4.2. 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	3	16
Морской	Париж	6	14(авг.)
Муссонный	Пекин	3	24
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.