 |
|
Общая характеристика влагооборота.
Влагооборот является одним из трёх основных циклов определяющих формирование климата. Влагооборот включает в себя обмен водой (в ее различных фазовых состояниях) между гидросферой, атмосферой, верхними слоями литосферы и живыми организмами. Он состоит из испарения воды с земной поверхности, её конденсации в атмосфере, выпадения осадков и стока.
Вода в газообразном состоянии - водяной пар, являясь важной составной частью атмосферного воздуха, в атмосферу попадает за счет испарения с поверхности океанов и других водоёмов, влажной почвы и вследствие транспирации воды растениями. Поступление воды с поверхности водоемов и почвы называют физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением. Процесс испарения поддерживается затратой тепла и наличием влаги и состоит в том, что отдельные молекулы воды отрываются от водяной поверхности или влажной почвы и переходят в воздух как молекулы водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения. Это происходит в результате молекулярной диффузии, общего переноса и турбулентной диффузии. Одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду и почву. Если достигается состояние подвижного равновесия, когда возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности, то испарение прекращается. Такое состояние называют насыщением, водяной пар в этом состоянии — насыщающим, а воздух, содержащий насыщающий пар — насыщенным.
При существующих в атмосфере условиях водяной пар может испытывать и обратное преобразование: он конденсируется, сгущается, вследствие чего возникают облака и туманы. В процессе конденсации в атмосфере освобождается большое количество скрытого тепла. Из облаков при определённых условиях выпадают осадки. Возвращаясь на земную поверхность, осадки тем самым уравновешивают испарение в целом для всего земного шара.
Первые исследования влагоооборота, проведенные в начале века, предполагали, что в каждой области суши на образование осадков расходуется количество приносимого извне водяного пара, не превышающее разности осадков и испарения. Так как общее количество осадков на суше больше этой разности, то считалось, что существует многократный внутренний влагооборот, т.е. водяной пар, привнесенный извне в определенный район суши, несколько раз выпадает в этом районе в виде осадков и лишь потом уносится дальше атмосферной циркуляцией. Из этого следовало, что даже небольшие изменения испарения с поверхности суши могли привести к значительному изменению сумм осадков. Исследования русских климатологов (Будыко М.И., Дроздов О.А.) показали, что главным источником увлажнения даже таких крупных массивов суши как Азия, является влага океанов (адвективные осадки). Небольшой вклад местного испарения с поверхности континентов в сумму выпадающих осадков связан с большими масштабами переноса океанической влаги, особенно для территорий с площадью менее 1 млн. км2. Установлено, что с поверхности океанов в атмосферу за год поступает количество влаги, равное слою воды в 100 см.
Это среднее количество испаряющейся влаги существенно меняется в зависимости от широты и времени года. По данным А. Кесслера средние широтные значения испарения по сезонам приведены в таблице 4.1.
Таблица 4.1
Средние широтные сезонные величины испарения с поверхности океанов.
| Широта, град. | Декабрь-февраль | Март-май | Июнь-август | Сентябрь-ноябрь | Год |
| 10 ю | |||||
Как видно из приведенных данных резко выраженные максимумы испарения географически совпадают с субтропическими зонами повышенного давления в обоих полушариях. От субтропиков величины испарения уменьшаются сравнительно мало к экватору и в значительной степени к полярным кругам.
Вне тропиков годовые суммы испарения воды с поверхности океанов складываются в основном из величин осеннего и зимнего периодов. Испарение зависит от скорости ветра и дефицита влажности воздуха непосредственно у поверхности океанов. Эти величины достигают наибольших значений в холодную часть года соответствующего полушария. Поэтому на это время года приходится максимум испарения. В теплую часть года испарение затруднено тем, что температура воздуха либо близка к температуре воды, либо выше ее, вследствие чего дефицит влажности воздуха не достигает больших значений. Обращает внимание тот факт, что, несмотря на океаничность южного полушария, там испаряется столько же воды, сколько в северном полушарии. Очевидно, это связано с отсутствием в южном полушарии мощных теплых океанических течений, ибо при прочих равных условиях испарение сильно зависит от температуры испаряющей поверхности. Этим можно объяснить и слабее выраженные сезонные изменения средних широтных величин испарения.
Для оценки соотношения местных и внешних осадков предложен коэффициент влагоооборота – отношение общего количества осадков к адвектиным осадкам. Это соотношение для отдельных континентов приведено в таблице 4.2.
Таблица 4.2
Атмосферный влагооборот над континентами
| Континент | Осадки (км2/год) | Адвективные осадки (км2/год) | Местные осадки (км2/год) | Коэффициент влагооборота |
| Европа | 1,42 | |||
| Азия | 1,81 | |||
| Африка | 1,42 | |||
| Сев. Америка | 1,65 | |||
| Юж. Америка | 1,68 | |||
| Австралия | 1,14 |
Влияние местного испарения на общее количество осадков в отдельных регионах континентов может существенно отличаться от приведенных средних значений и определяться значениями относительной влажности. Определено, что максимальный рост местных осадков будет происходить при относительной влажности в интервале 50-55%, при высокой влажности ее изменения мало влияют на количество осадков.
Количество выпадающих осадков и его распределение по сезонам влияют на растительный покров и земледелие. От распределения и колебания количества осадков зависят также условия стока, режим рек, уровень озёр и другие гидрологические явления. От большей или меньшей высоты снежного покрова зависят промерзание почв и режим вечной мерзлоты.
Характеристики влагосодержания. Содержание водяного пара в воздухе называют влажностью воздуха. Процентное содержание водяного пара во влажном воздухе у земной поверхности составляет в среднем от 0,2% в полярных широтах до 2,5% у экватора, а в отдельных случаях и до 4%.
Масса водяного пара в 1 м3, выраженная в граммах на кубический метр называется абсолютной влажностью.
a=217e/T г/м3,
где а - абсолютная влажность, е - парциальное давление водяного пара, Т-температура воздуха в абсолютной шкале.
Водяной пар, как всякий газ, обладает давлением. Давление водяного пара (е) (парциальное или фактическое давление водяного пара) пропорционально его плотности (содержанию в единице объёма) и его абсолютной температуре. Оно выражается в тех же единицах, что и давление воздуха, то есть в гектопаскалях (или миллибарах). Давление водяного пара у земной поверхности меняется от сотых долей гектопаскаля (при очень низких температурах зимой в Антарктиде и Якутии) до 35 - 40 гПа у экватора. Чем теплее воздух, тем больше водяного пара он может содержать и тем больше в нем будет давление водяного пара.
Давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщения (Е). Это максимальное давление водяного пара, возможное при данной температуре. Давление насыщения зависит от температуры. При более высокой температуре для насыщения воздуха необходимо большее количество водяного пара, чем при более низкой. При повышении температуры на каждые 10° давление насыщения и пропорциональное ему содержание водяного пара в воздухе возрастает почти вдвое.
Для процессов образования осадков очень важным является разница в давлении насыщения над кристаллами льда и каплями воды. При отрицательных температурах давление насыщенного пара по отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отношению к переохлаждённым капелькам, что объясняется различием сил сцепления между молекулами льда и молекулами воды. Так, при температуре -10° над переохлаждённой водой давление 2.85гПа, а надо льдом 2.60гПа, при температуре -20° — соответственно 1.27 и 1.03гПа. Если, например, при температуре -10° фактическое давление водяного пара 2.7гПа, то для переохлаждённых капелек такой воздух будет ненасыщенным, и капельки в нём должны испаряться. Для кристалликов воздух будет уже перенасыщенным, и они будут расти. Такие условия создаются в облаках, и именно они способствуют формированию осадков. Если в воде растворены соли, то давление насыщения для такого раствора меньше, чем для пресной воды, и тем меньше, чем больше концентрация солей. Поэтому над морской водой насыщение устанавливается при давлении меньшем, чем над пресной водой примерно на 2%. Давление насыщения понижается, следовательно, и для капелек, содержащих растворенные морские соли, которые часто являются ядрами конденсации.
Отношение давления водяного пара, находящегося в воздухе к давлению насыщения при той же температуре, выраженное в процентах называется относительной влажностью (f).
¦=e/E·100%
Относительная влажность воздуха может принимать все значения от нуля (крайне сухой воздух - ситуация практически невозможная на поверхности Земли) до 100% - в состоянии насыщения, когда е=Е.
Разность между давлением насыщения Е при данной температуре и фактическим давлением е пара в воздухе называется дефицитом насыщения:
Д=Е - е
Дефицит насыщения характеризует, сколько водяного пара недостаёт для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в гектопаскалях или миллибарах.
Величина испарения в значительной степени зависит от термических характеристик испаряющей поверхности, т.е. от разности между давлением насыщенного пара непосредственно у поверхности воды или суши (Е1) и фактическим давлением водяного пара в воздухе на некотором удалении от поверхности (е). Если Е1 - е > 0, то происходит перенос пара от поверхности воды в воздух - испарение; если Е1- е < 0, то, наоборот, преобладает поступление пара из воздуха на поверхность водоема или суши - конденсация или сублимация пара. При Е1 - е = 0 наблюдается динамическое равновесие потоков к поверхности водоема и от нее.
Величину d1 = Е1 -е называют дефицитом насыщения, рассчитанным по температуре испаряющей поверхности. Скорость испарения зависит от дефицита насыщения, рассчитанного по температуре испаряющей поверхности, от атмосферного давления и скорости ветра. Зависимость скорости испарения от атмосферного давления проявляется в основном в горах, где колебания давления могут быть значительными. Ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и тем самым поддерживают необходимый дефицит насыщения. Скорость испарения (V) выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени (например, за сутки) с данной поверхности. В общем виде скорость испарения определяется следующим образом:
V= k 
f (v1),
где k – коэффициент пропорциональности, f (v1) - функция скорости ветра-
Измерение испарения является трудной задачей, поэтому в большинстве случаев для его определения, особенно если речь идет о больших площадях, используют расчетные методы. Испарение рассчитывают по осадкам, стоку, и влагосодержанию почвы, т.е. по другим элементам влагооборота, которые связаны с испарением и которые легче поддаются учету.
Говоря о количестве воды, испаряющейся 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. Испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением, в ряде районов (аридных и семиаридных) может не хватать влаги, которая могла бы испариться.
Величина испаряемости зависит от температурных условий. В холодных районах она небольшая, в жарких - значительная. Например, на Шпицбергене она составляет 80 мм, в Средней Европе — 450 мм, в Средней Азии до 1800 мм. В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и сильно возрастает внутри материков. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость составляет 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега – свыше 3000мм. На экваторе испаряемость относительно низкая – 700-1000мм.
Влажная почва, покрытая растительностью, при прочих равных условиях, может терять влаги больше, чем водная поверхность, где испарение равно испаряемости. В первом случае к испарению прибавляется транспирация.
Температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух при неизменном давлении называется точкой росы. Так, если при температуре воздуха +27° давление пара в нём 23.64 гПа, то такой воздух не является насыщенным. Для того, чтобы он стал насыщенным, нужно понизить его температуру до +20°. Эта температура и является в данном случае точкой росы. При насыщении точка росы равна фактической температуре.
Измерения влажности воздуха производится с помощью психрометра и гигрографа. Психрометр представляет собой пару термометров с сухим и смоченным резервуарами. Испарение воды с поверхности смоченного термометра понижает его температуру по сравнению с температурой сухого термометра. При этом понижение тем больше, чем больше испарение, т.е. чем больше дефицит влажности. По разности температур сухого и смоченного термометров вычисляют давление водяного пара и относительную влажность воздуха. Применение волосяного гигрометра основано на свойстве обезжиренного волоса изменять свою длину при изменении относительной влажности. Это относительный прибор, который нужно градуировать по психрометру. Принцип волосяного гигрометра применяется в самопишущих приборах (гигрографах и метеорографах).
4.2.Географическое распределение характеристик влажности воздуха.
Географическое распределение влагосодержания (давления, водяного пара, абсолютной и относительной влажности) зависит:
· от испарения в каждом данном районе,
· от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие,
· от распределения температуры воздуха на поверхности.
Наибольшее влагосодержание наблюдается у экватора, где многолетнее среднее месячное давление водяного пара выше 20 гПа, достигая в ряде мест экстремальных значений – до 35 гПа. Максимальным влагосодержанием на суши обладают области экваториальных лесов, где к испарению прибавляется транспирация. Влажность, как и температура, убывает с широтой. Она также ниже над материками, выше над океанами. Над внутренними холодными районами Центральной и Восточной Азии, где зимой температуры особенно низки, возникают области особенно низкого давления водяного пара - меньше 0,1 гПа. Еще более низкие значения наблюдаются во внутренних районах Антарктиды. Наиболее отчетливо связь влагосодержания с температурой проявляется зимой. Летом, над сухими внутренними районами суши температуры могут быть значительными, а содержание водяного пара очень мало. Над океанами зональность характеристик влагосодержания отчетливо проявляется во все сезоны года.
Абсолютная влажность воздуха соответствует ходу температуры – она увеличивается от полюсов к экватору составляя на 70-600 3 г/м3 и до 19 г/м3 на экваторе. Зимние значения абсолютной влажности во всех широтах меньше летних. В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности составляет 11 г/м3 , что составляет около 1% от общей плотности воздуха у земной поверхности.
Относительная влажность особенно высока в экваториальной зоне, здесь она составляет в среднем годовом до 85% и более. Относительная влажность всегда высока и в Северном Ледовитом океане, на севере Атлантического и Тихого океанов. Она достигает здесь таких же значений, как и на экваторе. Причина высокой относительной влажности в этих районах заключается в том, что здесь, при малом влагосодержании и низком давлении водяного пара очень низки значения давления насыщения (температура очень низкая). Высокие значения относительной влажности отмечаются зимой в Сибири и над Европой (до 75 - 80%). Летом к районам с особенно высокой относительной влажностью присоединяется Индия, где в это время господствует океанический юго-западный муссон.
Очень низкая относительная влажность (до 50% и ниже) наблюдается круглый год в субтропических пустынях: Сахаре, Аравии, в пустынях Южной Америки, Австралии, где при высоких температурах воздух содержит мало влаги.В зимние месяцы к областям с низкой влажностью присоединяются также внутренняя Индия и Тибетское нагорье, а летом – внетропические пустыни Колорадо, Средней Азии и Ирана.
В распределении испаряемости отчетливо прослеживаются зональные черты, оно повторяет распределение температуры. Так испаряемость мала в приполярных широтах, например, на Шпицбергене она составляет 80 мм, в Средней Европе — 450 мм, в Средней Азии до 1800 мм. В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и сильно возрастает внутри материков. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость составляет 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега – свыше 3000мм. В наиболее засушливых районах Аравии и пустынь Колорадо она выше 3000 мм. У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость относительно невелика 700-1000 мм. В береговых пустынях Перу, Чили и Южной Африки годовая испаряемость также не более 600-800 мм.