Испарение и насыщение, формула Магнуса, скорость испарения(закон Дальтона). Географическое распределение испарения.
Содержание водяного пара в воздухе называют влажностью воздуха. Мерой влажности является парциальное давление водяного пара и относительная влажность. Давление водяного пара пропорционально его плотности и абсолютной температуре. Давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщенного водяного пара Е. Это максимальное давление водяного пара, возможное при данной температуре. Оно определяется эмпирической формулой Магнуса:
at/b+t,
где Е0 – давление насыщенного пара при температуре 0С. Давление насыщенного пара над чистой водой и надо льдом различно, поэтому различны и коэффициенты в формуле Магнуса.
Испарение является одной из важнейших составляющих влагооборота. В отличие от транспирации испарение еще называют физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе – суммарным. Суть процесса испарения заключается в отрыве молекул воды от водной поверхности и распространении их в воздухе путем молекулярной диффузии и вместе с общим переносом воздуха. Одновременно часть молекул возвращается в воду или в почву.
Насыщение – состояние подвижного равновесия между процессами отдачи молекул и их возвращения. Водяной пар в состоянии насыщения называют насыщающим, воздух, содержащий насыщающий водяной пар – насыщенным. Парциальное давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщенного водяного пара. Оно растет с температурой. При более высокой температуре воздух может содержать больше водяного пара.
Давление насыщенного водяного пара различно над водой и надо льдом. Это объясняется большими силами сцепления между молекулами льда, нежели между молекулами воды. Поэтому состояние насыщения наступает для льда при меньшем содержании водяного пара в воздухе и, следовательно, меньшем давлении. Давление насыщенного водяного пара понижается по тем же причинам при увеличении размера капли и при увеличении концентрации солей в воде.
Скорость испарения V выражается в мм слоя воды, испарившейся за единицу времени (например, за сутки) с данной поверхности. Согласно закону Дальтона, скорость испарения пропорциональна разности между давлением насыщенного пара при температуре испаряющей поверхности и фактическим давлением водяного пара в воздухе (чем меньше разность Es – e, тем медленнее идет испарение), обратно пропорциональна атмосферному давлению р и зависит определенным образом от скорости ветра (ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности, поддерживая необходимый дефицит насыщения вблизи от нее):
.
Испаряемость – максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги. Испарение с поверхности водоема или избыточно увлажненной почвы совпадает с испаряемостью. Однако фактическое испарение не всегда совпадает с испаряемость с поверхности почвы (не хватает влаги, которая могла бы испаряться). Максимальные значения фактического испарения характерны для влажных тропических и субтропических областей (1000 мм) и для некоторых районов Мирового океана (3000), минимальные – для полярных районов (в Антарктиде – меньше 100 мм). Испаряемость максимальна в пустынях Аравии и Колорадо, минимальна в приэкваториальных районах с малым дефицитом насыщения.
Конденсация в атмосфере, облака,микроструктура и водность облаков, генетические типы облаков.
Конденсация- переход воды из газообразного в жидкое состояние. При конденсации в атмосфере образуются мельчайшие капли диаметром порядка нескольких микрометров. Более крупные капли образуются путём слияния. Конденсация начинается, если воздух достигает насыщения( после подъёма). В атмосферных условиях происходит и сублимация- образование кристаллов, переход водяного пара в твёрдое состояние. Этот процесс происходит при очень низких температурах( ниже -40).
Облака – скопления продуктов конденсации (капель и кристаллов) - облачных элементов в атмосфере, видимые простым глазом. Вес облачных элементов уравновешивается силой трения. Турбулентные движения в атмосфере препятствуют выпадению этих мелких капель и кристаллов. Облака переносятся воздушными течениями. При уменьшении относительной влажности они испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется и выпадает на земную поверхность в виде осадков. Элементы облака все время испаряются и выпадают заново. Далеко не все капли в облаке взвешены. Многие достигают нижней границы, но там испаряются.
По фазовому состоянию облачных элементов облака делятся на три класса: водяные (капельные), смешанные и ледяные (кристаллические). Границы существования этих типов облаков: -10 и -30С соответственно. В теплое время года каждому классу облаков соответствует определенный ярус, в холодное время ледяные облака могут возникать даже в нижнем ярусе.
Размеры капель в облаках варьируют в широких пределах. Обычно это 3-20 мкм (умеренные широты), капли размером 100 мкм и более обычно выпадают. В облаках обычно преобладают кристаллы, имеющие форму гексагональных пластинок или призм – полные кристаллы. При дальнейшей кристаллизации они растут, на их углах появляются лучи, кристаллы превращаются в шестилучевые звезды – снежинки.
Водность облака – масса капель воды и кристаллов льда в единичном объеме облачного воздуха. Размеры облачных элементов настолько малы, что в 1 м3 облачного воздуха обычно содержится 0,1-0,3 г воды. Наибольшая водность характерна для кучевых облаков – 5 г/м3. В кристаллических облаках водность еще меньше, чем в водяных. Поскольку только часть водяного пара переходит в капли при конденсации, водность всегда меньше абсолютной влажности, измеряющейся целыми граммами на м3.
Характеристики влажности воздуха. Суточный и годовой ход давления водяного пара и относительной влажности.
Суточный ход давления пара лучше выражен в многолетних средних значениях, чем в значениях за отдельные дни. Над морем и в приморских областях на суше давление пара имеет простой суточный ход, параллельный суточному ходу температуры. Таков же суточный ход в глубине материков в холодное время года. В теплое время года в глубине материков давление пара, как правило, имеет двойной суточный ход. 1ый минимум наступает рано утром вместе с минимумом температуры, затем давление пара быстро растёт вместе с температурой часов до 9 утра. После этого давление пара убывает до 15 ч, когда наступает 2ой минимум. В сухих жарких местностях этот дневной минимум является главным. Затем давление пара снова растёт до 21-22 ч, когда наступает 2 максимум; после этого оно снова падает до утра. Причина двойного хода-конвекция. Начиная с восхода почва нагревается. Вместе с этим возрастает испарение, и давление пара у земной поверхности растёт. Около 8-10 ч в приземном слое уже устанавливается неустойчивая стратификация, и конвекция получает достаточное развитие. В предвечерние часы конвекция ослабевает, а испарение с нагретой почвы ещё велико, и потому содержание пара у зп начинает расти. Но в ночные часы испарение сильно уменьшается, а при охлаждении воздуха от зп водяной пар даже конденсируется-образуется роса. Отсюда ночное падение давления пара. На горных станциях суточный ход давления пара параллелен ходу температуры: макс-после полудня, когда конвекция наиболее интенсивно переносит пар в верхние слои. Годовой ход давления пара параллелен годовому ходу температуры. Годовая амплитуда давления пара тем меньше, чем меньше годовая амплитуда температуры. Следовательно, в континентальном климате она больше, чем в морском. Ещё больше она в муссонном, где существует резкая противоположность между сухой зимой и влажным летом.
Суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры. В ясные дни суточный ход относительной влажности выражен лучше, чем в облачные. При дневном бризе с моря температура падает, а относительная влажность расттёт вопреки нормальному суточному ходу.