ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 4667
Скачиваний: 7
увеличивается.
Испарение показывает фактическое количество испаряющейся воды в отличие от испаряемости –
максимально возможного испарения, не ограниченного запасами влаги. Поэтому над океанами
испарение практически равно испаряемости. Интенсивностью или скоростью испарения называется
количество воды в граммах, испаряющееся с 1 см
2
поверхности в секунду (V = г/см
2
в с). Измерение
и вычисление испарения – трудная задача. Поэтому на практике испарение учитывают косвенным
способом – по величине слоя воды (в мм), испарившейся за более длительные промежутки времени
(сутки месяц). Слой воды в 1 мм с площади 1 м равен массе воды 1 кг. Интенсивность испарения с
водной поверхности зависит от ряда факторов: 1) от температуры испаряющей поверхности: чем она
выше, тем больше скорость движения молекул и большее их число отрывается от поверхности и
попадает в воздух; 2) от ветра: чем больше его скорость, тем интенсивнее испарение, так как ветер
относит насыщенный влагой воздух и приносит более сухой; 3) от дефицита влажности: чем она
больше, тем интенсивнее испарение; 4) от давления: чем оно больше, тем меньше испарение, так как
молекулам воды труднее оторваться от испаряющей поверхности.
Рассматривая испарение с поверхности почвы, надо учитывать такие ее физические свойства, как
цвет (темные почвы из-за большого нагрева испаряют больше воды), механический состав (у
суглинистых почв выше, чем у супесчаных, водоподъемная способность и интенсивность испарения),
влажность (чем почва суше, тем слабее испарение). Важны и такие показатели, как уровень
грунтовых вод (чем он выше, тем больше испарение), рельеф (на возвышенных местах воздух
подвижнее, чем в низинах), характер поверхности (шероховатая по сравнению с гладкой обладает
большей испаряющей площадью), растительность, которая уменьшает испарение с почвы. Однако
растения сами испаряют много воды, забирая ее из почвы с помощью корневой системы. Поэтому в
целом влияние растительности многообразное и сложное.
На испарение затрачивается тепло, в результате чего температура испаряющей поверхности
понижается. Это имеет большое значение для растений, особенно в экваториально-тропических
широтах, где испарение уменьшает их перегрев. Южное океаническое полушарие холоднее северного
отчасти по этой же причине.
Суточный и годовой ход испарения тесно связан с температурой воздуха. Поэтому максимум
испарения в течение суток наблюдается около полудня и хорошо выражен лишь в теплое время года.
В годовом ходе испарения максимум приходится на самый теплый месяц, минимум – на холодный. В
географическом распределении испарения и испаряемости, зависящих прежде всего от температуры
и запасов воды, наблюдается зональность (рис. 37).
В экваториальной зоне испарение и испаряемость над океаном и сушей почти одинаковы и
составляют около 1000 мм в год.
В тропических широтах их среднегодовые значения максимальные. Но наибольшие значения
испарения – до 3000 мм отмечаются над теплыми течениями, а испаряемость 3000 мм – в
тропических пустынях Сахары, Аравии, Австралии при фактическом испарении около 100 мм.
В умеренных широтах над материками Евразии и Северной Америки испарение меньше и
постепенно уменьшается с юга на север из-за снижения температур и в глубь материков ввиду
уменьшения влагозапасов в почве (в пустынях до 100 мм). Испаряемость в пустынях, наоборот,
максимальная – до 1500 мм/год.
В полярных широтах испарение и испаряемость малы – 100–200 мм и одинаковы над морскими
льдами Арктики и над ледниками суши.
8.2. Основные характеристики влажности воздуха
Влагосодержание воздуха, т. е. содержание в нем водяного пара, характеризуется рядом величин.
Абсолютная влажность «а»
–
масса водяного пара в граммах в 1 м
3
воздуха (г/м
3
). Абсолютную
влажность воздуха часто выражают через фактическую упругость, или давление водяного пара, – «е»
(гПа). Она зависит от температуры: чем она выше, тем больше водяного пара может содержаться в
воздухе, но до определенного предела – состояния насыщения. Абсолютная влажность воздуха
больше над океанами, чем над материками, где ограниченны запасы воды.
Давление насыщенного водяного пара, или упругость насыщения, «Е»
–
давление водяного
пара в состоянии насыщения (гПа). Поскольку это максимальное давление водяного пара, возможное
при данной температуре, его часто называют максимальной влажностью. Зависимость £ от
температуры также прямая.
Относительная влажность воздуха «f»
–
это отношение фактической упругости водяного пара к
упругости насыщения при данной температуре, выраженное в процентах:
f = (e/E) * I00%.
Она показывает степень насыщения воздуха водяным паром. Зависимость от температуры
обратная.
Дефицит насыщения «Д»
–
разность между упругостью насыщения при данной температуре
воздуха и фактической упругостью водяного пара:
Д = Е - е
(гПа).
Он характеризует недостаток пара для насыщения воздуха.
Точка росы «τ
0
»
–
температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар достигает
насыщения при неизменном давлении. Относительная влажность воздуха при этом становится 100%.
Чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к состоянию
насыщения. По достижении точки росы наступает конденсация водяного пара.
Изменение температуры воздуха обусловливает суточный и годовой режимы характеристик
влажности.
Рис. 38. Распределение среднемесячного давления водяного пара в июле (гПа)
Абсолютная влажность воздуха над океанами и на побережьях имеет простой суточный ход в
соответствии с ходом температуры и испарения: один минимум перед восходом Солнца и один
максимум в 14–15 ч. Таков же суточный ход абсолютной влажности воздуха над охлажденными
материками зимой. В теплое время года в глубине материков суточный ход ее имеет вид двойной
волны. Первый минимум перед восходом Солнца объясняется ночным понижением температуры и
конденсацией части водяного пара в виде рос и туманов. Первый максимум наступает около 9 ч утра,
когда уже значительна температура, вследствие чего испарение и приземные слои воздуха обогащены
водяным паром, но еще нет конвекции. Днем около 15 ч наблюдается второй минимум абсолютной
влажности воздуха из-за того, что в процессе интенсивной конвекции водяной пар переносится вверх
и его отток не успевает компенсироваться испарением. Вечером около 21 ч конвекция ослабевает, а
испарение с нагретой поверхности еще значительно. Поэтому наблюдается второй максимум
абсолютной влажности воздуха.
Годовой ход абсолютной влажности воздуха соответствует годовому ходу температуры:
наибольшие значения – летом, наименьшие – зимой. Разница между ними тем значительнее, чем
больше годовая амплитуда температуры. Она мала в экваториальном и морском климатах, велика в
резко континентальном и муссонном.
Суточный ход относительной влажности воздуха обратен суточному ходу температуры, так как с
ростом температуры испарение и влагосодержание воздуха растут медленнее, чем теоретическая
величина Е. К тому же фактическое влагонасыщение лимитировано запасами влаги в почвогрунтах.
Максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – около 15 ч. В
годовом ходе относительной влажности минимум среднемесячных значений приходится на самый
теплый месяц, максимум – на самый холодный: например, в Москве в июле 65 – 70%, в январе около
85%. Исключение составляют районы с муссонным климатом, где летом при господстве морского
воздуха и обильных дождях относительная влажность воздуха 85 –90%, зимой – сухой воздух с
материка и влажность 65–70%.
Географическое распределение влажности воздуха зависит от температуры и соответственно
испарения и от переноса влаги воздушными потоками из одних мест в другие. В целом в
распределении влажности воздуха наблюдается зональность.
Фактическая упругость водяного пара закономерно убывает от экватора к полюсам (рис. 38, 39).
Близ экватора ее годовая величина составляет 20 – 25 гПа, в тропических широтах – 10 гПа (зимой),
20 гПа (летом), в умеренных соответственно от 2 – 5 до 15–20 гПа, близ полюсов – 1–3 гПа. Для всей
Земли в целом абсолютная влажность воздуха составляет 11 г/м
3
.
Географическое распределение относительной влажности воздуха имеет более сложный характер по
сравнению с абсолютной влажностью, и ее изменения по широтам не столь значительны (рис. 40, 41).
В экваториальной зоне относительная влажность воздуха большая – 80–85%, так как велико
влагосодержание воздуха, но не слишком высокие температуры вследствие большой облачности и
затрат тепла на испарение. Таких же высоких значений относительная влажность достигает и в
полярных районах, но причина другая: здесь слишком низки температуры, особенно зимой во время
полярной ночи, в связи с чем даже при малом влагосодержании воздух близок к состоянию
насыщения. Сходная картина зимой и в Восточной Сибири (75–80%). В тропических широтах
относительная влажность понижена и в среднем за год составляет около 70%, а в пустынях и
полупустынях – 50 – 60%. В умеренных широтах ее значения достигают 70 – 80%. Наименьшая
среднегодовая величина относительной влажности (менее 30%) зафиксирована в долине Нила (г.
Хартум), наибольшая (около 90%) – в устье Амазонки.
Значение влажности воздуха для природных процессов весьма велико. Абсолютная влажность
воздуха является величиной, определяющей в значительной степени количество осадков: чем она
выше, тем они обильнее. В то же время важно учитывать и относительную влажность: чем она
больше, тем воздух ближе к состоянию насыщения и конденсации водяного пара. В силу больших
величин абсолютной и относительной влажности воздуха в экваториальной зоне там выпадает
наибольшее количество осадков. Данные о влажности воздуха используются в различных отраслях
народного хозяйства, особенно в сельском хозяйстве.
Рис. 39. Распределение среднемесячного давления водяного пара в январе (гПа)
Рис. 40. Распределение среднемесячной относительной влажности в июле (%)
Рис. 41. Распределение среднемесячной относительной влажности в январе (%)
8.3. Наземные гидрометеоры
При конденсации или сублимации влаги на поверхности суши образуются наземные
гидрометеоры: роса, иней, твердый и жидкий налеты, изморозь, гололед. Роса и иней возникают при
ночном выхолаживании подстилающей поверхности до точки росы в результате интенсивного
излучения. Роса образуется в теплое время года при конденсации на поверхности водяного пара в
виде капель. Иней появляется весной и осенью во время заморозков при сублимации водяного пара в
виде кристаллов. Поскольку роса и иней образуются непосредственно на охлажденных
поверхностях, а не выпадают из воздуха, их не считают атмосферными осадками. Образованию росы
и инея способствуют те факторы, которые благоприятствуют интенсивному ночному
выхолаживанию: безоблачная погода, слабый ветер, продолжительные ночи, котловинный рельеф,
куда стекает холодный воздух, и др. «Осадков» роса и иней дают немного – до 30 мм/год. Но все-таки
в сухую жаркую погоду роса благотворно действует на увядающие растения. При образовании росы
выделяется скрытая теплота, которая при температуре, близкой к нулю, достаточна для
предотвращения заморозков. При образовании инея, наоборот, увеличивается выхолаживание, так
как он обладает большим альбедо.
Твердый налет – корка льда толщиной 1–3 мм обычно на вертикальных поверхностях:
наветренных сторонах домов, деревьев, столбов. Жидкий налет – водяной налет на вертикальных и
близких к ним поверхностях при отсутствии дождя. Они образуются в холодную половину года, в
любое время суток при температуре, близкой к нулю, при вторжении теплого влажного воздуха. Вред
их не-
велик, но в строительстве это необходимо учитывать, утепляя наветренные стены зданий.
Изморозь – белые, рыхлые кристаллы, похожие на бахрому, возникающие зимой на деревьях,
проводах, углах домов и др. Образуется во время тумана, когда влага в воздухе находится в
переохлажденном капельножидком состоянии. При значительных морозах с капель тумана,
находящихся в воздухе, влага испаряется. Водяной пар, соприкасаясь с холодными предметами,
сублимируется, образуя кристаллы льда тонкой структуры, – это кристаллическая изморозь
(морозные узоры на окнах и пр.). Толщина ее обычно не более 1 см, и опасности она не представляет.
При отрицательных температурах, близких к нулю, капли тумана, намерзая на холодных предметах,
образуют зернистую изморозь, имеющую вид налипшего снега. Ее мощность может достигать на
равнинах 10–12 см, а в горах – до метра и более, поэтому она опасна, так как ломает ветви деревьев,
обрывает провода. Особенно мощная изморозь образуется в горах, покрытых облаками.
Гололед – ледяная корка на земле, на поверхности снега, на деревьях и других предметах,