Реферат на тему:

Вода в атмосфері

План

1. Випаровування і випаровуваність

2. Абсолютна і відносна вологість

3. Конденсація і сублімація

Література

1. Випаровування і випаровуваність

Другим після теплообміну кліматотворним процесом є вологообіг, який
складається з випаровування води з поверхні океанів і суші, її
конденсації в атмосфері, випадання опадів на земну поверхню і стоку
поверхневих і підземних вод суші. Випаровування це перехід води з
рідкого стану в газоподібний. Сумарне випаровування складається з
фізичного випаровування води з поверхні водойм і грунту та транспірації
рослин. Водяна пара в результаті дифузії й вітру поширюється в
атмосферному повітрі.

Випаровуваність, або випарність, — це максимально можливе при даній
температурі випаровування, не обмежене запасом вологи. Фактичне
випаровування залежить від температури повітря і води, швидкості вітру,
атмосферного тиску, ступеня насичення повітря вологою, наявності вологи
на поверхні, характеру земної поверхні та рослинного покриву. На океанах
воно збігається з випарованістю і значно перевищує випаровування з суші,
змінюючись від 600 мм за рік в середніх широтах до 2500…3000 мм за рік
у тропіко-екваторіальних широтах. На суші в помірному поясі найбільше
випаровування спостерігається в зоні мішаних лісів/500…600 мм/, воно
зменшується до 100- 155 мм за рік у зоні тундри в зв’язку з пониженням
температури повітря і до 200…100 мм в зонах пустель як помірного, так
і тропічного поясів, внаслідок відсутності вологи.

Найбільше випаровування на суші характерне для вологих тропічних,
субтропічних і екваторіальних лісів — до 800…1000 мм за рік. На
екватоpi випаровування дорівнює випаровуваності /1000 мм за рік/, в
тропічних пустелях випаровуваність становить 4000 мм. а в помірних —
2000 мм. а випаровування мізерне і можливе в основному тільки з поверхні
невеликих водойм. На відміну від випаровування випаровуваність залежить
від температури і насиченості повітря вологою, тому в полярних областях
вона маленька /80…100 мм за рік/ і поступово збільшується на південь
до 300…400 мм у лісовій зоні, до 1000 мм — у степах і 1500-2000 мм — у
пустелях помірного поясу. В тропіках на західних узбережжях материків
випаровуваність становить 600…700 мм за рік. а в пустелях понад 3000
мм. Біля екватора випаровуваність відносно невелика /700…1000 мм/,
внаслідок високої вологості повітря. Вологий грунт, вкритий рослинністю,
може випаровувати більше, ніж водна поверхня. оскільки до фізичного
випаровування тут додається транспірація. В цілому за рік з земної
поверхні випаровується в середньому 1000 мм вологи.

2. Абсолютна і відносна вологість

Вологість повітря залежить від кількості водяної пари. Майже вся водяна
пара зосереджена в приземному шарі тропосфери до висоти 5000 м. Вміст
водяної пари в повітрі називають вологістю повітря. Вона
характеризується абсолютною вологістю, або пружністю водяної пари,
відносною вологістю і дефіцитом вологості.

Рис. 10. Тиск насиченої водяної пари (Е, гПа) залежно від температури.

Абсолютна вологість — це щільність /густина/ водяної пари, тобто її маса
в одиниці об’єму повітря, в грамах на 1 кубічний метр. Часто під
абсолютною вологістю розуміють пружність водяної пари, яка пропорційна
її щільності та температурі й виражається в таких самих одиницях, як і
тиск. тобто в мілібарах /мб// або міліметрах ртутного стовпа /мм рт.
ст./. Кількість водяної вари, яку може одержати повітря, залежить від
його температури. /рис.10/. Коли температура знижується, повітря досягає
стану насичення і при дальшому зниженні температури надлишок водяної
пари починає конденсуватися. Розрізняють фактичну пружність і пружність
насичення водяної пари /Е/. Пружність насичення — це максимально можлива
за даної температури пружність водяної пари. Наприклад, при температурі
0°С вона дорівнює близько 6 мб, при температурі -20 °С — близько 1 мб. а
при З0?С — близько 42 мб. Чим вища температура повітря, тим більший
вміст водяної пари, тому при достатній кількості вологи на підстеляючій
поверхні в теплому повітрі вдень пружність водяної пари більша, ніж у
холодному.

Відносна вологість /r/ — це процентне відношення фактичної пружності
водяної пари до пружності насичення за даної температури: r=/e:E/ 100
%.

Різницю між пружністю насичення і фактичною пружністю водяної пари
називають дефіцитом вологості / d = Е—е/. З охолодженням повітря стає
насиченим, тобто досягає точки роси, коли починається конденсація
вологи. Точка роси — це температура, до якої треба охолодити повітря,
щоб воно досягло насичення. При насиченні точка роси дорівнює фактичній
температурі повітря.

Вологість повітря вимірюють за допомогою психрометра. Психрометром
називають пару термометрів, у одного з яких /змоченого/ резервуар
обв’язаний мокрою тканиною /батистом/. Для визначення основних
характеристик вологості за показаннями сухого й змоченого термометрів є
спеціальні психрометричні таблиці. Відносну вологість вимірюють ще за
допомогою гігрометра, дія якого базується на тому, що знежирене волосся
змінює свою довжину при змінах вологості. Самореєструючий прилад
називають гігрографом.

Вологість повітря змінюється залежно від добового і річного ходу
температури, а також за широтними зонами. Пружність водяної пари має
простий добовий хід. паралельний добовому ходу температури і досягає
максимуму після полудня. Але у сухих внутрішніх континентальних областях
пружність водяної пари збільшується від сходу Сонця до 9 години ранку,
після чого знижується до 15 годин і має таким чином два мінімуми і два
максимуми /о 9 годині і 22 годині/. Річний хід абсолютної вологості
також паралельний річному ходу температури, найхолодніший місяць має
найменшу, а найтепліший — найбільшу пружність водяної пари.

Географічний розподіл абсолютної вологості в основному пропорціональний
розподілу температури. Біля екватора пружність водяної пари найбільша і
становить 20…25 мб. Вона зменшується в тропічних поясах до 20 мб, у
помірних — до 12 мб влітку і 6 мб взимку, в полярних областях — нижче за
2 мб. Зимою над холодними внутрішніми областями материків утворюються
райони зниженої пружності, так в Центральній Якутії та в Антарктиді вона
менша за 0,1 мб. Влітку областями пониженої пружності є пустелі. В
мусонному кліматі абсолютна вологість найбільша влітку і найменша
взимку./рис.11/.

Рис.11. Зональний розподіл тиску водяної пари (е, гПа) з географічною
широтою /16/.

Відносна вологість має добовий і річний хід, протилежний ходу
температури, оскільки при зниженні температури вона зростає. Добовий
мінімум відносної вологості збігається з добовим максимумом температури
після полудня, а максимум відносної вологості — з добовим мінімумом
температури під час сходу Сонця. В горах і високих шарах атмосфери
максимальна відносна вологість спостерігається вдень, а мінімальна —
ранком.

Відносна вологість залишається високою протягом року в екваторіальних
широтах /понад 85%/, а також над Північним Льодовитим океаном, на
півночі Атлантичного і Тихого океанів і біля Антарктиди, де абсолютна
водогість незначна, але дуже низька температура повітря. В помірних
широтах зимою над охолодженими материками відносна вологість дорівнює
75—80%, а влітку знижується до 60-70%. Цілий рік невелика відносна
вологість спостерігається в субтропічних і тропічних пустелях /менш
50%/. Відносна вологість залежить і від абсолютної вологості, тому в
мусонних областях Індії взимку відносна вологість знижена до 50%, а на
початку літнього мусону збільшується до 80-85%./рис.12/.

Рис.12. Зональний розподіл відносної вологості з географічною широтою
/16/.

З висотою вологість повітря зменшується. Половина водяної пари міститься
в приземному шарі повітря до висоти 1,5 км.

3. Конденсація і сублімація

Конденсація — це перехід води з газоподібного стану в рідкий, а
сублімація — це перехід води з газоподібного стану в твердий.
Конденсація і сублімація протилежні випаровуванню. Необхідні умови
конденсації: 1/ зниження температури повітря: 2/ наявність ядер
конденсації /частинок, на яких можливе зсідання водяної пари/. Ядра
конденсації — це дрібні аерозолі діаметром менше одного мікрона, на яких
зсідає водяна пара у вигляді краплинок і утворює хмари й тумани.
Найчастіше серед аерозолів трапляються сполуки хлору, сірки, азоту,
вуглецю, натрію. Вони надходять до атмосфери з поверхні океанів і морів,
суші, з промислових центрів з відходами, а також з Космосу. Кількість
ядер в 1 кубічному см повітря біля земної поверхні тисячі і десятки
тисяч, а в містах — мільйони.

Охолодження повітря відбувається при його піднятті та розширенні при
вертикальній конвекції нагрітого від поверхні повітря, при піднятті на
атмосферних фронтах, де зустрічаються теплі й холодні повітряні маси,
при піднятті повітря вверх по схилах гір, при вихолоджуванні поверхні
суші та льоду, при адвекції повітря на охолоджену місцевість.

Висота, на якій повітря охолоджується до точки роси. називається рівнем
конденсації. В тундрі цей рівень розміщений на висоті кілька сотень
метрів, а в пустелях — кілька кілометрів.

Список використаної та рекомендованої літератури

Астапенко П.Д. Вопросы о погоде. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. — 240с.

Атлас облаков. — Л.: Гидрометеоиздат, 1957.

Багров Н.А., Кондратович К.В., Педь Д.А., Угрюмов А.И. Долгосрочные
метеорологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. — 248 с.

Борисенков Е.П. Климат и деятельность человека. М.: Наука, 1982. — 132
с.

Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. — Л.: Гидрометеоиздат, 1980. —
350 с.

Витвицкий Г.Н. Зональность климата Земли. М., 1980 Вайсберг Дж. Погода
на Земле. М., 1980. 248 с.

Волошина А.П., Евневич Т.А., Земцова А.И. Руководство к лабораторним

Гончаренко С.У. Фізика Атмосфери. К., 1990. 124 с.

Дикий Л.А. Гидродинамическая устойчивость и динамика атмосферы. Л.:
Гидрометеоиздат, 1987.

Динамика климата/ Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 574 с.

Динамика погоды/Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 418 с.

Долгосрочное и среднесрочное прогнозирование погоды. Проблемы
перспективы/ Под ред. Д. Бариджера, Э. Челлсна. М.: Мир, 1987. 288с.

Дзердзеевский Б.Л. Общая циркуляция атмосферы и климат. М.: Наука, 1975.
— 288 с.

Зверев А.С. Синоптическая метеорология и основы предвычисления погоды.
Л:, Гидрометеоиздат, 1968, 774 с

Исследования генезиса климата. М.: Институт географии АН СССР, 1974. —
430 с.

Монин А.С. Введение в теорию климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. — 248
с.

Погосян Х.П. Общая циркуляция атмосферы. Л., 1952

Рекомендации по описанию климата большого города. — Л.: Изд-во ГГО,
1979. — 1978. — 66 с.

Тверской П.Н. Курс метеорологии (физика атмосферы) Л, Гидрометеоиздат,
1962 700 с

Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 1. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. — 248 с.

Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 2. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. — 320 с.

Хромов С.П. Метеорология и климатология для географических факультетов.
— Л.: Гидрометеоиздат, 1983. — 455 с.

Похожие записи