Лекція 5. Водяна пара в атмосфері. План.

1. Вміст водяної пари в атмосфері.

2. Вологість повітря, її визначення та вимірювання.

3. Випаровування вологи.

4. Продукти конденсації та сублімації на підстилаючі поверхні.

5. Утворення та класифікація хмар.

1. Вміст водяної пари в атмосфері.

Водяна пара є важливою складовою частиною земної атмосфери. Вона безперервно поступає в атмосферу внаслідок випаровування води з поверхні водойм, грунту, снігу, рослин. В середньому до 23 % сонячної радіації, яка приходить на земну поверхню витрачається на випаровування. Частина вологи, яка випаровується, над океаном конденсується і утворює хмари, з яких випадають опади. Таким чином проходить малий кругообіг води. Остальна водяна пара переноситься повітряними течіями вглибину материків, де також випадає в вигляді твердих та рідких опадів. Частина цих опадів просачується в грунт, утворюючи грунтові води, а частина через річки вертається в моря та океани, закінчуючи великий кругообіг води.

Вода має виключно важливе значення для фізичних процесів, які відбуваються в атмосфері і грунті. Без води неможливі транспірація, ріст та розвиток рослин, за низької вологості підвищується транспірація, а при сухих вітрах спостерігається деформація органів плодоношення і навіть загибель рослин від висихання. При надмірні вологості затримується цвітіння, недостатньо відбувається запилення, знижується продуктивність рослин.

Вологість повітря впливає на біохімічні процеси, які відбуваються в рослинах: при жаркій сухі погоді у зерні збільшується вміст білку та азоту.

Особливість води в тому, що вона існує в природі в трьох агрегатних станах. Перехід із одного стану в інший супроводжується поглинанням або виділенням теплоти. Крім того, вода взаємодіє з сонячною радіацією, змінюючи її склад та інтенсивність.

Максимальний вміст водяної пари у нижніх шарах атмосфери, найближчих до підстилаючої поверхні. Водяна пара має меншу ніж сухе повітря щільність і тому вона постійно намагається піднятися вгору. Вміст її в вологому повітрі залежить від силу вітру, пори року, тиску, температури тощо, а властивість перетворюватись в рідкий або твердий стан при випаданні опадів характеризує її як найбільш мінливий метеоелемент.

Атмосферне повітря може бути сухим або вологим. Вологість повітря вказує на кількість водяної пари в атмосфері і може виражатися абсолютно або відносно. Водяний пар обумовлює деяку частину загального атмосферного тиску, тому парціальний тиск водяної пари (насиченість водяної пари) вимірюється в тих самих одиницях, що ї атмосферний тиск (1 гПа = 1 мбар = 0,75 мм рт.ст.).

Існує певна залежність між насиченістю водяної пари , тиском та температурою (табл. 27).

Таблиця 27.

Насиченість водяної пари залежно від температури.

Температура повітря, 0С;	Маса водяної пари, г/м3	Максимальний тиск водяної пари
		Па	мбар	мм рт.ст.
-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40	0,1 0,3 1,0 2,1 4,8 9,4 17,3 30,4 51,1	20 50 130 290 610 1230 2340 4250 7380	0,2 0,5 1,3 2,9 6,1 12,3 23,4 42,5 73,8	0,1 0,3 0,8 2,0 4,6 9,2 17,6 31,9 55,5

З наведених даних можна зробити висновок, що з підвищенням температури повітря на плоскій поверхні кількість водяної пари і її максимальний тиск збільшуються, причому тиск насиченої водяної пари у міліметрах практично дорівнює масі водяної пари.

Кількість водяної пари в атмосфері з підвищенням вгору від підстилаючої поверхні зменшується (табл. 28).

Таблиця 28.

Вміст водяної пари в атмосфері залежно від висоти над рівнем моря та пори року, г/м³.

Висота над рівнем моря, км	Весна	Літо	Осінь	Зима
0 1 2 3 4	5,7 3,8 2,2 1,6 1,0	10,2 7,4 4,2 2,8 1,4	7,8 5,0 2,6 1,5 1,0	3,0 2,4 1,2 0,7 0,4

На висоті до 1 км над рівнем моря кількість водяної пари в атмосфері зменшується в 1,5 раза, а на висоті до 3 км – у 4 рази. На висоті 6 км від земної поверхні абсолютна вологість повітря знижується в 10 – 15 разів. У шарі атмосфери від 6 до 10 км, як правило водяної пари дуже мало.

2. Вологість повітря, її визначення та вимірювання.

Вологість повітря кількісно виражається слідуючими характеристиками:

а - абсолютна вологість повітря – г/м³ - кількість водяної пари у грамах, що знаходиться в 1 м³ повітря;

a = 0.81 e : ( 1 + α t) ( мбар ) а = 1,06 е : ( 1 + α t ) ( мм ) а = 81 е : ( 1 +t ) ( Па )

е – насиченість водяної пари в відповідних одиницях;

α - коефіцієнт розширення газів ( для повітря 0,004);

t – температура повітря, ⁰С;

е – фактична насиченість водяної пари , гПА – це парцинальний тиск;

е = Е/ - А ∙ р ∙ ( t – t/ )

Е^/ - максимальне насичення водяної пари при відповідні температурі змоченого термометра ( визначається за психрометричними таблицями );

t і t^/ - температури повітря відповідно за сухим та змоченим термометрами, ⁰С;

р – атмосферний тиск повітря, Па ;

А – психрометричний коефіцієнт, що залежить від швидкості вітру ( для стаціонарного психрометра в будці 0,0008, для аспіраційного психрометра 0,0007);

f – відносна вологість повітря - інтегральний показник для характеристики вологості повітря, відношення фактичної насиченості водяної пари в повітрі до максимальної насиченості при даній температурі у відсотках:

f = ( е : Е ) 100 %

Е – максимальне насичення водяної пари за сухим термометром;

Якщо е = Е, то відносна вологість дорівнює 100 %.

d – дефіцит насиченості водяної пари (гПа), різниця між максимальною і фактичною насиченістю при даній температурі:

d = Е – е

точка роси – температура, за якої повітря досягає максимального насичення водяною парою при незмінному тиску. Визначається за таблицею через фактичну насиченість водяної пари.

2. Випаровування вологи.

Атмосфера насичується водяним паром в результаті випаровування вологи з різноманітних поверхонь (океан, річки, грунт, рослини). Випаровуванням називають перехід речовини із рідкого стану в газоподібний. Основним джерелом водяного пару в атмосфері є Світовий океан, він генерує 450 ∙ 10³ км³ в рік, з поверхні суши випаровується 70 ∙ 10³ км³. Для випаровування 1 г води необхідно витратити біля 2520 Дж теплової енергії. Випаровування залежить від багатьох факторів, головними з яких є температура випаровуючої поверхні, вологість повітря і вітер.

Кількісно випаровування характеризується швидкістю випаровування. Це маса води, яка випаровується в одиницю часу з одиниці поверхні. Для практичних цілей швидкість випаровування виражається висотою (в мм) шару води, яка випаровується за одиницю часу.

Швидкість випаровування представлена залежністтю:

W = А ∙ (Е – е) : р

W – швидкість випаровування;

А – коефіцієнт пропорційності, який залежить від швидкості вітру;

р – атмосферний тиск.

Можна зробити висновок, що із збільшенням різниці Е – е (дефіциту насичення водяної пари) швидкість випаровування буде зменшуватись. При збільшенні атмосферного тиску молекули води будуть важче відриватися від випаровуючої поверхні. Біля земної поверхні атмосферний тиск змінюється відносно мало, тому практично його вплив на швидкість випаровування невеликий, але в випадку підняття над рівнем моря, коли атмосферний тиск суттєво змінюється при інших рівних умовах випаровування помітно збільшується. Інтенсивність випаровування також залежить від швидкості вітру, тому що турбулентна дифузія пара стає інтенсивнішою по мірі посилення вітру.

Швидкість випаровування залежить не тільки від метеорологічних факторів, але і від властивостей випаровуючої поверхні.

Випаровування з водної поверхні збільшується із збільшенням:

• температури;

• дефіциту насичення водяної пари;

• швидкості вітру.

На швидкість випаровування з водної поверхні впливає зниження атмосферного тиску, але в менший мірі, чим три перших чинника. Також впливає на швидкість випаровування пряма сонячна радіація, яка підігріває шар води на більшу глибину.

Випаровування з грунтової поверхні залежить від:

• температури повітря та грунту;

• вологості повітря;

• швидкості повітря;

• вмісту води в грунті (чим більша вологість грунту, тим активніше проходить випаровування);

• фізичні властивості грунту (колір грунту, структура грунту);

• стан підстилаючої поверхні (шорсткість поверхні);

• рельєф (на пагорбах циркуляція більш активна);

• рослинний покрив (поглинає певну частину сонячної радіації, та зменшує циркуляцію повітря).

Випаровування води рослинами складний фізико-біологічний процес, який називають транспірацією. При транспірації відбуваються процеси живлення рослин і нагромадження органічної маси. Рослини реагують на зовнішні умови відкриванням або звужуванням (чи повним закриттям) продихів у листках при температурі до 40 ⁰С; при вищий температурі продихи повністю розкриваються, що часто призводить до висихання і загибелі рослин.

Кількість води, необхідна рослині для утворення однієї вагової одиниці сухої речовин рослинної маси, називають коефіцієнтом транспірації.

Величина коефіцієнта транспірації залежить від:

• виду рослини, його сорту, фази розвитку;

• вологості повітря та кореневмісного шару грунту;

• температури повітря та органів рослин, з яких проходить випаровування;

• кількості прямої сонячної радіації;

• інтенсивності вітру;

• дефіциту вологості повітря.

Залежно від умов існування рослини мають різні пристосувальні системи (опушення і восковий наліт на листях, різну орієнтацію листя), які дозволяють зменшити випаровування, економно використовувати воду).

2. Продукти конденсації та сублімації на підстилаючі поверхні.

Перехід водяної пари з газоподібного стану в рідкий називають конденсацією. За низьких температур водяна пара може відразу, минаючи рідкий стан, переходити у тверду фазу – лід. Таке явище називають сублімацією.

При зниженні температури повітря до точки роси водяна пара досягає максимального насичення. Коли температура продовжує знижуватися, то надлишок водяної пари ущільнюється, згущується, утворюючи краплини води чи кристалики льоду. Можна зробити висновок, що охолодження повітря нижче точки роси – одна з головних умов конденсації повітряної водяної пари. Таке охолодження відбувається внаслідок надходження теплих шарів повітря в верхні холодні атмосферні маси, при зіткненні теплого повітря з холодною підстилаючою поверхнею, при втраті тепла земною поверхнею внаслідок випромінювання.

Другою важливою умовою конденсації водяної пари є наявність ядер конденсації. Процес конденсації водяної пари можливий і без ядер конденсації, але тоді насиченість водяної пари повинна бути в 6 – 8 разів більша ніж вона буває при данні температурі. Ядра конденсації – це аерозолі, які знаходяться в атмосфері (гігроскопічні кристалики солей, частинки попелу, продукти повного та неповного згорання сировини).

Продукти конденсації та сублімації водяної пари, що утворюються на підстилаючі поверхні або на наземних предметах, називають гідрометеорами – це іней, роса, паморозь, ожеледь.

Два гідрометеори – іней та роса належать до однієї групи. Вони виникають у тихі безхмарні ночі при від’ємному радіаційному балансі й охолодженні підстилаючої поверхні та прилеглого шару повітря. Незначний вітер сприяє утворенню цих гідрометеорів, але при збільшенні швидкості вітру вони не встигають утворюватись або збиваються повітрям. Роса являє собою мілкі краплини води, які формуються на поверхні грунту, рослин та інших предметів при температурі повітря 0 ⁰С. Роса є істотним ресурсом вологи в грунті, за рахунок роси в грунт може поступити до 30 мм вологи. При конденсації вологи при утворенні роси виділяється тепло, яке буде корисним для запобігання приморозків.

Іней – це мілкі кристали льоду, які покривають підстилаючу поверхню. Походження інею таке саме що й в роси, але температура повітря при цьому нижче 0 ⁰С.

Паморозь – рихлий, снігоподібний осад, який утворюється на деревах, лініях електромереж. Виникає паморозь при вторгненні в холодне повітря теплої, вологої повітряної маси. При температурі – 2 – 7 ⁰С утворюється зерниста паморозь, яка нагадує пухкі, голко- чи ниткоподібні льодо-снігові утворення. При більш низьких температурах - 15 ⁰С – кристалічна, схожа на скупчення зернистих кристалів.

Негативно впливає на рослини та завдає шкоди народному господарству ожеледь. Вона утворюється на поверхні грунту і різних предметах у вигляді прозорого, гладкого шару льоду, здебільшого з навітряного боку. Ожеледь утворюється коли переохолоджені краплини води потрапляють на певні предмети і відразу замерзають. Були випадки, коли з невисокого дерева струшували до 130 – 150 кг льоду, а на тонкому стеблі бур’яну (масою 12 г) льоду було 300 г.

Ожеледь може утворюватись і внаслідок випадання дощу на охолоджену підстилаючу поверхню.

Туман – продукт конденсації чи сублімації, він являє собою дрібні краплини води або льодові кристалики, щільно нагромаджені у повітряному просторі. Туман утворюється в нижньому шарі повітря при його радіаційному охолоджені або при адвекції теплого повітря до холодної підстилаючої поверхні, в залежності від умов утворення вони поділяються на радіаційні та адвективні.

2. Утворення та класифікація хмар.

Головною причиною виникнення хмар є висхідні рух повітря. При цьому повітря адіабатично охолоджується і водяна пара, яка знаходиться в повітрі адіабатично охолоджується і згущується, утворюючи хмари. Важливими факторами хмароутворення є турбулентні рухи, які перемішують водяну пару з нижніх шарів у більш високі.

Залежно від того при які температурі утворюються хмари вони можуть бути: водяними, кристалічними (льодовими) або змішаними. Краплини води та кристалики льоду в хмарах мають мізерну масу, тому швидкість падіння їх дуже мала, і тому зовсім легкий висхідний рух повітряних мас примушує краплини води чи кристалики льоду плавати в повітрі або навіть підніматися вгору. Вітер переміщує хмари у горизонтальному напрямі.

Для метеорологічних спостережень прийнята класифікація хмар за зовнішнім виглядом. Згідно з класифікацією їх поділяють на 4 родини залежно від висоти основи і 10 основних форм (родів):

1. Хмари першого ярусу (висота основи 6 – 10 км) – здебільшого льодові і лише зрідка – змішані. Кристалики льоду мають форму шестикутника, зірочки, стовпчика, багатогранника. Хмари легкі, прозорі, білого кольору, просвічуються Сонцем чи Місяцем. Хмари найчастіше мають вигляд кількаярусних видовжених шлейфів, смуг, рядів.

• перисті – Cirrus;

• перисто-купчасті – Cirrocumulus;

• перисто-шаруваті - Cirrostratus.

2. Хмари середнього ярусу (висота основи 2 – 6 км) –льодові, змішані або водяні. Щільніші порівняно з хмарами верхнього ярусу, колір світло-сірий, слабко просвічується Сонцем. За формою нагадують покривало або мають вигляд острівних вкраплень. Утворюють різноколірну світлову гаму проти Місяця чи Сонця.

• висококупчасті – Altocumulus;

• високошаруваті - Altostratus.

3. Хмари нижнього ярусу (висота основи нижче 2 км) – темно сірі, досить щільні. Бувають однорідні або у вигляді брил, хвиль, пластин. Складаються з кристаликів льоду, водяних крапель діаметром 0,05 4 мм, інколи бувають змішані. З них випадають тумани, мряка, інтенсивні дощі та сніг.

• шарувато-купчасті – Stratocumulus;

• шаруваті – Stratus;

• шарувато-дощові - Nimbostratus.

4. Хмари вертикального розвитку (0,5 – 10 км) – виникають при висхідних переміщеннях повітряних мас. Виникають внаслідок конвекції. Можуть бути різноманітної форми, темно-сірого або темно-синього коліру. Хмари конвекції найчастіше виникають в полудень і несуть зливи та грози.

• купчасті – Cumulus;

• купчасто-дощові – Cumulonimbus.

Добовий хід хмарності складний. Хмари нижнього ярусу утворюються зазвичай рано вранці при радіаційному типі випромінювання, коли збільшується конвекція. Річний тип хмарності: літом хмарність найбільша, зимою найменша. Над континентами в помірних широтах максимальна хмарність спорстерігається осіню та зимою. Мінімальна хмарність літом.