Вода в атмосфере (стр. 1 из 2). Воды атмосферы

Вода в атмосфере

1. Характеристика влажности воздуха.

2. Испарение и испаряемость.

3. Суточный и годовой ход влажности воздуха.

4. Конденсация и сублимация.

5. Облака.

6. Световые явления в атмосфере.

7. Осадки.

8. Снежный покров.

1. В земной атмосфере содержится около 14000 км3 водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате испарения с поверхности Земли. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и выпадает снова на земную поверхность. С водяным паром в воздухе, с его переходами из газового состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы формирования особенностей климата.

Водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь он сам излучает такую же радиацию, которая большей частью идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и нижних слоев воздуха. На испарение воды с земной поверхности затрачивается много тепла, при конденсации в атмосфере это тепло отдается воздуху.

Содержание водяного пара в воздухе – влажность воздуха – характеризуется абсолютной влажностью, фактической упругостью, удельной влажностью, упругостью насыщения, относительной влажностью, дефицитом влажности, точкой росы.

Абсолютная влажность – содержание в атмосфере водяного пара в граммах на 1 м3 воздуха («а» г/м3).

Фактическая упругость водяного пара – оказываемое им давление в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах («е» мм рт.ст. или мб). Численные значения «а» и «е» очень близки, а при температуре +16,40С совпадают; поэтому фактическую упругость водяного пара часто называют абсолютной влажностью.

Удельная влажность S – отношение массы водяного пара к массе влажного воздуха в том же объеме. Выражается числом граммов водяного пара в кг воздуха (г/кг). При адиабатическом расширении и сжатии воздуха, когда меняется не масса, а объем, удельная влажность остается без изменений, а абсолютная изменяется.

Упругость водяного пара, насыщающего воздух (упругость насыщения), Емб, Емм – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Максимальное влагосодержание находится в прямой зависимости от температуры. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пар он может содержать.

При низких температурах воздух способен содержать очень малое количество водяного пара. Поэтому понижение температуры может вызвать конденсацию.

Относительная влажность r – отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в процентах: r = х 100%. Относительная влажность характеризует степень насыщения воздуха водяным паром. При насыщении Е = е; r = 100%.

Дефицит влажности D – недостаток насыщения при данной температуре: D = Е – е.

Точка росы Т0 – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его. При r <1000 Т0 всегда меньше фактической температуры воздуха.

2.Испарение и испаряемость. Водяной пар попадает в атмосферу посредством испарения с подстилающей поверхности (физическое испарение) и транспирации. Процесс физического испарения заключается в преодолении быстро движущимися молекулами воды сил сцепления, в отрыве их от поверхности и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем больше их попадает в атмосферу. При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается. Испарение зависит от дефицита влажности и от скорости ветра.

Процесс испарения требует затрат тепла: на испарение 1 г. воды требуется 597 кал, на испарение 1 г. льда на 80 кал больше.

Испарение с Океана на всех широтах значительно больше, чем испарение с суши. Максимальная величина его для Океана достигает 3000 см в год. В тропических широтах годовые суммы испарения с поверхности Океана наибольшие и в течение года оно меняется мало. В умеренных широтах максимальное испарение с Океана – зимой, в полярных широтах – летом. Максимальные величины испарения с поверхности суши составляют 1000 мм. Его различия по широтам определяются радиационным балансом и увлажнением. В целом, в направлении от экватора к полюсам в соответствии с понижением температуры испарение уменьшается.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на испаряющей поверхности испарение не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности. Возможное испарение – испаряемость (максимально возможное испарение, не ограниченное запасами воды), в этом случае очень велико. Над водной поверхностью испарение и испаряемость совпадают. Над сушей испарение гораздо меньше испаряемости в засушливых условиях. Испаряемость характеризует величину возможного испарения с суши при достаточном увлажнении.

3.Суточный и годовой ход влажности воздуха. Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменением температуры испаряющей поверхности и воздуха, соотношения процессов испарения и конденсации, переноса влаги. Суточный ход абсолютной влажности воздуха может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Его можно наблюдать над Океаном, а зимой и осенью – над сушей. Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для суши. Утренний максимум перед восходом Солнца объясняется очень слабым испарением (или даже его отсутствием) в ночные часы. С увеличением прихода лучистой энергии Солнца испарение растет, абсолютная влажность достигает максимума около 9 часов.

В результате развивающаяся конвекция – перенос влаги в более верхние слои – происходит быстрее, чем поступление ее в воздух с испаряющейся поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой днем поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях воздуха накапливается влага, создавая около 20 – 21 часа второй (вечерний) максимум.

Годовой ход абсолютной влажности также соответствует годовому ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – в 15 –16 часов.

Распределение абсолютной и относительной влажности по широтам. В экваториальных широтах относительная влажность всегда высока – до 855. Абсолютная влажность здесь большая, а температуры не слишком велики из-за большой облачности (восходящие движения). В тропических и субтропических широтах (25 – 400 с. и ю. ш.) абсолютная влажность небольшая (нисходящие движения), температуры высокие, отсюда относительная влажность уменьшается до 70%. В субполярных и полярных областях относительная влажность увеличивается до 80%, т.к. температуры низкие, абсолютная влажность невелика, но отношение их свидетельствует о наличии значительного количества водяного пара, выраженного в процентах от максимального его количества при данной температуре.

4. Конденсация и сублимация. В воздухе, насыщенном водяным паром, при понижении его температуры до точки росы или увеличения в нем количества водяного пара происходит конденсация – переход воды из газообразного состояния в жидкое. При температуре ниже 00С вода может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией.

И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах конденсации, на земной поверхности и на поверхности различных предметов. Уровень, на котором начинается облакообразование, называется уровнем конденсации.

При соприкосновении более теплого влажного воздуха с поверхностью охлажденных предметов, температура соприкасающегося слоя воздуха понижается до точки росы. В этом случае продукты конденсации осаждаются на поверхности твердых предметов. К явлениям такого рода относится образование росы, инея, изморози, образование жидкого и твердого налета и гололед.

Роса – образование капелек росы является наиболее простым видом конденсации. После захода Солнца, особенно при ясной погоде, земная поверхность излучает тепло в приземный слой воздуха и довольно быстро остывает. Особенно быстро остывают травинки, листья, ветви и крупинки верхнего слоя почвы. Воздух, соприкасаясь с охлажденными предметами, сам охлаждается, и достигнув точки росы, выделяет излишек водяных паров в виде капелек росы на поверхность охлажденных предметов. Количество выделившейся росы находится в прямой зависимости от степени влажности воздуха и степени охлаждения предметов. В умеренных широтах за ночь роса дает 0,1 – 0,3 мм, а за год 10 – 50 мм влаги.

Иней. Если охлаждение паров происходит при температуре ниже 00С, то вместо капелек росы образуются ледяные кристаллики, известные под названием инея. Если при образовании росы выделяется скрытая теплота, при образовании инея тепло, наоборот, поглощается.

Изморозью называется слой белого рыхлого льда, оседающий в холодное время на телеграфных проводах, тонких ветвях деревьев из воздуха, насыщенного влагой.

Жидкий и твердый налет – тонкая водяная или ледяная пленка, образующаяся на поверхности предметов при смене холодной погоды на теплую, в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью. Особенно часто этот процесс проявляется в горах, где на скалах, телеграфных столбах ледяной налет нередко достигает 50 см.

После сильных морозов на поверхности почвы, на дороге, на стенах и на деревьях очень часто образуется осадок в виде гладкого прозрачного ледяного слоя. Это явление известно под названием гололед и гололедица. Причиной его может быть также переохлажденный, или «ледяной» дождь. Он бывает в тех случаях, когда температура нижних слоев воздуха значительно ниже температуры тех слоев, где образуются капли дождя. При этих условиях капли падают на землю переохлажденными и тут же замерзают.

Конденсация и сублимация в свободной атмосфере. Воздух в различных слоях атмосферы охлаждается от подъема вверх, от встречи с холодными воздушными течениями и путем излучения тепла в окружающее пространство. Во всех случаях относительная влажность увеличивается. В конечном итоге происходит перенасыщение, т.к. температура оказывается равной точке росы. Эта граница называется уровнем конденсации. Выше при наличии ядер конденсации происходит образование облаков. Нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации. Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции – границы распространения восходящих токов воздуха. Она часто совпадает с задерживающими слоями.

Исследования показали, что для образования мельчайших капелек или ледяных кристалликов необходимо присутствие в воздухе твердых, жидких или газообразных частиц, около которых может начаться конденсация.

Эти мельчайшие частички, около которых начинают оседать мельчайшие водяные капельки или кристаллики льда, называются ядрами конденсации (сублимации). Если зародыш капельки возникает без ядра, он оказывается неустойчивым. Роль ядра конденсации заключается в том, что вследствие своей гигроскопичности оно увеличивает устойчивость образовавшегося зародыша капельки.

Важнейшими ядрами являются частички растворимых гигроскопичных солей, особенно морской соли, которая всегда обнаруживается в виде осадков, продукты горения или органического распада. Частицы морской соли попадают в воздух в больших количествах при волнении моря и разбрызгивании морской воды и при последующем испарении капелек в воздухе. Пузырьки морской пены на гребнях волн наполнены воздухом, и когда они лопаются, происходит разбрызгивание. Разрыв только одного пузырька диаметром в 0,5 см дает 1000 капелек, которые испаряются в воздухе. От каждой капельки остаются мельчайшие частицы соли, вокруг которых и происходит конденсация и сублимация. Гигроскопические ядра также попадают в атмосферу при распылении почвы.

Конденсация происходит и на гигроскопических твердых частицах, капельках, являющихся продуктами сгорания или органического распада. В промышленных центрах в атмосфере содержится особенно большое количество таких ядер конденсации.

Возникшие таким образом ядра конденсации имеют размеры порядка десятых и сотых долей микрона, а наиболее крупные – до 1 микрона и более. Ядра конденсации вследствие своих размеров не оседают сами и переносятся воздушными потоками на большие расстояния. При этом, вследствие своией гигроскопичности, они часто плавают в атмосфере в виде мельчайших капелек. При повышении относительной влажности капельки начинают расти, а при значениях влажности около 100%, они превращаются в видимые капельки облаков и туманов.

Конденсация водяного пара в свободной атмосфере сопровождается образованием облаков и туманов.

Туман – это скопление продуктов конденсации в атмосфере у земной поверхности.

В том случае, когда помутнение вызвано не продуктами конденсации, а содержанием в воздухе большого количества твердых коллоидных частиц, явление называется мглой. Мгла особенно часто наблюдается в результате пыльных бурь, задымления воздуха при лесных пожарах и над промышленными центрами. При этом относительная влажность может быть невелика. Дальность видимости при сильной мгле может уменьшаться значительно.

Опасное явление представляет собой смог – дымный туман в больших городах или индустриальных центрах. Это сильный туман, смешанный с дымом, часто ядовитым, или выхлопными газами автомашин. При смоге в Лондоне наблюдалось резкое увеличение смертности от болезней дыхательных путей и сердечно-сосудистой системы. В декабре 1962 г. концентрация сернистого ангидрита при смоге в Лондоне превышала норму в 14 раз.

Достаточно опасные для людей смоги в Лос-Анжелесе, где огромные объемы выхлопных газов, а топография поверхности способствует застою воздуха и образованию туманов.

При густом тумане дальность видимости может уменьшиться до нескольких метров. При положительных температурах туман будет состоять из капелек, при низких до минус 80 – из переохлажденных капелек. И лишь при температуре ниже минус 100 в тумане наряду с капельками появляются и кристаллики, он становится смешанным.

Условия образования туманов. Туман возникает в том случае, когда у земной поверхности создаются благоприятные условия для конденсации водяного пара. Нужные для этого ядра конденсации существуют в воздухе всегда. Однако, в больших промышленных центрах содержание в воздухе ядер конденсации, причем крупных, резко возрастает. Поэтому повторяемость и плотность туманов в больших городах больше, чем в загородных местностях.

Вследствие гигроскопичности ядер конденсации образование тумана начинается при относительной влажности меньше 100%, т.е. еще до достижения точки росы.

Приближение к состоянию насыщения происходит преимущественно в результате охлаждения воздуха (туманы охлаждения). Второстепенную роль играет возрастание влагосодержания воздуха вследствие испарения с теплой поверхности в холодный воздух (туманы испарения).

В зависимости от причин образования туманы делятся на два основных класса: туманы охлаждения и туманы испарения.

Туманы охлаждения наиболее распространены. Охлаждение у земной поверхности происходит вследствие влияния самой поверхности. Охлаждение может происходить при разных условиях. Во-первых, воздух может перемещаться с более теплой подстилающей поверхности на более холодную и охлаждаться. Туманы, которые при этом возникают называются адвективными туманами (адвекция – перенос в горизонтальном направлении воздуха, а вместе с ним и ряда его качеств).

Во-вторых, воздух может охлаждаться потому, что сама подстилающая поверхность под ним охлаждается радиационным путем. Такие туманы называются радиационными туманами. Речь идет о радиационном охлаждении поверхности почвы, снежного покрова, а не воздуха, т.к. воздух охлаждается уже от земной поверхности.

При взаимодействии адвективных и радиационных причин образуется адвективно-радиационный туман.

Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, движущихся на более холодную поверхность. Это значит, что воздушная масса движется из низких широт в высокие, или зимой с теплого моря на холодную сушу, летом – с теплой суши на холодное море и по другим причинам.

На суше адвективные туманы наблюдаются чаще всего осенью и зимой, когда существуют особенно значительные различия в температурах между низкими и высокими широтами и когда суша охлаждена в сравнении с морем., чаще всего летом и весной. Адвективные туманы простираются в высоту на сотни метров. Они возникают при значительных скоростях ветра, поэтому в них может происходить коагуляция (свертывание) капелек и осадки принимают моросящий характер.

Радиационные туманы подразделяются на два вида: поземные и высокие. Поземные туманы наблюдаются только над сушей в ясные ночи со слабым ветром. Они связаны с ночным радиационным выхолаживанием почвы или снежного покрова. Вверх они распространяются невысоко, до нескольких десятков метров. Распределение их носит локальный характер, они могут возникать участками, особенно в низинах, вблизи болот, на лесных полянах. Над реками они не возникают вследствие конвекции над теплой (в ночные часы) водой. Туманы образуются в ясную погоду, но должен быть небольшой ветер, т.к. он создает турбулентность, которая способствует распространению охлаждения и росту тумана вверх. Поземные туманы возникают в слое приземной инверсии и после восхода Солнца исчезают вместе с ней.

Высокие радиационные туманы могут наблюдаться и над сушей, и над морем в холодное время года. Вследствие турбулентного переноса водяного пара вверх, на высоте нескольких сотен метров развиваются облака. Затем эти облака распространяются сверху вниз до земной поверхности и тогда их уже называют высоким радиационным туманом. Такой туман может сохраняться неделями над большими районами, захватывая их целиком.

Туманы испарения возникают чаще всего осенью и зимой в холодном воздухе над более теплой открытой водой. С более теплой поверхности в холодный воздух происходит испарение. Над сушей они появляются вечером или ночью над реками и озерами, куда стекает воздух, охлажденный над соседними участками суши. Туман испарения может возникать также вечером во время или после дождя, когда почва увлажнена и сильно испаряет, а температура воздуха падает. Над морем в полярных широтах туманы испарения возникают над полыньями или над открытой водой у кромки льда, куда переносится воздух с ледяного покрова. Зимой они наблюдаются над внутренними морями (Балтийское и Черное), при переносе на них холодных воздушных масс с суши. Туман испарения обычно клубится и быстро рассеивается, т.к. нагревается снизу от теплой воды. Но если причина туманообразования сохраняется долго, то и туман также сохраняется.

В суточном ходе туманы на равнине имеют максимум интенсивности и повторяемости утром. На высоких уровнях в горах туманы распределяются в течение суток равномерно или имеют слабый максимум в послеполуденные часы. Причина этого явления в особых условиях образования туманов в горах. Горный туман, по существу, представляет собой облако, возникающее в связи с восходящим движением воздуха по горным склонам. Этот туман, связанный с адиабатическим охлаждением воздуха, выделяется в особый тип тумана склонов. (Адиабатический процесс – процесс, который проходит без теплообмена с окружающей средой. Если масса воздуха в атмосфере адиабатически расширяется, то давление в ней падает, а вместе с ним падает и температура. Если воздух адиабатически сжимается, то давление и температура растут).

Географическое распределение туманов.

Часта повторяемость туманов в Арктике: число дней в году с туманом может превышать 80. Причина: 1) перенос теплых воздушных масс на холодную поверхность льда (адвективные туманы) и 2) перемещение холодного воздуха со льда или с холодной суши на открытую воду (туманы испарения).

В умеренных широтах северного полушария частыми туманами отличается район о. Ньюфаундленд (до 80 дней и более).

В субтропических широтах южного полушария часты туманы в прибрежных пустынях Атакама и Намиб (до 80 дней и более). Теплый воздух, поднимаясь, попадает на холодные океанические течения.

Выше средней повторяемость туманов в средней Европе, на берегах Калифорнии, на атлантическом побережье Южной Америки, на Мадагаскаре. В этих областях высокая повторяемость туманов объясняется термическими особенностями подстилающей поверхности, над которой проходят преобладающие воздушные течения.

Незначительное количество туманов во внутренних частях материков, особенно в пустынях, где содержание водяного пара в воздухе невелико, а температуры высоки (нисходящее движение воздуха).

5. ОБЛАКА. Туман – это скопление продуктов конденсации у земной поверхности. Облака – скопление продуктов конденсации (капелек и кристаллов) в атмосфере. Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность в воздухе, содержащим облака убывает, то облака испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется и утяжеляется настолько, что выпадает из облака в виде осадков. Таким путем вода возвращается из атмосферы на земную поверхность.

Отдельные облака существуют очень короткое время (до 10 – 15 мин. минимум). Это значит, что недавно возникшие капельки, из которых состоит облако, снова быстро испаряются. Но даже, когда облако наблюдается очень долго, это не значит, что оно не изменяется. Облака находятся в процессе постоянного новообразования и исчезновения (испарения). Одни элементы облака испаряются, другие – возникают вновь. Длительно существует определенный процесс облакообразования, облако же является только видимой в данный момент частью общей массы воды, вовлекаемой в этот процесс.

Это особенно ясно при образовании облаков над горами. Если воздух непрерывно протекает через гору, то на некоторой высоте он адиабатически охлаждается при подъеме настолько, что возникают облака. Эти облака кажутся неподвижно привязанными к гребню хребта. Но в действительности они, перемещаясь вместе с воздухом, все время испаряются в передней части, где перетекающий воздух начинает спускаться, и все время заново образуются в тыловой части из нового водяного пара, приносимого поднимающимся воздухом.

Высотное положение облаков также обманчиво. Если облако не меняет своей высоты, то это не значит, что составляющие его элементы стабильны. Жидкая или твердая частичка в облаке может опускаться, но достигая нижней границы облака, она переходит в менее насыщенный воздух и здесь испаряется. В результате облако будет казаться длительно находящимся на одном уровне.

Микроструктура и водность облаков. По своему строению облака делятся на три класса:

1.Водяные (капельные) облака, состоящие только из капелек. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при температурах ниже нуля (до минус 100С). В этом случае капельки будут находиться в переохлажденном состоянии.

2.Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных капелек и ледяных кристалликов при температурах от минус 100С до минус 300С.

3.Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледяных кристаллов при температурах минус 300С – минус 500С.

В теплое время года водяные облака образуются главным образом, в нижних слоях тропосферы, смешанные – в средних слоях, ледяные – в верхних. В холодное время года при низких температурах смешанные и ледяные облака могут возникать вблизи земной поверхности.

Содержание воды в облаках в жидком и твердом виде называют водностью облаков. В водяных облаках на каждый кубический метр облачного воздуха приходится от 0,2 до 5 г воды. В кристаллических облаках водность значительно меньше – сотые и тысячные доли грамма на кубический метр.

Международная классификация облаков. Мы познакомились уже с различными видами облаков: перламутровые (стратосфера), серебристые (мезосфера), электронные (ионосфера). Форма облаков в тропосфере достаточно разнообразна. Но их можно свести к относительно небольшому числу основных типов. В современном варианте международной классификации облака делятся на 10 основных родов по их внешнему виду. Эти 10 основных родов составляют 4 семейства, которые различаются друг от друга по высоте и внешнему виду.

1семейство. Облака верхнего яруса, находящиеся на высоте более 6000 м. Сюда относятся:

1род. Cirus (C) – перистые. Отдельные нежные облака, волокнистые или нитевидные, без «теней», обычно белые, часто блестящие.

2 род. Cirocumulus (Cc) – перисто-кучевые. Слои и гряды прозрачных хлопьев и шариков без теней. Часто похожи на рябь на поверхности воды или песка.

3 род. Cirrostratus (Cs) – перисто-слоистые. Тонкая, белая, просвечивающая пелена или вуаль.

Все облака этого яруса ледяные. Это самые высокие облака тропосферы. Встречаются при наиболее низких температурах. Их объединяет и внешний вид. Они все белые, полупрозрачные, мало затеняющие солнечный свет.

2семейство. Облака среднего яруса, расположенные на высоте 2000 – 6000 м. Сюда относятся:

4 род. Altocumulus (Ac) – высококучевые. Представляют собой облачные пласты или гряды белого или серого цвета. Они достаточно тонки, но все же затеняют Солнце. Состоят из мельчайших капелек воды.

5 род. Altostratus (AS) – высокослоистые. Мощность достигает нескольких километров. Внешний вид – светлый, молочно-серый покров, застилающий небосвод полностью или частично. Это типично смешанные облака: наряду с мельчайшими капельками в них содержатся мелкие снежинки. Эти облака дают осадки, но слабые, и в теплое время года они, как правило, испаряются по пути к земной поверхности. Зимой из высокослоистых облаков часто выпадает мелкий снег.

3семейство. Облака нижнего яруса, располагаются на высоте ниже 2000 м. Сюда относятся:

6 род. Stratocumulus (Sc) - слоисто-кучевые. Представляют гряды или слои серых или беловатых облаков, которые почти всегда имеют более темные части. В большинстве случаев слоисто-кучевые облака состоят из мелких и однородных капелек. Из них выпадает слабая морось или очень слабый снег

( при низких температурах).

7 род. Nimbostratus (Ns) – слоисто-дождевые, представляют собой мощный слой в несколько километров толщиной, который начитается в нижнем ярусе, но может простираться и в верхний ярус. Состоят они, особенно в нижних слоях, из крупных капель и снежинок. Они имеют серый цвет и Солнце через них не видно. Из них выпадает облажной дождь или снег, который достигает земной поверхности.

8 род. Stratus (St) – слоистые. Являются самыми близкими к земной поверхности облаками. На равнинной территории их высота может быть всего несколько десятков метров над землей. Это однородный на вид серый слой капельного строения, из которого может выпадать морось. При низких температурах из облаков могут выпадать ледяные иглы, мелкий снег, снежные зерна. Временами слоистые облака представляют собой разрозненные части, тогда их называют разорванно-дождевыми (Fractonimbus – Fn).

4 семейство – облака вертикального развития.

9 род. Cumulus (Cu) – кучевые. Это отдельные облака в нижнем и среднем ярусах, плотные, с резко очерченными контурами, в виде куполов, башен. Они имеют клубообразный характер, на Солнце кажутся ярко-белыми с темным, почти горизонтальным основанием. Часто имеют разорванные края. В этом случае их называют разорванно-кучевыми (Fractocumulus). Кучевые облака состоят из водяных капель. Осадков, как правило, не дают. И только в тропиках, где водность облаков велика, в результате слияния отдельных капель могут выпадать небольшие дожди.

10 род. Cumulonimbus – кучево-дождевые. Являются дальнейшей стадией развития кучевых облаков. Они представляют собой мощные кучевообразные массы, которые охватывают все три яруса. Они закрывают Солнце, имеют мрачный вид и сильно уменьшают освещенность. Основание их располагается на высоте около 1500 м, вершина – 9000 м. Кучево-дождевые облака состоят в верхней части из ледяных кристаллов, а в нижней – из кристаллов и капель воды различной величины. Контуры облаков четкие. Они дают осадки ливневого характера: это интенсивные дожди, иногда с градом, зимой сильный густой снег, крупа. С ними часто связаны грозовые явления. Очень часто на их фоне наблюдается радуга.

Образование облаков связано с конвекцией, нагреванием неоднородной поверхности, турбулентным переносом водяного пара вместе с воздухом от земной поверхности вверх и адиабатическим охлаждением, с процессом восходящего скольжения (встречаются холодная и теплая масса воздуха, теплая масса поднимается вверх по слабонаклонной поверхности раздела между разнотемпературными массами). В тропиках основная роль принадлежит облакам конвекции, во внетропических широтах преобладают облака восходящего скольжения. Причем, если теплый воздух медленно поднимается по слабонаклонной поверхности, образуется сплошной облачный слой, простирающийся на сотни километров (700 – 900). В нижней части этого слоя располагаются разорванно-дождевые облака, над ними – слоисто-дождевые, выше – высокослоистые, перисто-слоистые и перистые облака. Если же теплый воздух быстро поднимается по слабонаклонной поверхности, образуется иная облачная система. В нижней части формируются кучево-дождевые облака, а выше могут располагаться и другие виды облаков. Облака, образующиеся при подъеме теплого воздуха по холодному, называются фронтальными, если же происходит натекание воздуха на склоны, и подъем его – орографическими облаками.

Облачность, ее суточный и годовой ход. Степень покрытия небесного свода облаками называют облачностью. Для подсчета облачности предложена 10-ти балльная система, 1 балл равен 10% площади неба. Облачность имеет большое значение для теплооборота на Земле. Она отражает прямую солнечную радиацию и, следовательно, уменьшает ее приток к земной поверхности. Она также увеличивает рассеяние радиации, уменьшает эффективное излучение, меняет условия освещенности.

В суточном ходе облачности над сушей в умеренных широтах летом намечаются два максимума (утром и после полудня). Утром усиливается испарение, а днем – конвекция и дневной максимум выражен сильнее. В холодное время года преобладает утренний максимум, т.к. конвекция выражена слабо.

В тропиках весь год преобладает послеполуденный максимум, т.к. конвекция здесь наблюдается в течение всего года.

В годовом ходе облачность в разных климатических областях меняется по-разному. В низких широтах она в течение года существенно не изменяется.

Над континентами ее ход различен из-за циркуляции атмосферы. В Европе максимум приходится на зиму (циклоническая деятельность), минимум – на весну и лето. В Восточной Сибири и в Забайкалье максимум приходится на лето, минимум – на зиму (антициклон).

Географическое распределение облачности. Здесь следует отметить два основных фактора, влияющих на распределение облачности. Первый фактор – это общая циркуляция атмосферы, второй фактор – распределение суши и моря.

Облачность больше на всех широтах над морем. При наличии нисходящих токов облачность понижена. Особенно это резко выражено над пустынями. Повышенная облачность над экватором обусловлена восходящими токами воздуха, в умеренных широтах – действием циклонов. Пониженная облачность в тропических широтах – антициклональная циркуляция, нисходящие движения, слой инверсии.

6.Световые явления в атмосфере. В результате преломления, отражения света в каплях и ледяных кристаллах облаков возникают гало, венцы, радуги.

Гало образуются в ледяных кристаллах перисто-слоистых облаков. Это светлые круги вокруг солнечного диска, формирующиеся в результате преломления, отражения света.

Венцы – светлые слегка окрашенные кольца, окружающие просвечивающие сквозь тонкие водяные облака Солнце и Луну. Венец может быть один, а может быть и несколько колец, разделенных промежутками. Причина их появления – дифракция света при прохождении его между капельками и кристаллами облака. Большие белые венцы вокруг Солнца или Луны, «ложные солнца» и столбы – признаки сохранения хорошей погоды.

Радуга представляет собой светлую дугу, окрашенную в спектральные света от красного (внешний край дуги) до фиолетового (внутренний край дуги). Эта дуга является частью окружности, центр которой находится на уровне глаза наблюдателя. Высота радуги зависит от высоты Солнца над горизонтом. С самолета радуга может быть окружностью. Образуется она при преломлении и отражении солнечных лучей в капельках воды.

7.Осадки. При определенных условиях из облаков выпадают осадки, т.е. капли и кристаллы настолько крупных размеров, что они уже не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Наиболее распространены снег и дождь, но бывают и другие виды осадков, которые отличаются от дождя и снега.

Под количеством выпавших осадков подразумевается не общий объем воды, а высота слоя, который мог бы образоваться, если бы вода не стекала, не впитывалась в почву и не испарялась. Дождь, образовавший слой воды в 1 мм, выливает на 1 гектар 100 м3 воды, т.е. около 900 ведер. Слабый дождь дает 2 – 3 мм осадков, умеренный – 5 – 10 мм.

Из слоисто-дождевых и высокослоистых облаков выпадают обложные осадки. Это длительные осадки средней интенсивности. Они выпадают сразу на больших площадях, порядка сотен тысяч квадратных километров, сравнительно равномерно и достаточно продолжительно (часами и десятками часов). Наибольший процент в общем количестве осадков в умеренных широтах составляют именно обложные осадки.

Из кучево-дождевых облаков выпадают ливневые осадки. Это интенсивные, но малопродолжительные осадки. Они являются основным видом осадков в низких широтах. В средней полосе России во время ливня может выпадать 35 – 40 мм осадков, т.е. 30 тыс. ведер воды. Но бывают ливни необычайной интенсивности. Так в Курской области в 1882 г. выпало во время ливня 158 мм осадков.

Сила ливней увеличивается в южных широтах. В Крыму ливни дают 3 мм осадков в минуту, на Кавказе – 5-6 мм/мин., т.е. в 2 – 4 раза больше, чем в средней полосе. А в тропиках отмечаются ливни, которые дают за сутки более 1 м осадков, т.е. в 2 раза больше, чем в Москве за целый год.

Ливни относятся к грозным явлениям погоды. Они наносят большой вред сельскому хозяйству. Стекая по поверхности, вода смывает верхний слой почвы, нарушает ее строение, образует глубокие промоины и овраги. Ливневые потоки заносят песком реки, размывают их берега, вызывают высокие паводки, разрушают дороги, железнодорожные насыпи, вызывают оползни. Область распространения ливневых дождей всегда оконтурена резкой границей. Это объясняется строением кучево-дождевых облаков, которые имеют совершенно отвесные края.

В июне 1924 г. в Москве, в центральной части, за 1,5 часа выпало 95 мм осадков, в то время как на окраинах не выпало ни капли дождя. В центре города, на улице Герцена, образовалась бурная река, по которой плыл снесенный газетный киоск.

Последствия ливней можно предотвратить. Леса и луга – лучшие регуляторы движения воды на земной поверхности. Поэтому лесонасаждения, создание лесоохранных зон около рек, особенно в их верховьях, надежный способ борьбы с последствиями ливней.

Кроме обложных и ливневых осадков различают еще и моросящие осадки. Выпадают они из слоистых и слоисто-кучевых облаков. Вертикальная мощность этих облаков невелика. Выпадающие осадки – морось – состоят из очень мелких капелек. Зимой при низких температурах эти облака могут содержать кристаллы. Тогда вместо мороси из них выпадают мелкие снежинки и снежные зерна. Моросящие осадки не дают существенных суточных количеств.

Форма осадков. Дождь состоит из капель диаметром от 0,5 мм до 5 мм (но не более 8 мм). В ливневых дождях величина капель больше, чем в обложных дождях.

Морось состоит из капель диаметром 0,5 – 0,05 мм с очень малой скоростью выпадения. Они легко переносятся ветром в горизонтельном направлении.

Снег состоит из сложных ледяных кристаллов (снежинок). Диаметр выпадающих снежинок около 1 мм. Снежинки, слипаясь при падении, образуют хлопья.

Град состоит из кусочков льда, чаще всего неправильной формы, выпадающие из облаков большей частью вместе с дождем. Град выпадает преимущественно в теплое время года. В жаркие дни он может достигать значительных размеров, с голубиное яйцо. В отдельных случаях вес градин достигал 1 кг. В мае 1939 г. в Индии выпал град, в котором встречались градины диаметром до 130 мм и весом до 1 кг. Выпадает град из кучево-дождевых облаков (т.е. как и ливень) и обычно сопровождается грозой.

Строение кучево-дождевых облаков отличается большой мощностью (до 7,5 км). У основания облака фиксируются положительные температуры до 100С, а в верхней части – до минус 300С. В связи с такими температурами, нижняя треть облака состоит из капель воды, вторая – из переохлажденной воды, которая быстро замерзает и образует град и крупу, а верхняя – из снега.

Структура града дает представление об условиях его образования. У крупной градины, разрезанной пополам, слоистое строение, напоминающее луковицу. В центре находится непрозрачное ядро, затем идут наслоения прозрачные и непрозрачные. Толщина слоев изменяется от десятков долей миллиметра до нескольких миллиметров. Слои в градине образуются вследствие намерзания воды вокруг ее ядра. Степень прозрачности слоев зависит от скорости замерзания. Чем быстрее замораживается слой, тем прозрачнее лед.

Скорость замерзания зависит от температуры воды. Переохлажденные капли воды в средней части облака, захваченные сильным воздушным потоком, устремляются вверх, где соприкасаются с ледяными кристаллами и быстро замерзают. Когда восходящий поток ослабевает, градина опускается в нижние слои, и т.к. она холоднее окружающего воздуха, насыщенного каплями воды, то на ее поверхности намерзают новые слои льда. Новая струя вертикального потока поднимает градину снова в верхнюю часть облака, где она опять охлаждается и увеличивает свой объем от намерзания капель.

Таким образом, для образования крупного града необходимо, чтобы в кучево-дождевых облаках был очень мощный восходящий поток, распространяющийся на большую высоту. Скорость потока может колебаться от 10 м/сек. до 50 м/сек. (средняя годовая скорость ветра в Антарктиде – 22 м/сек.). В облаке, в момент образования градин царит настоящий вертикальный ураган, способный поднимать крупные градины. Скорость восходящего потока не бывает постоянной, она то усиливается, то уменьшается. Град падает в момент затишья и устремляется вверх при следующем порыве. Когда градина отяжелеет настолько, что восходящий поток не сможет поддерживать ее, градина падает на землю.

Каждое большое кучево-дождевое облако несет в себе град, и если он не всегда достигает земли, то только лишь потому, что успевает растаять в пути.

Если учесть данные статистики градобитий, то выявятся определенные районы, особенно часто и сильно поражаемые градом. Это районы Кавказа, окрестности Киева, Тамбова, Пензы. Против града может вестись успешная борьба с помощью установок «Град». В облако, где зарождается град, забрасывается специальный реагент (йодистое серебро), который кристаллизует в облаке воду, образуя кристаллики, которые не смерзаются между собой и не образуют град.

Гроза. Капли облаков и туманов, как и твердые частицы в них, чаще бывают электрически заряженными, чем нейтральными. В кучево-дождевых облаках, содержащих крупные капли, а также значительные по размерам кристаллы, возникают особенно сильные электрические заряды. Скопление электричества одного знака в одной части облака и другого знака – в противоположной части облака, приводит к огромным значениям напряженности электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и землей. Причины электризации элементов облаков и осадков, а также разделение зарядов обоих знаков в облаках до конца еще не ясны. Развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, с многократными электрическими разрядами в облаках или между облаком и землей. Разряды искрового характера называют молниями, а сопровождающие их звуки – громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра, называют грозой.

Для гроз нужна высокая температура и большая влажность воздуха. При накоплении зарядов разных знаков в разных частях облака создается огромная разность потенциалов. Когда напряженность поля достигает критического значения (25 – 50 тыс. в/м), разности потенциалов выравниваются посредством искровых разрядов – молний. Разрядка происходит между разноименно заряженными облаками, или частями облака, между облаком и землей. Молния состоит из многих последовательных разрядов – импульсов, которые проходят по одному и тому же пути, который называется каналом. Канал молнии виден потому, что воздух в нем раскаляется до ослепительно розово-фиолетового свечения (температура в канале достигает 25 000 – 30 0000С).

Быстрое и сильное нагревание, а, следовательно, быстрое расширение воздуха в канале молнии производит взрывную волну, которая создает звуковой эффект – гром. Т.к. звук от различных точек пути молнии доходит до наблюдателя не одновременно, а также вследствие отражения звука от облаков и от земли, гром имеет характер длительных раскатов.

Число дней с грозой, как правило, уменьшается от экватора к полярным широтам, так как для гроз нужна высокая температура и большая влажность воздуха, которые убывают от экватора к полюсам. У северного полярного круга грозы очень редки. Но и в низких широтах есть области, где грозы практически отсутствуют (в пустынях, где сухой воздух). В южном полушарии грозы южнее 50 – 550ю.ш. не встречаются.

Экваториальная зона характеризуется тем, что во время дождливого периода здесь наблюдаются ежедневные полуденные грозы, а иногда и ночные. У экватора на материках грозовых дней бывает 100 – 150в тропических широтах 75 – 100, а на Крайнем Севере – несколько дней в году.

Суточный ход осадков. На суше различают два основных типа суточного хода осадков – континентальный и морской, но в связи с местными условиями наблюдаются многочисленные отступления от этих типов и их усложнения.

В континентальном типе главный максимум осадков приходится после полудня из-за дневной конвекции и слабый второй максимум рано утром в результате ночного образования слоистых облаков. Главный минимум прослеживается после полуночи, второй – перед полуднем.

В морском типе единственный максимум осадков приходится на ночь и утро, а минимум – на послеполуденные часы (причина – разность температур воздуха на суше и на море).

Годовой ход осадков зависит от общей циркуляции атмосферы и от местной физико-географической обстановки. Выделяют следующие основные типы:

Экваториальный – вблизи экватора до 100 с. и ю. ш. Годовое количество осадков – 1800 – 1900 мм. В году два дождевых сезона, разделенные сравнительно сухими сезонами. Дождливые сезоны приходятся на время после равноденствий – сентябрь, март. Главный минимум приходится на лето северного полушария, т.к. Солнце в зените, выражены процессы конвекции.

Тропический – по мере приближения к тропикам два максимума в годовом ходе температур сливаются в один летний. Вместе с тем два дождливых периода объединяются в один дождливый период.

Средиземноморский – максимум осадков приходится на зиму и осень (южный берег Крыма).

Внутриматериковый тип умеренных широт – максимум осадков приходится на лето, а минимум на зиму.

Морской тип умеренных широт – преобладают зимние осадки или равномерное распределение осадков в течение года.

Муссонный тип умеренных широт – максимум осадков прослеживается летом, а минимум – зимой, но амплитуда осадков больше за счет обильных летних осадков.

Полярный тип – годовой ход этого типа над материками характеризуется летним максимумом осадков, однако в океанических районах максимум может приходиться на зиму.

Географическое распределение осадков. На земном шаре за год выпадает 511 тыс. км3 осадков, что дает среднюю высоту слоя осадков 1000 мм. Из них 403 тыс. км3 выпадают над Мировым океаном, давая высоту слоя воды 1120 мм, а 108 тыс. км3 – над сушей, со средней высотой слоя 720 мм. Таким образом, 21% всех осадков выпадает над сушей и 79% - над океаном, хотя он занимает 71% всей площади Земли. Почти половина всех осадков выпадает между 200 с. и ю.ш. На обе полярные зоны приходится 4% осадков.

Общее количество воды на земном шаре, средний уровень Мирового океана и влагосодержание атмосферы в современную геологическую эпоху остаются постоянными. Это объясняется тем, что большая часть выпавшей на земную поверхность воды испаряется, а меньшая – стекает в реки и затем в Океан.

Распределение осадков по земной поверхности зависит в первую очередь от распределения облачности, от водности облаков, от наличия в них ядер конденсации. Все эти факторы в свою очередь зависят от особенностей общей циркуляции атмосферы и температурных условий, то есть распределение осадков обладает зональностью. Эта зональность осложняется азональными факторами (распределение суши и моря, орография).

В высоких широтах даже при большой облачности выпадает немного осадков, потому что влажность воздуха, водность облаков там при низких температурах мала. В более низких широтах водность облаков выше. Но если они при этом также не достигают уровня конденсации, осадков в них не образуется, или образуется мало (пассаты над тропиками).

Между 200 с. и ю. ш. при высоких температурах влагосодержание воздуха велико и может развиваться сильная конвекция (восходящие движения). Поэтому количество осадков здесь достаточно велико – 1000 мм и более в год. На суше количество осадков больше, над морем – меньше, т.к. в областях действия пассатов, облака менее развиты по вертикали и реже достигают уровня оледенения. Наибольшее количество осадков выпадает в узкой экваториальной зоне, в зоне сходимости пассатов (1800 – 1900 мм, что в 1,5 раза больше испарения), т.к. зоной сходимости обусловлены сильные восходящие токи воздуха. Как следствие, значительны процессы облакообразования и облачность достигает таких высот, на которых возможно появление в облаках твердой фазы.

Особенно богаты осадками Средняя Америка, бассейн Амазонки, берега Гвинейского залива, острова Индонезии. Здесь выпадает 5000 – 7000 мм осадков в год.

Значительные количества осадков отмечаются на тропических островах, где имеются благоприятные орографические условия, т.е. поток пассата поднимается по горным склонам и адиабатически охлаждается.

Сильно развитая муссонная циркуляция в бассейне Индийского океана приводит к перемещению зоны наибольшего количества осадков в более высокие широты обоих полушарий. В предгорьях Гималаев на высоте около 1300 м находится самый дождливый район Земли – Маусинрам (25,30 с.ш., 91,80 в.д.), располагающийся в 40 км к востоку от Черрапунджи. Здесь выпадает около 12000 мм в год (максимальное количество – 23000мм, минимальное – 7000 мм). Главная причина – подъем воздуха летнего юго-западного муссона по склонам Гималаев. На острове Кауаи (Гавайские о-ва) зафиксировано 11981 мм осадков в год, что связано с подъемом по склонам горы Вэшаль пассатного воздуха.

В субтропиках обоих полушарий облачность мала и количество осадков резко убывает из-за антициклональной циркуляции. В пустынях этой зоны максимальное годовое количество осадков достигает 100 – 250 мм, в отдельных местах годовое количество осадков равно нескольким мм, или нулю. Аналогичная картина отмечается во внутриматериковых пустынях на юге умеренных широт северного полушария, где при высоких летних температурах облачность мала, а зимой высокое атмосферное давление также способствует малой облачности.

От субтропиков к умеренным широтам количество осадков увеличивается. В умеренных широтах развита циклоническая деятельность с восходящими токами воздуха и, как следствие, велика облачность, развиваются мощные облака, которые достигают уровня оледенения. Осадки на материках убывают в направлении с запада на восток, по мере удаления от океана. Поскольку с него происходит основной перенос влаги на материк западными ветрами. Но там, где на восточных окраинах материков существует муссонная циркуляция, количество осадков вновь увеличивается за счет обильных летних дождей (Иркутск – 440 мм, Владивосток – 570 мм, Петропавловск-Камчатский – 1000 мм). Влияет на распределение осадков в умеренных широтах и орография.

От умеренных широт к полюсу количество осадков вновь убывает из-за уменьшения влагосодержания атмосферы, а с ним и водности облаков. В Антарктиде влияет и малая облачность над материком. В тундре годовое количество осадков составляет около 200 мм. В южном полушарии количество осадков убывает от 1000 мм на 400 ю.ш., до 250 мм на полярном круге. В глубине материка Антарктида в год выпадает несколько десятков мм.

7.Снежный покров. При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на дневную поверхность, остается на ней в виде снежного покрова. В полярных широтах снежный покров сохраняется круглый год. В умеренных и тропических широтах снег постоянно лежит лишь на больших высотах в горах, выше снеговой линии. На равнинах умеренных широт снежный покров стаивает весной и устанавливается вновь осенью. Высота и продолжительность сохранения снежного покрова зависит от температур и количества осадков. В таянии снежного покрова основную роль играет адвекция теплых воздушных масс с температурой больше 00С. Нагревание снега солнечной радиацией имеет второстепенное значение вследствие большого значения альбедо снега. В городах загрязненный снег нагревается солнечными лучами больше и тает быстрее, чем чистый. В снежном покрове содержится много воздуха, плотность мала. Свежевыпавший, рыхлый снежный покров обладает наименьшей теплопроводностью.

За зиму снежный покров слеживается, увеличивается его плотность, особенно при оттепелях или весенних дождях. Если поверхность снега подтаивает, а затем снова подмерзает, образуется твердая ледяная пленка – наст.

В низких широтах прослеживается область спорадического выпадения снега, т.е. снег выпадает лишь изредка (Северная Африка, Сирия, Палестина). В России первый снег появляется на Новосибирских островах в конце августа, в Москве – в начале ноября. Устойчивый покров удерживается от 7 месяцев на северо-востоке России до 4 дней на юго-восточном побережье Каспия.

Высота снежного покрова тем больше, чем больше выпадает снега и чем меньше оттепелей в зимний период. Высокий снежный покров по многолетним данным в центре Камчатки составляет около 1 метра, а в горах Сахалина – до 3 метров. В горах Западного Кавказа мощность снежного покрова достигает 4 – 5 метров, а иногда и 7 – 8 метров. На большей части Европейской территории России высота снежного покрова достигает 50 см.

Распределение снежного покрова зависит и от особенностей рельефа местности.

Климатическое значение снежного покрова. Снежный покров является продуктом атмосферных процессов, но в то же время и сам влияет на особенности микроклимата и на другие компоненты ПТК. Температура на поверхности снежного покрова всегда ниже, чем на поверхности почвы, т.к. альбедо снега – 80 – 90%. Снежный покров охлаждает воздушные массы, и над ним часто образуются инверсии. Малая теплопроводность снега приводит к потере тепла с поверхности снега, а под снежным покровом почвенный слой сохраняет более высокие температуры. При озимых посадках снег предохраняет всходы от вымерзания. Температура под снегом может быть теплее на 5 – 150. Запасы воды, накапливаемые за зиму в снежном покрове, примерно на 50% обеспечивают питание рек России. С таянием снега связаны половодья на реках.

studfiles.net

Вода в атмосфере

В атмосфере вода находится в трех агрегатных состояниях — газообразном (водяной пар), жидком (капли дождя) и твердом (кристаллики снега и льда). По сравнению со всей массой воды на планете, в атмосфере её совсем немного — около 0,001%, но её значение огромно. Облака и водяные пары поглощают и отражают избыток солнечной радиации, а также регулируют ее поступление на Землю. Одновременно они задерживают встречное тепловое излучение, идущее от поверхности Земли в межпланетное пространство. Содержание воды в атмосфере определяет погоду и климат местности. От него зависит, какая установится температура, образуются ли облака над данной территорией, пойдёт ли из облаков дождь, выпадет ли роса.

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу, испаряясь с поверхности водоёмов и почвы. Его выделяют и растения — этот процесс называется транспирацией. Молекулы воды сильно притягиваются друг к другу благодаря силам межмолекулярного притяжения, и Солнцу приходится тратить очень много энергии, чтобы разделить их и превратить в пар. На создание одного грамма водяного пара затрачивается 537 калорий солнечной энергии . Нет ни одного вещества, у которого удельная теплота испарения была бы больше, чем у воды. Подсчитано, что за одну минуту Солнце испаряет на Земле миллиард тонн воды.Водяной пар поднимается в атмосферу вместе с восходящими потоками воздуха. Охлаждаясь, он конденсируется, образуются облака, и при этом выделяется огромное количество энергии, которую водяной пар возвращает атмосфере. Именно эта энергия заставляет дуть ветры, переносит сотни миллиардов тонн воды в облаках и увлажняет дождями поверхность Земли.

Испарение состоит в том, что молекулы воды, отрываясь от водной поверхности или влажной почвы, переходят в воздух и превращаются в молекулы водяного пара. В воздухе они двигаются самостоятельно и переносятся ветром, а их место занимают новые испарившиеся молекулы. Одновременно с испарением с поверхности почвы и водоёмов происходит и обратный процесс — молекулы воды из воздуха переходят в воду или почву. Воздух, в котором количество испаряющихся молекул водяного пара равно количеству возвратившихся молекул, называется насыщенным, а сам процесс — насыщением. Чем больше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нём содержаться. Так, в 1м3 воздуха при температуре +20 °С может содержаться 17 г водяного пара, а при температуре -20 °С только 1 г водяного пара.

При малейшем понижении температуры насыщенный водяным паром воздух уже не способен больше вместить влагу и из него выпадают атмосферные осадки, например, образуется туман или выпадает роса . Водяной пар при этом конденсируется — переходит из газообразного состояния в жидкое. Температура, при которой находящийся в воздухе водяной пар насытит его и начнётся конденсация, называется точка росы.

Влажность воздуха характеризуется несколькими показателями.

АЭРОПЛАНКТОН

Американский микробиолог Паркер установил, что воздух содержит большое количество органических веществ и множество микроорганизмов, в том числе водоросли, часть из которых находится в активном состоянии. Временным местопребыванием этих организмов могут быть, например, кучевые облака. Приемлемая для протекания жизненных процессов температура, вода, микроэлементы, лучистая энергия — всё это создает благоприятные условия для фотосинтеза, обмена веществ и роста клеток. По мнению Паркера, «облака представляют собой живые экологические системы», дающие многоклеточным микроорганизмам возможность жить и размножаться.

Абсолютная влажность воздуха — количество водяного пара, содержащегося в воздухе, выраженное в граммах на кубический метр, иногда ещё называется упругостью или плотностью водяного пара. При температуре 0 °С абсолютная влажность насыщенного воздуха — 4,9 г/м3. В экваториальных широтах абсолютная влажность воздуха составляет около 30 г/м3, а в приполярных областях — 0,1 г/м3.Процентное отношение количества водяного пара, содержащегося в воздухе, к количеству водяного пара, которое может содержаться в воздухе при данной температуре, называется относительной влажностью воздуха. Она показывает степень насыщения воздуха водяным паром . Если, например, относительная влажность равна 50%, это значит, что воздух содержит только половину водяного пара из того количества, которое он мог бы вместить при данной температуре. В экваториальных широтах и в полярных районах относительная влажность воздуха всегда высока. На экваторе при большой облачности температура воздуха не слишком высока, а содержание влаги в нём значительно. В высоких широтах влагосодержание воздуха низкое, но и температура не большая, особенно зимой. Очень низкая относительная влажность воздуха характерна для тропических пустынь — 50% и ниже.

geography-ege.ru

Вода в атмосфере

Реферат по дисциплине «Учение об атмосфере» выполнила: студентка группы ЭПб-081 Чинякова А.О.

Проверила: к.г.н., доцент Рябинина Н.О.

ГОУ ВПО «Волгоградский государственный университет»

Волгоград 2010

В атмосфере вода находится в трех агрегатных состояниях - газообразном (водяной пар), жидком (капли дождя) и твердом (кристаллики снега и льда). Содержание воды в атмосфере сравнительно невелико - около 0, 001% всей ее массы на нашей планете. Тем не менее, это совершенно незаменимое звено природного круговорота воды.

Основным источником атмосферной влаги являются поверхностные водоемы и увлажненная почва; кроме того, влага поступает в атмосферу в результате испарения воды растениями, а также дыхательных процессов живых существ. Расчеты показывают, что если бы весь объем водяного пара в атмосфере сконденсировался и был равномерно распределен по поверхности земного шара, то он образовал бы слой воды высотой всего лишь в 25 мм. Дождей выпадает значительно больше в результате быстрого круговорота общего запаса атмосферной влаги.

Эту статистическую классификацию Л. Амберже дополнил классификацией биогеографической.

1. Климаты пустыни, с нерегулярным выпадением осадков: экваториальные климаты (побережье Перу), тропические (юго-западная Африка, южная Аравия), с заметно выраженными сезонами осадков (Сахара, северная Калифорния, восточный Туркестан).

2. Климаты внепустынных областей: внутритропические с наличием или отсутствием сухого сезона, внетропические континентальные и средиземноморские (с многочисленными вариантами), субполярные и полярные.

Большую трудность представляет определение индекса аридности, или сухости, над которым работал ряд авторов, в том числе Э. де Мартонн, Торнтуэйт, Баньюл и Госсен, Амберже.

Облака и водяные пары поглощают и отражают избыток солнечной радиации, а также регулируют ее поступление на Землю. Одновременно они задерживают встречное тепловое излучение, идущее от поверхности Земли в межпланетное пространство. Содержание воды в атмосфере определяет погоду и климат местности. От него зависит, какая установится температура, образуются ли облака над данной территорией, пойдёт ли из облаков дождь, выпадет ли роса. Охлаждаясь, он конденсируется, образуются облака, и при этом выделяется огромное количество энергии, которую водяной пар возвращает атмосфере. Именно эта энергия заставляет дуть ветры, переносит сотни миллиардов тонн воды в облаках и увлажняет дождями поверхность Земли. Полное обновление состава воды в атмосфере происходит за 9...10 дней.

Испарение состоит в том, что молекулы воды, отрываясь от водной поверхности или влажной почвы, переходят в воздух и превращаются в молекулы водяного пара. В воздухе они двигаются самостоятельно и переносятся ветром, а их место занимают новые испарившиеся молекулы. Одновременно с испарением с поверхности почвы и водоёмов происходит и обратный процесс - молекулы воды из воздуха переходят в воду или почву. Таким образом, атмосферная влага является самым активным звеном круговорота воды в природе.

Источником энергии круговорота воды является солнечная радиация. Средняя годовая энергия равняется примерно 0, 1—0, 2 квт/м2, что соответствует 0, 73—1, 4 миллиона калорий на квадратный метр. Такое количество тепла может испарить слой воды толщиной от 1, 3 до 2, 6 м. Эти цифры включают все фазы круговорота: испарение, конденсацию в виде облаков, осадки и все формы воздействия на жизнь животных и растений.

Основное количество водяного пара сосредоточено в нижних слоях воздушной оболочки - в тропосфере, на высоте до нескольких тысяч метров, и почти вся масса облаков находится там. В стратосфере (на высоте около 25 км над Землей) облака появляются реже. Их называют перламутровыми. Еще выше, в слоях мезопаузы, на расстоянии 50...80 км от Земли, изредка наблюдаются серебристые облака. Известно, что они состоят из кристалликов льда и возникают при снижении температуры в мезопаузе до - 80 oC. Их образование связывают с интересным явлением - пульсацией атмосферы под действием приливных гравитационных волн, вызываемых Луной.

При кажущейся легкости и воздушности облака содержат значительное количество воды. Воздух, в котором количество испаряющихся молекул водяного пара равно количеству возвратившихся молекул, называется насыщенным, а сам процесс — насыщением. Водность облаков, то есть водосодержание воды в 1 м3, колеблется от 10 до 0, 1 г и менее. Чем больше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нём содержаться. Так, в 1м3 воздуха при температуре +20 °С может содержаться 17 г водяного пара, а при температуре - 20 °С только 1 г водяного пара. Поскольку объемы облаков очень велики (десятки кубических километров), то даже одно облако может содержать в виде капель или кристалликов льда сотни тонн воды. Эти гигантские водные массы непрерывно переносятся воздушными потоками над поверхностью Земли, вызывая на ней перераспределение воды и тепла. Поскольку вода обладает исключительно высокой удельной теплоемкостью, испарение ее с поверхности водоемов, из почвы, транспирация растений поглощают до 70% энергии, получаемой Землей от Солнца. Количество теплоты, затраченное на испарение (скрытая теплота парообразования), поступает вместе с водяным паром в атмосферу и выделяется там при его конденсации и формировании облаков. В результате заметно снижается температура водных поверхностей и прилегающего к ним слоя воздуха, поэтому вблизи водоемов в теплое время года намного прохладнее, чем в континентальных районах, которые получают такое же количество солнечной энергии.

Масса облаков и водяные пары, содержащиеся в атмосфере, существенно воздействуют и на радиационный режим планеты: с их помощью происходят поглощение и отражение избытка солнечной радиации, и тем самым в известной степени регулируется ее поступление на Землю. Одновременно облака экранируют встречные тепловые потоки, идущие с поверхности Земли, снижая теплопотери в межпланетное пространство. Из всего этого слагается погодообразующая функция атмосферной влаги.

Атмосферные осадки вместе с температурой являются основными климатическими элементами, от которых зависит животный и растительный мир, а также и экономика обитаемых зон земного шара. В течение года осадки выпадают крайне неравномерно. В экваториальных районах наибольшее количество их выпадает дважды в году – после осеннего и весеннего равноденствия, в тропиках и муссонных областях – летом (при почти полном бездождье зимой), в субтропиках - зимой. В умеренных континентальных зонах максимум осадков приходится на лето. Значение осадков настолько велико, что некоторые авторы используют для характеристики климата только этот единственный элемент: климат пустынь характеризуется осадками менее 12 см в год, сухой климат — осадками от 12 до 25 см, полусухой — от 25 до 50 см, умеренно-влажный— от 50 до 100 см, влажный — от 100 до 200 см и очень влажный — более 200 см.

Распределение осадков по поверхности земного шара в основных чертах таково: очень обильные осадки (от 1, 5 до 3 м в год) выпадают между 0 и 20° широты, где имеется один сезон дождей и один сухой сезон; почти полное отсутствие осадков наблюдается в зоне пустынь; осадки от 400 до 800 мм выпадают между 30° и 40° широты; незначительны осадки в высоких широтах (70°).

Атмосферная влага, кроме переноса воды и тепла, осуществляет и другие, не менее важные функции, сущность и значение которых начали изучать совсем недавно. Оказывается, содержащаяся в атмосфере вода активно участвует и в переносе масс твердых веществ. Ветер поднимает в воздух частицы почвы, срывает пену с морских волн, уносит мельчайшие капельки соленой воды. Помимо этого, соли могут попадать в воздух и в молекулярно-дисперсном виде, благодаря так называемому физическому испарению их с поверхности океана. Поэтому океан можно считать главным поставщиком хлора, бора и йода для атмосферы, дождевых и речных вод.

Таким образом, дождевая влага, находясь в облаке, уже содержит некоторое количество солей. В ходе мощных циркуляционных процессов, осуществляющихся в облачных массах, вода и частицы солей, почвы, пыли, взаимодействуя, образуют растворы разнообразнейшего состава. По утверждению академика В.И. Вернадского, среднее солесодержание облака составляет около 34 мг/л.

В дождевых каплях находят десятки химических элементов и различные органические соединения. Покидая облако, каждая капля содержит в среднем 9, 3*10-12 мг солей. На пути к Земле, соприкасаясь с атмосферным воздухом, она вбирает в себя новые порции солей и пыли. Обычная дождевая капля весом 50 мг при падении с высоты 1 км "промывает" 16 л воздуха, а 1 л дождевой воды захватывает с собой примеси, содержавшиеся в 300 тыс. л воздуха. В итоге с каждым литром дождевой воды на Землю поступает до 100 мг примесей. Из общего количества растворенных веществ, уносимых реками с материков в океан, почти половина возвращается обратно с атмосферными осадками. При этом на каждый квадратный километр земной поверхности приходится до 700 кг одних лишь азотистых соединений (в пересчете на чистый азот), а это уже ощутимая подкормка для растений.

Особенно много солей содержат осадки приморских районов. Например, в Англии было зафиксировано выпадение дождя с концентрацией хлора до 200 мг/л, а в Голландии - до 300 мг/л.

Интересно отметить, что функцию дождя как переносчика минеральных соединений и питательных веществ нельзя свести к простому подсчету: столько-то привнесенных удобрений - такое-то увеличение урожая. В.Е. Кабаев много лет прослеживал прямую связь между размером урожая хлопка и количеством воды в осадках. В 1970 году он пришел к интересному выводу: стимулирующее воздействие дождя на посевы вызвано, очевидно, присутствием в нем пероксида водорода. Достаточно обычного содержания h3O2 в осадках (7...8 мг/л), чтобы атмосферный азот связывался в соединения, обогащающие питание растений, улучшалась подвижность элементов в почве (прежде всего фосфора), активизировался процесс фотосинтеза. Установив эту функцию дождя, ученый считает возможным искусственно доставлять растениям пероксид водорода, добавляя его в воду при опрыскивании.

mirznanii.com

Вода в атмосфере

разное

Содержание воды в атмосфере сравнитель­но невелико — около 0,001% всей ее массы на нашей планете. Тем не менее, это совершен­но незаменимое звено природного круговоро­та воды.

Основным источником атмосферной вла­ги являются поверхностные водоемы и увлаж­ненная почва; кроме того, влага поступает в атмосферу в результате испарения воды рас­тениями, а также дыхательных процессов жи­вых существ.

Вода в атмосфере находится во всех трех аг­регатных состояниях — газообразном (водя­ной пар), жидком (капли дождя) и твердом (кристаллики снега и льда). Конденсация во­дяных паров приводит к образованию обла­ков; атмосферная влага, теряемая в результате осадков, пополняется за счет поступления но­вых порций испарившейся воды (рис. 1.12). Полное обновление состава воды в атмосфере происходит за 9...10 дней. Таким образом, ат­мосферная влага является самым активным звеном круговорота воды в природе.

Основное количество водяного пара сосре­доточено в нижних слоях воздушной оболоч­ки — в тропосфере, на высоте до нескольких тысяч метров, и почти вся масса облаков на­ходится там. В стратосфере (на высоте около 25 км над Землей) облака появляются реже. Их называют перламутровыми. Еще выше, в слоях мезопаузы, на расстоянии 50...80 км от Земли, изредка наблюдаются серебристые об­лака. Известно, что они состоят из кристалли­ков льда и возникают при снижении темпера­туры в мезопаузе до -80°C. Их образование связывают с интересным явлением — пульса­цией атмосферы под действием приливных гравитационных волн, вызываемых Луной.

При кажущейся легкости и воздушности облака содержат значительное количество воды. Водность облаков, то есть водосодержа - ние воды в 1 м3, колеблется от 10 до 0,1 г и ме­нее. Поскольку объемы облаков очень вели­ки (десятки кубических километров), то даже одно облако может содержать в виде капель или кристалликов льда сотни тонн воды. Эти гигантские водные массы непрерывно пере­носятся воздушными потоками над поверх­ностью Земли, вызывая на ней перераспреде­ление воды и тепла. Поскольку вода обладает исключительно высокой удельной теплоем­костью, испарение ее с поверхности водо­емов, из почвы, транспирация растений по­глощают до 70% энергии, получаемой Зем­лей от Солнца. Количество теплоты, затра­ченное на испарение (скрытая теплота паро­образования), поступает вместе с водяным паром в атмосферу и выделяется там при его конденсации и формировании облаков. В ре­зультате заметно снижается температура вод­ных поверхностей и прилегающего к ним слоя воздуха, поэтому вблизи водоемов в теп­лое время года намного прохладнее, чем в континентальных районах, которые получа­ют такое же количество солнечной энергии.

Масса облаков и водяные пары, содержа­щиеся в атмосфере, существенно воздейству­ют и на радиационный режим планеты: с их помощью происходят поглощение и отраже­ние избытка солнечной радиации, и тем са­мым в известной степени регулируется ее по­ступление на Землю. Одновременно облака экранируют встречные тепловые потоки, иду­щие с поверхности Земли, снижая теплопоте - ри в межпланетное пространство. Из всего этого слагается погодообразующая функция атмосферной влаги.

Вследствие высокой «оборачиваемости» атмосферной воды годовое количество осад­ков для всей планеты составляет около 0,5 млн. км3, то есть превышает содержание влаги в атмосфере в 40 раз. В среднем на по­верхность Земли в течение года выпадает слой осадков толщиной 1 м, но реальные их

Количества весьма неодинаковы для разных областей земного шара. Так, известны три зо­ны максимума осадков (одна в экваториаль­ной области, две в умеренных широтах обоих полушарий) и четыре зоны минимума осад­ков (в двух зонах пассатных широт, а также в Арктике и Антарктике). В то время как в неко­торых районах Индии или на Гавайских ост­ровах годовой уровень осадков превышает 12000 мм, в среднеазиатских пустынях или на северо-востоке Сибири он едва достигает 200 мм.

В течение года осадки выпадают крайне не­равномерно. В экваториальных районах наи­большее количество их выпадает дважды в го­ду — после осеннего и весеннего равноденст­вия, в тропиках и муссонных областях — ле­том (при почти полном бездождье зимой), в субтропиках — зимой. В умеренных конти­нентальных зонах максимум осадков прихо­дится на лето.

От годового количества осадков во многом зависят производственная деятельность чело­века в целом, состояние и состав растительно­сти, а следовательно, характер сельского хо­зяйства. Поэтому так важно исследовать со­стояние и пути распространения атмосфер­ной влаги, закономерности формирования облачных масс, изучение возможности воз­действия на них.

Как идентифицировать оригинальную батарею на iPhone Батарея iPhone 5 – один из ключевых элементов культового гаджета, позволяющий пользователям долгое время оставаться на связи. Речь ищет о литий-ионном аккумуляторе емкостью1440 mAh. …

Сегодня многие владельцы домашних животных не утруждают себя приготовлением классической вареной еды для любимцев, а просто наполняют мисочки пушистиков сухими кормами, которые стали так популярны.

Квалифицированные инженеры, работающие в компании «Дом Экологии», советуют владельцам частных домов либо коттеджей заказать услугу по установке автономной канализации, которая требует минимального обслуживания. Уже многие клиенты, посетившие раздел http://www.osk-ekoline.com.ua/avtonomnaja-kanalizacija-polijetilen.html, смогли …

msd.com.ua

Вода в атмосфере

по С.П. Хромову

Тропосфера

Влагооборот состоит из испарения воды с земной поверхности, ее конденсации в атмосфере, выпадения осадков и стока. Сток, как процесс чисто гидрологический, мы оставим вне рассмотрения. Остальные же составляющие влагооборота — испарение, конденсация и осадкообразование — и их климатические следствия составляют основное содержание этого раздела.

Испарение и насыщение

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации растений. Испарение, в отличие от транспирации, называют еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением.

Процесс испарения состоит в том, что отдельные молекулы воды переходят в воздух как молекулы водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения. Это происходит отчасти вследствие собственного движения молекул; в этом случае процесс распространения молекул газа называется молекулярной диффузией. К молекулярной диффузии в атмосфере присоединяется еще и распространение водяного пара вместе с воздухом: в горизонтальном направлении с ветром, т. е. с общим переносом воздуха, а в вертикальном направлении путем турбулентной диффузии, т. е. вместе с турбулентными вихрями, всегда возникающими в движущемся воздухе. Но одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду или в почву. Если достигается состояние подвижного равновесия, когда возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности, то испарение прекращается: отрыв молекул с поверхности продолжается, но он покрывается возвращением молекул. Такое состояние называют насыщением. Упругость водяного пара в состоянии насыщения называют упругостью насыщения.

Капельки жидкой воды (облаков и туманов) часто находятся в атмосфере в переохлажденном состоянии. При температурах до -10° состояние переохлаждения в атмосфере обычно, и лишь при более низких температурах часть капелек замерзает. Поэтому в атмосфере жидкая вода и лед часто находятся в непосредственной близости; многие облака состоят из тех и других элементов одновременно, являются смешанными.

При отрицательных температурах упругость насыщения по отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отношению к переохлажденным капелькам. Если, например, при температуре —10° фактическая упругость водяного пара 2,7 мб, то для переохлажденных капелек такой воздух будет ненасыщенным, и капельки в нем должны испаряться; но для кристалликов он будет уже перенасыщенным, и кристаллики должны расти. Такие условия действительно создаются в облаках и очень важны для выпадения осадков, к чему мы еще вернемся. Различие в упругости насыщения над водой и льдом объясняется тем, что силы сцепления между молекулами льда больше, чем между молекулами воды.

Для выпуклых поверхностей, какими являются поверхности капелек, упругость насыщения больше, чем для плоской поверхности воды. Это объясняется тем, что на выпуклой поверхности силы сцепления между молекулами меньше, чем на плоской поверхности. Для крупных капелек это превышение незначительно. Но, например, для капелек радиусом 10-7 см для насыщения нужна втрое большая упругость водяного пара в воздухе, чем для плоской водной поверхности.

Если в воде растворены соли, то упругость насыщения для такого раствора меньше, чем для пресной воды, и тем меньше, чем больше концентрация солей. Поэтому над морской водой насыщение устанавливается при упругости пара меньшей, чем над пресной водой, примерно на 2%.

Скорость испарения

Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени, например за сутки, с данной поверхности. Она, прежде всего, пропорциональна разности между упругостью насыщения при температуре испаряющей поверхности и фактической упругостью водяного пара в воздухе: Es - е.

Чем меньше разность (Es - е), тем медленнее идет испарение, т. е. тем меньше водяного пара переходит в воздух за единицу времени. Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению р. Но этот фактор важен лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в горах; на равнине колебания атмосферного давления не так велики, чтобы он имел серьезное значение.

Наконец, испарение зависит от скорости ветра v, поскольку ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и поддерживают необходимый дефицит влажности в непосредственной близости от нее. Итак,

V = k*(Es - e)/p*f(v)

Измерение испарения является трудной задачей. Легко измерить испарение с поверхности воды в чашке прибора - испарителя - или в небольшом искусственном бассейне. Однако нельзя вполне приравнивать такое испарение к испарению с большого естественного водоема. В последнем случае испарение меньше, чем определенное по испарителю. Измерить испарение с поверхности почвы намного труднее; соответствующие приборы - почвенные испарители - существуют, но определяемые ими величины испарения из вырезанных монолитов почвы также могут отличаться от испарения в естественной обстановке.

Поэтому для определения испарения с больших географических площадей прибегают к расчетным методам. Испарение с поверхности суши рассчитывается, например, по осадкам, стоку и влагосодержанию почвы, т. е. по другим элементам водного баланса, с которыми связано испарение и которые легче определяются путем измерений.

Географическое распределение испаряемости и испарения

Говоря о количестве воды, испаряющемся 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.

Однако испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением с поверхности почвы. Для почвы с недостаточным увлажнением величина фактического испарения меньше, чем для водной поверхности при тех же условиях, т. е. меньше испаряемости; просто потому, что не хватает влаги, которая могла бы испаряться.

В полярных областях, при низких температурах мала испаряемость. На Шпицбергене она только 80 мм в год, в Англии около 400 мм, в Средней Европе около 450 мм. На Европейской территории России испаряемость растет с северо-запада на юго-восток вместе с ростом дефицита влажности. В Ленинграде она 320 мм в год, в Москве 420 мм. В Средней Азии с ее высокими летними температурами и большим дефицитом влажности испаряемость значительно выше: 1340 мм в Ташкенте.

В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и резко возрастает внутри материков, особенно в пустынях. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега - 3000 мм.

У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость относительно низка: 700-1000 мм.

Влажная почва, покрытая растительностью, может терять влаги больше, чем водная поверхность, так как к испарению в этом случае прибавляется транспирация.

Рассмотрим теперь географическое распределение фактического испарения.

Испарение с океанов (где оно совпадает с испаряемостью) значительно превышает испарение с суши. На большей части акватории мирового океана в средних и низких широтах оно от 600 до 2500 мм, а максимумы доходят до 3000 мм. В полярных водах при наличии льдов испарение сравнительно невелико. На суше годовые суммы испарения от 100-200 мм в полярных и пустынных районах до 800-1000 мм во влажных тропических и субтропических областях. Максимальные значения на суше - несколько больше 1000 мм.

Характеристики влажности

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. Это, во-первых, упругость (давление) водяного пара е - основная и наиболее употребительная характеристика влагосодержания. Во-вторых, это относительная влажность r, т. е. процентное отношение фактической упругости пара к упругости насыщения при данной температуре: Для разных целей применяются другие характеристики влажности. Во-первых, это точка росы, т. е. та температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух.

Вторая характеристика - дефицит влажности, т. е. разность между упругостью насыщения при данной температуре воздуха и фактической упругостью пара в воздухе: d = E - е. Иначе говоря, дефицит влажности характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах.

Измерение влажности воздуха

В приземных условиях влажность воздуха определяется всего удобнее психрометрическим методом, т. е. по показаниям двух термометров - с сухим и со смоченным резервуаром (сухого и смоченного). По разности температур сухого и смоченного термометров вычисляют упругость пара и относительную влажность воздуха.

Пара термометров - с сухим и со смоченным резервуаром - называется психрометром.

Применяют также волосной гигрометр, основанный на том, что обезжиренный волос изменяет свою длину при изменении относительной влажности. Это относительный прибор, который нужно градуировать по психрометру. Принцип волосного гигрометра применяется в самопишущих приборах (гигрографах и метеорографах). Для аэрологических наблюдений применяются также методы определения влажности воздуха по изменению натяжения гигроскопической органической пленки или по химическим реакциям.

Суточный и годовой ход упругости пара

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

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. Но в теплое время года в глубине материков упругость пара по большей части имеет двойной суточный ход.

Первый минимум наступает рано утром, вместе с минимумом температуры. Затем упругость пара быстро растет вместе с температурой до девяти утра. После этого упругость пара убывает часов до 15 часов, 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.

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.

Годовая амплитуда упругости пара тем больше, чем больше годовая амплитуда температуры. Следовательно, в континентальном климате она больше, чем в морском.

Суточный и годовой ход относительной влажности

Суточный ход относительной влажности зависит от суточного хода фактической упругости пара и от суточного хода упругости насыщения. Но последний находится в прямой зависимости от суточного хода температуры. 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.

Над морем средняя суточная амплитуда относительной влажности мала, поскольку мала там и суточная амплитуда температуры.

Над сушей суточная амплитуда больше, чем над морем, особенно летом. В Дублине, в ярко выраженном морском климате, зимой она 7%, летом 20%; в Hyкусе (Туркмения) зимой 25%, летом 45%. В ясные дни суточный ход относительной влажности выражен лучше, чем в облачные, как и суточный ход температуры.

В годовом ходе относительная влажность также меняется обратно температуре. Так, в Москве она в январе 85%, в июле 68%.

Географическое распределение влажности воздуха

Географическое распределение влагосодержания зависит: 1) от испарения в каждом данном районе; 2) от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие.

Влагосодержание наибольшее у экватора, где многолетняя средняя месячная упругость пара выше 20 мб, а в ряде мест доходит в экстремальные месяцы до 30 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.

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 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. Она достигает здесь таких же или почти таких же высоких значений, как и в экваториальной зоне.

Очень низкая относительная влажность (до 50% и ниже) наблюдается круглый год в субтропических и тропических пустынях.

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.

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. 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. 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.

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. 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.

abratsev.ru

§ 34. Вода в атмосфере

§ 34. Вода в атмосфере    

1. Вспомните, в каких трех состояниях может находиться вода?

2. Как происходит мировой круговорот воды?

Понятие о влажности воздуха. Определенная количество воды в виде прозрачной невидимой пара в воздухе есть всегда. Доказать, что в воздухе есть вода, довольно легко. Стоит лишь вспомнить морозильную камеру холодильника. Откуда в ней взялись снег и лед, ведь воду туда никто не наливал? Они образовались из воды "зашла" туда с воздухом. В атмосферу водяной пар поступает в результате испарения с поверхности океанов, рек, озер, почв и др. Содержание водяного пара в воздухе называется влажностью воздуха.

Но при испарении воздух не может содержать водяной пар безгранично. Этот предел зависит от его температуры. С рис.  видно, что чем выше температура, тем больше пара в может содержащегося в 1 м3 воздуха. Например, 1 м3 воздуха при 200 С  может содержать любое количество пара, но не более 17 г воды. Если воздух вобрало максимально возможную по данной температуры количество пара, его называют насыщенным. Чаще воздуха бывает ненасыщенным, Т.е. оно содержит водяной пары меньше, чем могло бы. Например, над степями и пустынями воздух всегда сухой, ненасыщенные, поскольку испарение там небольшое.

Рис. Зависимость количества водяного пара в насыщенном воздухе от его температуры

Абсолютная и относительная влажность воздуха. Абсолютная влажность - Это количество водяного пара (в граммах), что содержащегося в 1 м3 воздуха. Например, если говорят: абсолютная влажность воздуха равна 15 г / м3, Это означает, что в 1 м3 воздуха содержится 15 г пара. Самая маленькая в мире абсолютная влажность воздуха в Антарктиде - Сотые доли г / м3, Крупнейшая на экваторе - 23 г / м3. Наименьшая в Украине в январе - около 3 г / м3.

Для ненасыщенного воздуха указывают относительную влажность. Это отношение (в процентах) количества водяного пара, содержащегося в воздухе, в той ее количестве, может содержаться в воздухе при данной температуре. Так, если в воздухе содержится 3 г / м3 пары, а при данной температуре наиболее возможен ее содержание составляет 5 г / м3, То относительная влажность воздуха будет 3: 5 х 100% = 60%. Это означает, что воздух содержит только 60% той количества водяного пара, которую оно могло бы вместить в данной температуры.

Относительная влажность воздуха всегда высокая (85%) в экваториальных широтах. Это потому, что там круглый год высокая температура и большое испарения с поверхности. Так же высокая относительная влажность воздуха и в полярных районах, но уже за низких температур (для насыщения холодного воздуха не требуется много влаги). В умеренных широтах относительная влажность зимой выше, чем летом. Например, в Украине зимой она превышает 80%, а летом уменьшается до 60-70%. Особенно низкая относительная влажность в пустынях - 50% и ниже. Воздух, имеет влажность 30%, считается очень сухим.

Для измерения относительной влажности используют прибор гигрометр.

Образование облаков. Как известно, с высотой температура воздуха снижается. Испаряясь, вода переходит в воздух. Теплый воздух поднимается вверх и достигает такого уровня, где оно охлаждается и относительная влажность его становится 100%, т.е. воздух стал насыщенным.

При дальнейшем понижении температуры насыщен воздух уже не может удержать в себе прежнее количество водяного пара. Определенная ее часть окажется лишней. Тогда происходит переход "избыточной" водяного пара в жидкое состояние - конденсация. Иногда водяной пар может перейти и в твердое состояние - превратиться в кристаллики льда. Следовательно, при охлаждении насыщенного водяным паром воздух выделяются капельки воды. При их скоплении на значительной высоте над землей образуются облака. Каждая капля в облаках в миллион раз меньше горошины. Именно поэтому их падение на землю очень медленное. Эти мини-капельки, подобно пушинка, зависают в воздухе.

Виды облаков. Облака различаются по внешнему виду и по высотой, на которой образуются. По внешнему виду метеорологи различают десятки разных видов облаков. Основными из них являются перистые, кучевые, слоистые.

Перистые облака высокие. Они образуются на высоте 6-10 км и состоят из очень мелких кристалликов льда, поскольку на таких высотах температура воздуха ниже нуля. Это тонкие прозрачные облака. Иногда они напоминают белые вытянутые нити, перья или лучи.

Кучевые облака появляются на высотах 2-5 км. Они имеют вид огромных ослепительно белых куполов, башен, гор. Если кучевые облака темнеют, значит капли воды в них сливаясь, становятся крупнее. Тогда кучевые облака превращаются в кучево-дождевые, которые приносят ливни с грозами.

Слоистые облака образуются низко - на высоте до 2 км. Они похожи на серый туман, поднявшийся над поверхностью земли. Слоистые облака покрывают небо плотной завесой. Из них может выпадать очень мелкий дождь (туман) или слабый снег.

Степень покрытия неба облаками называют облачностью. Она определяется "на глаз". Когда облаками закрыто все небо, облачность равен 10 баллам, если полнеба - 5 баллам, когда небо ясное - 0 баллов. Средняя годовая облачность для всей планеты равна 5 баллов. Наибольшая облачность наблюдается в экваториальных и умеренных широтах, где преобладают восходящие движения воздуха. Облака переносят влагу и тепло снизу вверх и от экватора к полюсов, регулируя температуру воздуха на Земле.

ТУман. Конденсация водяного пара может происходить не только на разной высоте, а и у земной поверхности. Тогда образуется туман- Скопление большого количества чрезвычайно мелких, взвешенных в воздухе, капелек. Сильные туманы ухудшают видимость, поэтому опасные для движения транспорта.

Вопросы и задания

1. Сколько литров воды может уместиться в воздухе классной комнаты объемом в 200 м3, Если его температура равна 200С?

2. Можно назвать воздуха насыщенным, если при температуре воздуха 100 С в нем содержится 5 г воды; 9 г воды? Или может 1 м3 воздуха при такой температуре содержать 15 г водяного пара?

3. Что называется абсолютной и относительной влажностью?

4. Почему говорят, что облака рождаются и заканчивают свое "жизни" на земле?

5. Над пустыней в 1 м3 воздуха при температуре 30 0С содержится 16 г воды, а над тундрой в 1 м3воздуха при температуре 10 0С содержится 7 г воды. Где выше относительная влажность воздух?

ukrmap.su

Вода в атмосфере | Рефераты KM.RU

Реферат по дисциплине «Учение об атмосфере» выполнила: студентка группы ЭПб-081 Чинякова А.О.

Проверила: к.г.н., доцент Рябинина Н.О.

ГОУ ВПО «Волгоградский государственный университет»

Волгоград 2010

В атмосфере вода находится в трех агрегатных состояниях - газообразном (водяной пар), жидком (капли дождя) и твердом (кристаллики снега и льда). Содержание воды в атмосфере сравнительно невелико - около 0, 001% всей ее массы на нашей планете. Тем не менее, это совершенно незаменимое звено природного круговорота воды.

Основным источником атмосферной влаги являются поверхностные водоемы и увлажненная почва; кроме того, влага поступает в атмосферу в результате испарения воды растениями, а также дыхательных процессов живых существ. Расчеты показывают, что если бы весь объем водяного пара в атмосфере сконденсировался и был равномерно распределен по поверхности земного шара, то он образовал бы слой воды высотой всего лишь в 25 мм. Дождей выпадает значительно больше в результате быстрого круговорота общего запаса атмосферной влаги.

Эту статистическую классификацию Л. Амберже дополнил классификацией биогеографической.

1. Климаты пустыни, с нерегулярным выпадением осадков: экваториальные климаты (побережье Перу), тропические (юго-западная Африка, южная Аравия), с заметно выраженными сезонами осадков (Сахара, северная Калифорния, восточный Туркестан).

2. Климаты внепустынных областей: внутритропические с наличием или отсутствием сухого сезона, внетропические континентальные и средиземноморские (с многочисленными вариантами), субполярные и полярные.

Большую трудность представляет определение индекса аридности, или сухости, над которым работал ряд авторов, в том числе Э. де Мартонн, Торнтуэйт, Баньюл и Госсен, Амберже.

Облака и водяные пары поглощают и отражают избыток солнечной радиации, а также регулируют ее поступление на Землю. Одновременно они задерживают встречное тепловое излучение, идущее от поверхности Земли в межпланетное пространство. Содержание воды в атмосфере определяет погоду и климат местности. От него зависит, какая установится температура, образуются ли облака над данной территорией, пойдёт ли из облаков дождь, выпадет ли роса. Охлаждаясь, он конденсируется, образуются облака, и при этом выделяется огромное количество энергии, которую водяной пар возвращает атмосфере. Именно эта энергия заставляет дуть ветры, переносит сотни миллиардов тонн воды в облаках и увлажняет дождями поверхность Земли. Полное обновление состава воды в атмосфере происходит за 9...10 дней.

Испарение состоит в том, что молекулы воды, отрываясь от водной поверхности или влажной почвы, переходят в воздух и превращаются в молекулы водяного пара. В воздухе они двигаются самостоятельно и переносятся ветром, а их место занимают новые испарившиеся молекулы. Одновременно с испарением с поверхности почвы и водоёмов происходит и обратный процесс - молекулы воды из воздуха переходят в воду или почву. Таким образом, атмосферная влага является самым активным звеном круговорота воды в природе.

Источником энергии круговорота воды является солнечная радиация. Средняя годовая энергия равняется примерно 0, 1—0, 2 квт/м2, что соответствует 0, 73—1, 4 миллиона калорий на квадратный метр. Такое количество тепла может испарить слой воды толщиной от 1, 3 до 2, 6 м. Эти цифры включают все фазы круговорота: испарение, конденсацию в виде облаков, осадки и все формы воздействия на жизнь животных и растений.

Основное количество водяного пара сосредоточено в нижних слоях воздушной оболочки - в тропосфере, на высоте до нескольких тысяч метров, и почти вся масса облаков находится там. В стратосфере (на высоте около 25 км над Землей) облака появляются реже. Их называют перламутровыми. Еще выше, в слоях мезопаузы, на расстоянии 50...80 км от Земли, изредка наблюдаются серебристые облака. Известно, что они состоят из кристалликов льда и возникают при снижении температуры в мезопаузе до - 80 oC. Их образование связывают с интересным явлением - пульсацией атмосферы под действием приливных гравитационных волн, вызываемых Луной.

При кажущейся легкости и воздушности облака содержат значительное количество воды. Воздух, в котором количество испаряющихся молекул водяного пара равно количеству возвратившихся молекул, называется насыщенным, а сам процесс — насыщением. Водность облаков, то есть водосодержание воды в 1 м3, колеблется от 10 до 0, 1 г и менее. Чем больше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нём содержаться. Так, в 1м3 воздуха при температуре +20 °С может содержаться 17 г водяного пара, а при температуре - 20 °С только 1 г водяного пара. Поскольку объемы облаков очень велики (десятки кубических километров), то даже одно облако может содержать в виде капель или кристалликов льда сотни тонн воды. Эти гигантские водные массы непрерывно переносятся воздушными потоками над поверхностью Земли, вызывая на ней перераспределение воды и тепла. Поскольку вода обладает исключительно высокой удельной теплоемкостью, испарение ее с поверхности водоемов, из почвы, транспирация растений поглощают до 70% энергии, получаемой Землей от Солнца. Количество теплоты, затраченное на испарение (скрытая теплота парообразования), поступает вместе с водяным паром в атмосферу и выделяется там при его конденсации и формировании облаков. В результате заметно снижается температура водных поверхностей и прилегающего к ним слоя воздуха, поэтому вблизи водоемов в теплое время года намного прохладнее, чем в континентальных районах, которые получают такое же количество солнечной энергии.

Масса облаков и водяные пары, содержащиеся в атмосфере, существенно воздействуют и на радиационный режим планеты: с их помощью происходят поглощение и отражение избытка солнечной радиации, и тем самым в известной степени регулируется ее поступление на Землю. Одновременно облака экранируют встречные тепловые потоки, идущие с поверхности Земли, снижая теплопотери в межпланетное пространство. Из всего этого слагается погодообразующая функция атмосферной влаги.

Атмосферные осадки вместе с температурой являются основными климатическими элементами, от которых зависит животный и растительный мир, а также и экономика обитаемых зон земного шара. В течение года осадки выпадают крайне неравномерно. В экваториальных районах наибольшее количество их выпадает дважды в году – после осеннего и весеннего равноденствия, в тропиках и муссонных областях – летом (при почти полном бездождье зимой), в субтропиках - зимой. В умеренных континентальных зонах максимум осадков приходится на лето. Значение осадков настолько велико, что некоторые авторы используют для характеристики климата только этот единственный элемент: климат пустынь характеризуется осадками менее 12 см в год, сухой климат — осадками от 12 до 25 см, полусухой — от 25 до 50 см, умеренно-влажный— от 50 до 100 см, влажный — от 100 до 200 см и очень влажный — более 200 см.

Распределение осадков по поверхности земного шара в основных чертах таково: очень обильные осадки (от 1, 5 до 3 м в год) выпадают между 0 и 20° широты, где имеется один сезон дождей и один сухой сезон; почти полное отсутствие осадков наблюдается в зоне пустынь; осадки от 400 до 800 мм выпадают между 30° и 40° широты; незначительны осадки в высоких широтах (70°).

Атмосферная влага, кроме переноса воды и тепла, осуществляет и другие, не менее важные функции, сущность и значение которых начали изучать совсем недавно. Оказывается, содержащаяся в атмосфере вода активно участвует и в переносе масс твердых веществ. Ветер поднимает в воздух частицы почвы, срывает пену с морских волн, уносит мельчайшие капельки соленой воды. Помимо этого, соли могут попадать в воздух и в молекулярно-дисперсном виде, благодаря так называемому физическому испарению их с поверхности океана. Поэтому океан можно считать главным поставщиком хлора, бора и йода для атмосферы, дождевых и речных вод.

Таким образом, дождевая влага, находясь в облаке, уже содержит некоторое количество солей. В ходе мощных циркуляционных процессов, осуществляющихся в облачных массах, вода и частицы солей, почвы, пыли, взаимодействуя, образуют растворы разнообразнейшего состава. По утверждению академика В.И. Вернадского, среднее солесодержание облака составляет около 34 мг/л.

В дождевых каплях находят десятки химических элементов и различные органические соединения. Покидая облако, каждая капля содержит в среднем 9, 3*10-12 мг солей. На пути к Земле, соприкасаясь с атмосферным воздухом, она вбирает в себя новые порции солей и пыли. Обычная дождевая капля весом 50 мг при падении с высоты 1 км "промывает" 16 л воздуха, а 1 л дождевой воды захватывает с собой примеси, содержавшиеся в 300 тыс. л воздуха. В итоге с каждым литром дождевой воды на Землю поступает до 100 мг примесей. Из общего количества растворенных веществ, уносимых реками с материков в океан, почти половина возвращается обратно с атмосферными осадками. При этом на каждый квадратный километр земной поверхности приходится до 700 кг одних лишь азотистых соединений (в пересчете на чистый азот), а это уже ощутимая подкормка для растений.

Особенно много солей содержат осадки приморских районов. Например, в Англии было зафиксировано выпадение дождя с концентрацией хлора до 200 мг/л, а в Голландии - до 300 мг/л.

Интересно отметить, что функцию дождя как переносчика минеральных соединений и питательных веществ нельзя свести к простому подсчету: столько-то привнесенных удобрений - такое-то увеличение урожая. В.Е. Кабаев много лет прослеживал прямую связь между размером урожая хлопка и количеством воды в осадках. В 1970 году он пришел к интересному выводу: стимулирующее воздействие дождя на посевы вызвано, очевидно, присутствием в нем пероксида водорода. Достаточно обычного содержания h3O2 в осадках (7...8 мг/л), чтобы атмосферный азот связывался в соединения, обогащающие питание растений, улучшалась подвижность элементов в почве (прежде всего фосфора), активизировался процесс фотосинтеза. Установив эту функцию дождя, ученый считает возможным искусственно доставлять растениям пероксид водорода, добавляя его в воду при опрыскивании.

Влажность воздуха характеризуется несколькими показателями:

Абсолютная влажность воздуха — количество водяного пара, содержащегося в воздухе, выраженное в граммах на кубический метр, иногда ещё называется упругостью или плотностью водяного пара. При температуре 0 °С абсолютная влажность насыщенного воздуха — 4, 9 г/м3. В экваториальных широтах абсолютная влажность воздуха составляет около 30 г/м3, а в приполярных областях - 0, 1 г/м3.

Процентное отношение количества водяного пара, содержащегося в воздухе, к количеству водяного пара, которое может содержаться в воздухе при данной температуре, называется - относительной влажностью воздуха. Она показывает степень насыщения воздуха водяным паром. Если, например, относительная влажность равна 50%, это значит, что воздух содержит только половину водяного пара из того количества, которое он мог бы вместить при данной температуре. В экваториальных широтах и в полярных районах относительная влажность воздуха всегда высока. На экваторе при большой облачности температура воздуха не слишком высока, а содержание влаги в нём значительно. В высоких широтах влагосодержание воздуха низкое, но и температура не большая, особенно зимой. Очень низкая относительная влажность воздуха характерна для тропических пустынь — 50% и ниже.

При малейшем понижении температуры насыщенный водяным паром воздух уже не способен больше вместить влагу и из него выпадают атмосферные осадки, например, образуется туман или выпадает роса. Водяной пар при этом конденсируется — переходит из газообразного состояния в жидкое.

Туман — форма конденсации паров воды в виде микроскопических капель или ледяных кристаллов, которые, собираясь в приземном слое атмосферы (иногда до нескольких сотен метров), делают воздух менее прозрачным. Образование туманов начинается с конденсации или сублимации водяного пара на ядрах конденсации — жидких или твёрдых частицах, взвешенных в атмосфере.

Туманы из водных капель наблюдаются главным образом при температурах воздуха выше −20 °C, но может встречаться даже и при температурах ниже −40 °C. При температуре ниже −20 °C преобладают ледяные туманы.

Туманы в населённых пунктах бывают чаще, чем вдали от них. Этому способствует повышенное содержание гидроскопических ядер конденсации (например, продуктов сгорания) в городском воздухе. Самое большое количество туманных дней на уровне моря — в среднем более 120 в году — наблюдается на канадском острове Ньюфаундленд в Атлантическом океане.

По способу возникновения туманы делятся на два вида:

Туманы охлаждения — образуются из-за конденсации водяного пара при охлаждении воздуха ниже точки росы.

Туманы испарения — являются испарениями с более тёплой испаряющей поверхности в холодный воздух над водоёмами и влажными участками суши.

Кроме того туманы различаются по синоптическим условиям образования:

Фронтальные — образующиеся вблизи атмосферных фронтов и перемещающиеся вместе с ними. Насыщение воздуха водяным паром происходит вследствие испарения осадков, выпадающих в зоне фронта. Некоторую роль в усилении туманов перед фронтами играет наблюдающееся здесь падение атмосферного давления, которое создаёт небольшое адиабатическое понижение температуры воздуха.

Внутримассовые — преобладают в природе, как правило они являются туманами охлаждения, формируются в однородных воздушных массах. Их принято разделять на несколько типов:

Радиационные туманы — туманы, которые появляются в результате радиационного охлаждения земной поверхности и массы влажного приземного воздуха до точки росы. Обычно радиационный туман возникает ночью в условиях антициклона при безоблачной погоде и лёгком бризе. Часто радиационный туман возникает в условиях температурной инверсии, препятствующей подъёму воздушной массы. После восхода солнца радиационные туманы обычно быстро рассеиваются. Однако в холодное время года в устойчивых антициклонах они могут сохраняться и днём, иногда много суток подряд. В промышленных районах может возникнуть крайняя форма радиационного тумана — смог.

Адвективные туманы — образуются вследствие охлаждения тёплого влажного воздуха при его движении над более холодной поверхностью суши или воды. Их интенсивность зависит от разности температур между воздухом и подстилающей поверхностью и от влагосодержания воздуха. Эти туманы могут развиваться как над морем, так и над сушей и охватывать огромные пространства, в отдельных случаях до сотен тысяч км². Адвективные туманы обычно бывают при пасмурной погоде и чаще всего в тёплых секторах циклонов. Адвективные туманы более устойчивы, чем радиационные, и часто не рассеиваются днём.

Морской туман — адвективный туман, возникший над морем в ходе переноса холодного воздуха на тёплую воду. Этот туман является туманом испарения. Туманы такого типа часты, например, в Арктике, когда воздух попадает с ледового покрова на открытую поверхность моря.

Дымка — очень слабый туман. При дымке дальность видимости составляет несколько километров. В практике метеорологического прогнозирования считается: дымка — видимость более/равна 1000 м, но менее 10 км, а туман — видимость менее 1000 м. Сильным туман считается при видимости менее или равной 500 м.

К туманам также относятся так называемые сухие туманы (помоха, мгла), в этих туманах частицами является не вода, а дым, копоть, пыль и так далее. Наиболее частой причиной сухих туманов является дым лесных, торфяных или степных пожаров, или степная лессовая или песчаная пыль, поднимаемые и переносимые ветром иногда на значительные расстояния, а также выбросы промышленных предприятий.

Не редка и переходная ступень между сухими и влажными туманами — такие туманы состоят из водяных частиц вместе с достаточно большими массами пыли, дыма и копоти. Это — так называемые грязные, городские туманы, являющиеся следствием присутствия в воздухе больших городов массы твердых частиц, выбрасываемых при топке дымовыми, а еще в большей степени — фабричными трубами.

Показатель водность тумана используется для характеризации туманов, он обозначает общую массу водяных капелек в единице объёма тумана. Водность туманов обычно не превышает 0, 05—0, 1 г/м³, но в отдельных плотных туманах может достигать 1—1, 5 г/м³. Кроме водности на прозрачность тумана влияет размер частиц его образующих. Радиус капель тумана обычно колеблется от 1 до 60 мкм. Большинство же капель имеет радиус 5—15 мкм при положительной температуре воздуха и 2-5 мкм при отрицательной температуре.

Роса́ — вид атмосферных осадков, образующихся на поверхности земли, растениях, предметах, крышах зданий, автомобилях и других предметах.

Из-за охлаждения воздуха водяной пар конденсируется на объектах вблизи земли и превращается в капли воды. Это происходит обычно ночью. В пустынных регионах роса является важным источником влаги для растительности. Достаточно сильное охлаждение нижних слоёв воздуха происходит, когда после заката солнца поверхность земли быстро охлаждается посредством теплового излучения. Благоприятными условиями для этого являются чистое небо и покрытие поверхности, легко отдающее тепло, например травяное. Особенно сильное образование росы происходит в тропических регионах, где воздух в приземном слое содержит много водяного пара и благодаря интенсивному ночному тепловому излучению земли существенно охлаждается. При отрицательных температурах образуется иней.

Температура, при которой находящийся в воздухе водяной пар насытит его и начнётся конденсация, называется точка росы.

Список литературы

Для подготовки данной работы были использованы материалы с сайта http://referat.ru

Дата добавления: 04.05.2010

www.km.ru

Смотрите также

• 
  Вода картины
• 
  Стена воды
• 
  Спрей вода
• 
  Перерасчет воды
• 
  Территория воды
• 
  Сок вода
• 
  Дождевые воды
• 
  Контроль воды
• 
  Воды красные
• 
  Сиде вода
• 
  Воды кипения