Влажность воздуха

 

Влажность воздуха в каждом конкретном районе зависит от количества водяного пара, поступающего в атмосферу путем испарения с подстилающей поверхности и от атмосферной циркуляции, т.е. от того, приносят ли воздушные течения более влажные или более сухие массы воздуха.

Характеристикой влажного воздуха является его парциальное давление e и относительная влажность f, определяемая формулой , где e – парциальное давление водяного пара, E – давление насыщенного водяного пара приданной температуре.

Абсолютная влажность определяется массой водяного пара, содержащегося в 1 м³ воздуха. Она измеряется в г/м³. С учетом размерности переходного коэффициента, формула для вычисления абсолютной влажности имеет вид

(4.2)

где: T – температура, К.

 

Абсолютная влажность изменяется в ходе адиабатических процессов. При адиабатическом расширении воздуха его объем увеличивается, а масса водяного пара остается неизменной, поэтому абсолютная влажность воздуха уменьшается. При адиабатическом сжатии воздуха его абсолютная влажность возрастает.

Массовая доля водяного пара S определяется отношением массы водяного пара в некотором объеме воздуха к общей массе влажного воздуха, в том же объеме , учитывая, что и , получим

, (4.3)

пренебрегая величиной ввиду ее малости, можно записать

(4.4)

Массовая доля водяного пара является величиной безразмерной. По своей абсолютной величине она очень мала, поскольку величина атмосферного давления P во много раз превышает парциальное давление водяного пара e. По этой причине ее часто выражают в промилле ‰. Массовая доля водяного пара не изменяется в ходе адиабатических процессов. При изменении объема воздушной массы, происходящем в этом процессе, не изменяется ее масса, и в том числе и масса содержащегося в ней водяного пара.

Точкой росы τ; соответствует температура, при которой водяной пар достигает насыщения в случае, когда температура воздуха снижается до этой величины, а атмосферное давление остается неизменным.

Дефицит влажности представляет собой разность между давлением насыщенного водяного пара при данной температуре воздуха и его фактическим давлением в рассматриваемом моменте времени .

Влажность воздуха измеряется психрометрическим методом, основой которого служит измерение разности температур между показаниями сухого и смоченного термометров. По разности их показаний с помощью психрометрических таблиц вычисляются давление водяного пара, относительная и абсолютная влажность воздуха, точка росы и дефицит влажности.

Для измерения относительной влажности используется волосной гигрометр. В этом приборе датчиком является синтетическая нить, длина которой увеличивается с увеличением влажности и уменьшается при ее уменьшении. На том же принципе устроен и самопишущий прибор, который называется гигрограф.

Содержание водяного пара в воздухе колеблется в течение суток. Его составляющая в объеме конкретной воздушной массы наиболее надежно определяется по многолетним данным, в результате обработки которых исключаются различные отклонения случайного характера. В средних широтах амплитуда суточного хода абсолютной влажности воздуха весной и летом колеблется в пределах от 2 до 3 гПа, а зимой и осенью снижается до 1–2 гПа.

В морях и приморских областях суши суточный ход изменения давления водяного пара называется простым, поскольку он прямо связан с температурой воздуха. В этом типе влажность воздуха повышается днем при более высокой температуре воздуха. Такой же суточный ход влажности воздуха наблюдается и зимой в центральных районах континентов.

В теплое время года в удаленных от моря областях материков имеет место двойной суточный ход влажности воздуха. Первый минимум влажности наступает рано утром, одновременно с минимумом температуры воздуха. Далее давление водяного пар возрастает приблизительно до 9 ч., после этого времени оно начинает снижаться и к 15 ч. достигает второго минимума. В засушливых и жарких частях континентов этот минимум является главным. Далее абсолютная влажность воздуха повышается, достигая второго максимума к 21–22 ч., после этого времени оно начинает снижаться вплоть до наступления утреннего минимума.

Причиной двойного хода абсолютной влажности является развитие конвекции над сушей в дневные часы. После восхода Солнца почва начинает прогреваться, в результате чего увеличивается испарение с ее поверхности и возрастает влажность воздуха. В результате к 8–10 ч. в атмосфере развивается неустойчивая стратификация, а конвекция еще более увеличивается. В ходе этого процесса водяной пар перемещается в более высокие слои атмосферы, а в приземном слое влажность воздуха в приземном слое уменьшается. В предвечерние часы конвекция ослабевает, а почва, находящаяся в нагретом состоянии, продолжает испарять со своей поверхности влагу. В ночные часы испарение уменьшается, а в охлажденном от земной поверхности воздухе происходит конденсация водяного пара, вследствие чего на земной поверхности образуется роса, а давление водяного пара в атмосфере снижается.

Годовой ход давления водяного пара параллелен годовому ходу температуры воздуха. Годовая амплитуда колебания абсолютной влажности тем больше, чем больше годовая амплитуда температуры воздуха. Естественно, что в областях с континентальным климатом она больше, чем в морском. Еще более велика амплитуда колебаний влажности в регионах с преобладающим типом муссонного климата, поскольку для этих областей зимой преобладают сухие массы воздуха, а летом влажные. Над поверхностью океанов и в странах с морским климатом на суше годовая амплитуда абсолютной влажности очень мала.

 

Таблица 4.1

Годовая амплитуда влажности в различных климатических зонах

Тип климата	Пункт	Годовая амплитуда влажности, гПа
январь	июль
Континентальный	Москва
Морской	Париж		14(авг.)
Муссонный	Пекин
Экваториальный	Джакарта	29(апр.)	26(авг.)

 

Суточный ход относительной влажности зависит от фактического давления водяного пара и от суточного хода давления насыщающего водяного пара. Последний, в свою очередь, зависит от температуры воздуха. Давление водяного пара в суточном его ходе изменяется незначительно, а давление насыщенного водяного пара изменяется вместе с температурой воздуха в более широких пределах. По этой причине суточный ход относительной влажности обратно пропорционален суточному ходу температуры. Над поверхностью морей амплитуда относительной влажности мала, также как мала и амплитуда температуры воздуха. Над южными морями России годовая амплитуда относительной влажности воздуха составляет 5–7% зимой и повышается до 10–15% летом.

В своем годовом ходе относительная влажность так же, как и суточная, изменяется обратно пропорционально изменению температуры воздуха. В областях с континентальным климатом летом амплитуда колебаний относительной влажности повышается, а зимой снижается. На территории, где преобладает муссонный климат, летом амплитуда колебаний относительной влажности увеличивается, а зимой снижается.

С высотой давление водяного пара убывает. При этом убывает и абсолютная влажность воздуха, но давление и плотность водяного пара с высотой убывают значительно быстрее, чем давление и плотность воздуха. По этой причине половина всего водяного пара находится в нижних 1,5 км тропосферы, а 99% влаги сосредоточено в тропосфере.

 

Облака

 

В результате конденсации водяного пара в атмосфере образуются облака. Элементы, из которых состоят облака, представляют собой капли воды или кристаллы льда. Они имеют очень маленькие размеры и поэтому уравновешиваются в воздухе силой трения. При наличии турбулентных процессов они длительное время могут оставаться во взвешенном состоянии, перемещаясь при этом вверх и вниз.

Облака переносятся ветром на большие расстояния. При уменьшении относительной влажности они испаряются. При укрупнении капель и кристаллов выше определенного предела они выпадают на земную поверхность в виде осадков.

Облако может существовать всего несколько минут. Если оно существует в течение длительного времени, то в нем непрерывно и одновременно происходят процессы испарения и конденсации. Если облако в течении длительного времени находится на одной и той же высоте, то образовавшиеся в нем более крупные капли могут опускаться до его нижней кромки, где они будут испаряться, поскольку воздух там находится в ненасыщенном состоянии. По фазовому состоянию облака делятся на три класса.

1. Водяные (капельные) облака, состоящие только из капель. Они могут существовать при температуре воздуха до -10ºС, при этом капли воды будут находиться в переохлажденном состоянии. Подобное состояние воды является нормальным для термодинамических условий в атмосфере.

2. Смешанные облака, состоящие из капель и ледяных кристаллов. Они существуют при температуре воздуха от -10 до -40ºС.

3. Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледяных

кристаллов. Они существуют при температуре воздуха ниже -40ºС. Летом водяные облака формируются в нижних слоях тропосферы, смешанные – в средних, а ледяные – в верхних. В холодное время ледяные и смешанные облака могут образовываться и в нижних слоях атмосферы, вблизи от земной поверхности.

Водностью облаков называется масса капель воды и ледяных кристаллов льда, находящаяся в единичном объеме облачного воздуха. В водяных облаках содержится от 0,01 до 3 граммов воды в 1 м³ воздуха. В кристаллических облаках водность составляет сотые и тысячные доли грамма на 1 м³. При конденсации не весь пар, находящийся в воздухе, переходит в жидкое состояние, поэтому водность облаков всегда меньше абсолютной влажности.

В соответствии с Международной классификацией облака делятся на 10 основных форм. Поскольку информация о состоянии облачности передается в Международный Центр Погоды, описание форм и количества различного типа облаков в соответствии с существующими правилами излагается на латыни, кроме того, для сокращения объема передаваемой информации, латинизированные наименования облаков передаются в зашифрованных индексах, определяющих состояние облачности в момент ее определения на метеорологической станции. В соответствии с приведенными выше правилами таблица, служащая для описания форм имеет следующий вид.

Таблица 4.2

Основные формы облаков

№, № п.п.	Форма описания облаков
русский	латынь	код
	Перистые	Cirrus	Ci
	Перисто-кучевые	Cirrocumulus	Cc
	Перисто-слоистые	Cirrostratus	Cs
	Высоко-кучевые	Altocumulus	Ac
	Высоко-слоистые	Altostratus	As
	Слоисто-кучевые	Stratocumulus	Sc
	Слоистые	Stratus	St
	Слоисто-дождевые	Nimbostratus	Ns
	Кучевые	Cumulus	Cu
	Кучево-дождевые	Cumulonimbus	Cb

 

Облака всех форм располагаются в пределах тропосферы между земной поверхностью и тропопаузой. Принято делить все формы облаков в соответствии их расположением по высоте на три яруса.

К верхнему ярусу относятся самые высокие облака в тропосфере. Их основание находится на высоте от 5 до 13 км в умеренном поясе. К этому ярусу относятся перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые облака. Эта группа облаков состоит исключительно из ледяных кристаллов. Они окрашены в белый цвет и практически не оставляют тени на земной поверхности.

Облака среднего яруса располагаются на высоте от 2 до 7 км. К ним относятся высоко-кучевые и высоко-слоистые облака. Они относятся к облакам смешанного типа, т.е состоят из ледяных кристаллов и водяных капель. В теплое время года осадки, выпадающие из них, испаряются, не достигнув земной поверхности. Зимой из этого типа облаков выпадает мелкий снег.

Облака нижнего яруса занимают высоту от 0 до 2 км от земной поверхности. В состав этого яруса входят, слоисто-кучевые, слоистые и слоисто-дождевые облака. Все они относятся к капельному типу облаков. Слоисто-кучевые облака, как правило, не дают осадков. Из слоисто-дождевых и слоистых облаков летом выпадают осадки в виде мороси, а зимой – в виде ледяных игл, мелкого снега и ледяных зерен.

Кроме перечисленных выше ярусов, существуют еще и, облака вертикального развития. К этому типу относятся все виды кучевых облаков. Кучевые облака состоят только из капель воды и обычно из них не выпадают осадки. Кучево-дождевые облака, как правило, развиваются на базе кучевых и занимают все три яруса по высоте. В верхней своей части они состоят из ледяных кристаллов, средняя часть содержит как капли воды, так и кристаллы льда, а в самой нижней части сосредоточены водяные капли. Осадки, выпадающие из этого типа облаков, чаще всего выпадают в виде ливней, сопровождающихся грозами, поэтому их часто называют ливневыми или грозовыми.

По генетическому признаку различают кучевообразные, волнистообразные и слоистообразные облака.

Кучевообразные облака образуются в неустойчивых воздушных массах с сильно развитой конвекцией, достигающей 10–20 м/с (в обычных условиях скорость движения восходящих потоков составляет 3–6 м/с). К этому типу относятся кучевые и кучево-дождевые облака.

Волнистообразные облака в основном образуются при переносе других форм облаков из области пониженного атмосферного давления в область повышенного. По Международной классификации облаков таким образом формируются слоистые, слоисто-кучевые и высоко-кучевые облака.

Слоистообразные облака, как правило, имеют фронтальное происхождение. В теплом фронте образуются высоко-слоистые и перистые облака, а в холодном могут сформироваться и кучево-дождевые.

Степень покрытия небесного свода облаками называется облачностью. При чистом небе облачность составляет 0 баллов, а при полностью закрытом облаками небе – 10 баллов. Суточный и годовой ход облачности достаточно сложен и зависит от местных и климатических условий. Осредненные величины облачности в баллах для различных широт и полушарий приведены в табл. 4.3.

Таблица 4.3

Средние годовые значения облачности в различных широтах

Территория	φº
90-80	80-70	70-60	60-50	50-40	40-30	30-20	20-10	10-0
Северное полушарие
Суша	–	6,5	6,8	6,6	5,5	4,3	3,7	4,5	6,2
Море	7,0	7,1	7,4	7,8	7,4	6,3	5,4	5,6	5,9
Южное полушарие
Суша	5,0	5,7	6,3	–	5,6	4,1	3,8	4,8	6,4
Море	–	7,2	8,1	8,0	7,1	6,1	5,7	5,5	5,5

 

Средняя облачность в Северном полушарии над сушей составляет 5,4 балла, а над морем – 6,2. В южном полушарии (без Антарктиды) над сушей облачность равна 5,2, а над морем 6,4 балла. Для Северного полушария средняя облачность составляет 5,9, а для Южного 6,2 балла. Для всего земного шара средняя облачность равна 6,0 балла.