиеся внутри однородных воздушных масс. Фронтальные (восходящего скольжения) на границах взаимодействия двух отличных по свойствам воздушных масс. Орографические –над горами при перетекании их воздушной массой
Облака конвекции (внутримасовые) l l l В результате конвекции, развивающейся при нагревании неоднородной поверхности в неустойчивых воздушных массах возникают облака конвекции - кучевые облака. Чем интенсивнее конвекция, тем больше мощность кучевых облаков, могут образовываться кучево-дождевые облака. По бокам облаков наблюдаются нисходящие токи. Наибольшее развитие имеют после полудня, исчезают ночью.
Схема образования облаков конвекции
Волнистые (внутримассовые) облака l В устойчивых воздушных массах (теплых) ведущим является турбулентный перенос водяного пара вверх и его адиабатическое охлаждение. Слой инверсии задерживает этот перенос. Под инверсионным слоем происходит накопление водяного пара и его радиационное выхолаживание. Возникают облака волнистой структуры (слоистые, слоисто-кучевые, высоко-кучевые).
Схема возникновения волнистых облаков
Облака восходящего скольжения (фронтальные) l l l Возникают при встрече теплых и холодных воздушных масс на атмосферном фронте. Теплый воздух поднимается по клину холодного. Медленное поднятие теплого воздуха приводит к его адиабатическому охлаждению и конденсации водяного пара. В результате возникает сложная облачная система, захватывающая все облачные яруса. Самая мощная часть системы (мощностью 5 -6 км) находится вблизи фронта (слоисто-дождевые Ns). Далее они сменяются высокослоистыми As, еще дальше - перисто-слоистыми Cs, перед которыми наблюдаются гряды перистых облаков Ci уже на расстоянии сотен км от фронта.
Схема возникновения облаков восходящего скольжения (фронтальных)
Облачность l l Облачность степень покрытия небосвода облаками, определяется в баллах от 0 до 10: 0 - чистое небо, 10 - сплошная облачность, 5 - половина неба покрыта облаками.
Суточный ход облачности на суше l l l На суше обнаруживается два максимума - ранним утром и после полудня. Утром понижение температуры увеличивает относительную влажность, появляются слоистые облака. После полудня в связи с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летний дневной максимум сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака и максимум облачности приходится на утренние и ночные часы.
Суточный ход облачности на океане l l l Над океаном суточный ход облачности обратен её ходу над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум - на день (над водной поверхностью конвекция сильнее развивается ночью).
Годовой ход облачности l l l В низких широтах облачность в течении года существенно не изменяется. Над континентами максимальное развитие облаков приходится на лето. Летний максимум облачности отмечается в области развития муссонов, а также над океаном в высоких широтах. Зональность в распределении облаков лучше выражена над океанами и меньшей мере на суше. Минимумы облачности к 30ºс. и ю. ш. , и к полюсам. Они связаны с областями опускания воздуха.
Значение облаков l l l Облака играют важную роль в географической оболочке. Они переносят влагу, с ними связаны осадки. Облачный покров регулирует температуру нижних слоев воздуха.
Атмосферные осадки l l l Атмосферными осадками называется влага, выпавшая на поверхность из атмосферы в виде дождя, мороси, крупы, снега, града. Осадки выпадают из облаков. Формирование осадков из облака идет за счет укрупнения капель до размеров, способных преодолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение капель идет за счет слияния капель, испарения влаги с поверхности капель (кристаллов) и конденсации водяного пара на других.
Формы осадков: l l l l Дождь - имеет капли размером от 0, 05 до 7 мм (в среднем 1, 5 мм); Морось - состоят из маленьких капель размером до 0, 5 мм; Снег - состоит из снежинок, шестигранных кристаллов льда с лучами. Снежная крупа - округлых ядрышек диаметром 1 мм и более, наблюдается при температурах близких к нулю. Легко сжимаются пальцами. Ледяная крупа - ядрышки крупы имеют обледеневшую поверхность, трудно раздавить пальцами, при падении на землю они подскакивают. Град - крупные кусочки льда округлой формы размерами от горошины до 5 -8 см в диаметре. Вес градин до 300 г. Град выпадает из кучево-дождевых облаков.
Заснеженный лес
Снежинки Под электр. микроскопом
Град в Боготе (Колумбия)
Град
Град
Виды осадков: l l l Обложные - равномерные, длительные по продолжительности, выпадают из слоистодождевых облаков; Ливневые - характеризуются быстрым изменением интенсивности и непродолжительностью. Они выпадают из кучево-дождевых облаков в виде дождя, нередко с градом. Моросящие - в виде мороси выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков.
Суточный ход осадков l l l Совпадает с суточным ходом облачности. Континентальный тип имеет два максимума (в утренние часы и после полудня) и два минимума (ночью и перед полуднем). Морской тип - один максимум (ночью) и один минимум (днем).
Годовой ход осадков l l Различен на разных широтах и даже в пределах одной зоны. Зависит от количества тепла, термического режима, циркуляции воздуха, континентальности, от характера рельефа.
Распределение среднегодовых осадков
Распределение осадков l l l В экваториальных широтах годовое количество превосходит 1000 -2000 мм. На экваториальных островах Тихого океана выпадает 40005000 мм, а на подветренных склонах тропических островов до 10 000 мм. К северу и югу от экваториальных широт количество осадков уменьшается, достигая минимума на 25 -35º, где среднегодовое значение не превышает 500 мм и уменьшается во внутриконтинентальных районах до 100 мм и менее. В умеренных широтах количество осадков несколько увеличивается ( 800 мм). В высоких широтах годовое количество осадков незначительно.
Мировые рекордсмены l l Максимальное количество осадков зарегистрировано в Черрапунджи (Индия) - 12 270 мм, наибольшая годовая сумма там же 23 000 мм, наименьшая - 7 000 мм. Минимальное отмеченное годовое количество осадков - в Асуане (Египет) - 0 мм.
Снежный покров l l Снежный покров образуется за счет выпадения на земную поверхность снега в условиях устойчивых отрицательных температур. Сохраняется круглый год в высоких полярных широтах. Высота снежного покрова зависит от количества выпадающего снега, от рельефа местности, от плотности снежного покрова, от характера растительного покрова, от силы ветров. В умеренных широтах высота снежного покрова составляет 30 -50 см.
Число дней со снежным покровом
Высота снежного покрова в см
Увлажнение l l l Увлажнение территории определяется не только количеством осадков, но испарением. При одинаковом количестве осадков, но разной испаряемости, условия увлажнения могут быть различными. Для характеристики условий увлажнения пользуются коэффициентами увлажнения. Существует более 20 способов его выражения.
Гидротермический коэффициент Г. Т. Селянинова. l l где R - месячное количество осадков; - сумма температур за месяц (близка к показателю испаряемости).
Коэффициент увлажнения Высоцкого-Иванова где R - сумма осадков за месяц; l Ep- месячная испаряемость
Радиационный индекс сухости М. И. Будыко l где Ri - радиационный индекс сухости, показывает отношение величины радиационного баланса R к сумме тепла Lr, необходимого для испарения осадков за год r. (L - скрытая теплота парообразования).
l l l Радиационная индекс сухости показывает, какая доля остаточной радиации затрачивается на испарение. Если тепла меньше, чем требуется для испарения годовой суммы осадков, увлажнение будет избыточным. К < 0, 45 увлажнение избыточное; К = 0, 45 -1, 00 увлажнение достаточное; К = 1, 00 - 3, 00 увлажнение недостаточное