Лекции по "Навигационной гидрометеорологии"

Рис. 1.3. Круговорот воды в природе. 

 

Количество воды, которое имеется в атмосфере, составляет примерно 0,001% мировых запасов воды, причем основная часть ее в атмосфере (95%) находится в виде пара и лишь 5% массы воды приходится на долю облачных частиц (капель воды и кристаллов льда).

Основные черты круговорота воды, или гидрологического цикла, хорошо известны (рис. 1.3). В этом цикле вода последовательно переходит из одного состояния в другое и из одной части окружающей нас среды в другую. Гидрологический цикл можно рассматривать состоящим из серии состояний, или стадий и процессов (рис. 1.4). Если круговорот воды является процессом установившимся, должно соблюдаться равенство между количеством воды, переходящим в какую-либо фазу, и количеством воды, выходящим из нее.

 

 

Рис. 1.4. Стадии (обозначены прямоугольниками) и процессы (обозначены кружками) круговорота воды. Числа (в процентах) показывают количество воды, присутствующей в настоящее время на каждой стадии. Скорости процессов даны в 1015 кг/год. 

 

В таком случае время, которое молекула воды находится в среднем в каждом состоянии, то есть время пребывания, можно вычислить, разделив массу воды, находящуюся в этом состоянии, на скорость, с которой происходит вынос или привнес молекул - независимо от происходящих процессов. Результаты таких расчетов, основанных на величинах, приведенных на рис. 1.4 (полагая общую массу воды равной 1400 1018 кг), дают следующие порядки величины времени пребывания молекул в каждом состоянии: в океанах - 4-103 лет, в грунтовых водах, в виде льда, в озерах и реках (вместе)-4-10 лет, в атмосфере (в виде водяного пара и облаков) -10 дней. В действительности же количество воды очень медленно пополняется за счет так называемой ювенильной воды, находящейся в недрах Земли; эта вода поступает на поверхность во время вулканических извержений, из термальных источников и т.д. Часто бывает очень трудно отличить грунтовые воды, включенные в круговорот воды, от ювенильных, что делает подсчеты количества грунтовых вод, приведенные на рис. 1.4, весьма ненадежными. 

 

Испарение.

Испарение - это процесс, в результате которого вода из океана или с поверхности Земли поступает в атмосферу. Тот же процесс, при котором испарение происходит с поверхности зеленых растений, называется транспирацией, а если молекулы воды переходят в газообразное состояние непосредственно с поверхности льда, то такой процесс называется возгонкой (сублимацией). Пары воды, которые в результате этих процессов пополняют количество газов, находящихся в атмосфере, увеличивают атмосферное давление.

Рассмотрим закрытый сосуд, первоначально наполовину наполненный водой, над которой располагается сухой воздух, не содержащий паров воды. Молекулы воды находятся в хаотическом движении, кинетическая энергия которого зависит от температуры воды. Молекулы будут сталкиваться друг с другом, передавая друг другу часть энергии, и некоторые из них, находящиеся около поверхности жидкости, могут развить достаточную скорость, чтобы разорвать силы связи с другими молекулами воды и перейти в газообразную форму - водяной пар. Если уровень воды в сосуде поддерживать постоянным при помощи другого сообщающегося сосуда, объем, занимаемый воздухом, будет также оставаться неизменным, а масса воздуха будет увеличиваться за счет водяного пара, что приведет к увеличению давления, оказываемого воздухом на стенки сосуда. Та часть общего давления, которая обусловлена водяным паром, называется упругостью пара (е). Этот способ очень удобен для определения количества водяных паров, присутствующих в данном объеме воздуха. Альтернативным является так называемое отношение смеси влажного воздуха, то есть отношение массы водяного пара к массе сухого воздуха.

Молекулы водяного пара могут быстро двигаться в воздухе над поверхностью жидкости, при этом часть из них будет ударяться о жидкость и захватываться ею, переходя в жидкое состояние. Этот процесс называется конденсацией. Если систему оставить в таком состоянии на довольно длительное время, в ней установится равновесие, при котором процессы конденсации и испарения уравновесят друг друга; при этом количество водяного пара в воздухе будет оставаться постоянным. В таких случаях говорят, что воздух насыщен водяным паром; давление, которое при этом оказывают пары воды, называют упругостью насыщенного пара по отношению к водной поверхности (еw). Поскольку кинетическая энергия молекул воды определяется температурой, упругость насыщенного пара также сильно зависит от температуры и с ее повышением все более и более увеличивается (рис. 1.5). Ниже 0°С упругость насыщенного пара меньше над поверхностью льда, чем над поверхностью переохлажденной воды. (Воду можно охладить ниже 0°С, и при этом она не начнет замерзать, если в ней нет частиц, которые будут служить ядрами кристаллизации.) В том случае, если не существует поверхности, на которой может происходить конденсация водяного пара, воздух станет перенасыщенным, но все же сохранит содержащееся в нем количество водяного пара.

Рис. 1.5. Упругость насыщенных паров воды как функция температуры.

Используя рис. 1.5, можно получить еще две характеристики количества водяных паров, присутствующих в единице объема воздуха, которые указывают на температуру, при которой будет происходить конденсация и на дополнительное количество водяного пара, которое может содержать воздух. Первая из этих характеристик называется температурой точки росы. Она определяется как температура, при которой некоторый объем воздуха, охлаждающийся при постоянном давлении, достигает состояния насыщения по отношению к воде.

Аналогичная температура относительно поверхности льда называется точкой замерзания. Чтобы в примере, приведенном на рис. 1.5, найти точку росы пробы воздуха А, находящейся при температуре 25°С и давлении паров 20 мб, нужно из точки А провести горизонтальную линию до пересечения с кривой и в точке В снять значение температуры, равное 17,5°С.

Другая из этих характеристик - это относительная влажность, которая определяется следующим образом:

U = 100% e/ew        (3.1)

В приведенном выше примере е равно 20 мб, а еw, (упругость насыщенных паров при температуре воздуха 25°С) - 31,5 мб (точка С), откуда U = 100% 20/31,5 = 63,5%. Относительная влажность возрастает не только при увеличении содержания водяного пара, но и при уменьшении температуры, если при этом количество водяных паров остается неизменным. Таким образом, суточные колебания относительной влажности часто отражают суточные колебания температуры воздуха.

Упругость насыщения Е растет с повышением температуры и зависит от агрегатного состояния испаряющегося вещества (вода, лед). Силы сцепления между молекулами льда больше, чем между молекулами воды, поэтому при одной и той же температуре число молекул, оторвавшихся от поверхности льда, меньше, чем оторвавшихся от поверхности воды. Состояние насыщения надо льдом наступает при меньшей упругости водяного пара, чем над поверхностью воды.

Растворенные в воде соли понижают упругость насыщенного пара, и тем больше, чем выше концентрация. Упругость насыщения над морской поверхностью с соленостью 37%0 составляет 98% от упругости насыщения над пресной водой. Поэтому морская вода испаряется несколько медленнее, чем пресная речная и дождевая.

Наибольшая величина упругости насыщения над каплями воды и наименьшая— над льдом. Неравенство упругости насыщения над каплями (Ек), над плоской водой (Ев) и льдом (Ел) играет огромную роль в образовании облаков, туманов, атмосферных осадков.

В природе соблюдается неравенство: Ек > Ев > Ел

Влагосодержание в воздухе характеризуется следующими величинами:

1) абсолютная влажность “а”—количество  водяного пара, находящегося в 1 м3 влажного воздуха;

2) упругость водяного пара е (мм рт. ст., гПа) — парциальное (внутреннее) давление пара в смеси с абсолютно сухим воздухом. Между упругостью водяного пара и абсолютной влажностью воздуха установлена следующая зависимость: a = 1,06 e / (1 +αt), где альфа — коэффициент расширения воздуха; t — температура, °С;

3) максимальная упругость водяного  пара (упругость насыщения) Et, гПа,— предельное количество водяного пара, которое может содержать воздух при данной температуре. Упругость насыщения Et зависит от температуры воздуха и в меньшей степени от атмосферного давления;

4) относительная влажность воздуха  f — отношение фактической упругости водяного пара, находящегося в воздухе, к упругости насыщения при той же температуре: 
f = e/Et * 100%;

5) дефицит влажности  d  (недостаток насыщения) — разность между упругостью насыщения Et и фактической упругостью при одинаковой температуре;

6) точка росы td — температура, при которой водяной пар, находящийся в атмосфере, достигает состояния насыщения  (е =Et; f=100 %; d=0).

Суточные и годовые колебания характеристик влажности. Практический интерес для нужд судовождения представляют временные колебания абсолютной (е, гПа) и относительной (f, %) влажности воздуха. Поскольку влагосодержание воздуха зависит в первую очередь от температуры, а последняя имеет ярко выраженные суточные и годовые колебания, то и характеристики влажности имеют суточные и годовые изменения. Суточный ход абсолютной влажности воздуха над морем аналогичен суточному ходу температуры воздуха. Максимальные значения наблюдаются в 14—15 ч, минимальные—около восхода Солнца. Суточный ход относительной влажности над водой также параллелен суточному ходу температуры воздуха. Это происходит от того, что с ростом испарения в дневные часы влагосодержание растет, а упругость насыщения Et изменяется незначительно, так как амплитуда суточных колебаний температуры воздуха над водой мала.

Годовой ход абсолютной влажности совпадает с годовым ходом температуры. В северном полушарии, например, максимум приходится на июль, минимум — на январь.

Годовые вариации относительной влажности, напротив, имеют максимальные значения зимой, минимальные—летом.

На побережьях морей с муссонной циркуляцией наблюдаются отличные от приведенных суточные и годовые колебания. Максимальные значения характеристик влажности наблюдаются летом и зимой (во время летнего и зимнего солнцестояний), а минимальные — весной и осенью (во время весеннего и осеннего равноденствий).

Скорость испарения и испаряемость. Испарение обычно характеризуется массой испарившейся жидкости. Эта величина, рассчитанная на единицу поверхности за единицу времени, дает скорость испарения Vисп, которая выражается в г/см2).- Расчеты показывают, что непосредственно у поверхности воды упругость пара равна упругости насыщения Е. Дальнейшее распространение водяного пара в атмосфере определяется. молекулярной и турбулентной диффузией..

В конечном итоге скорость испарения зависит от, температуры испаряющей поверхности t, дефицита влажности d. вычисленного с учетом этой температуры, и скорости ветра w

В метеорологии принято определять среднюю, скорость испарения за длительный промежуток времени: сутки, декаду, месяц, сезон или год, выражая ее высотой испарившегося слоя воды в миллиметрах или сантиметрах.

Скорость испарения увеличивается с повышением температуры благодаря росту упругости насыщения и, следовательно, дефицита влажности d. Поскольку испарение идет при большой затрате тепла, оно при прочих равных условиях больше в теплых районах, чем в холодных, в теплое время суток больше, чем в холодное. Ветер способствует удалению молекул водяного пара из слоя воздуха, прилегающего к поверхности воды. Очевидно, что чем больше скорость ветра, тем больше и испарение.

Максимально возможное (не лимитируемое запасами воды) испарение в данной местности при существующих в ней атмосферных условиях называется испаряемостью. Очевидно, что фактическое испарение может быть либо равным, либо меньше испаряемости. Например, в пустынях испаряемость велика, а испарение может быть близко к нулю. В Сахаре испаряемость в год равна 4000 мм, в районе Ташкента—2000 мм в год; фактическое испарение в этих районах ничтожно мало. .В океане испарение равно испаряемости.

Наиболее надежные данные величины испарения имеются для , поверхности океанов. Можно считать, что с океанической поверхности испаряется в среднем за сутки в экваториальной зоне 3—4 мм, а в умеренных широтах 1—2 мм. В среднем для всего земного шара испарение примерно равно 100 см в год.

Суточный и годовой ход влажности. С повышением температуры увеличивается испарение, а следовательно, и содержание в воздухе водяного пара. Суточный ход абсолютной влажности воздуха над поверхностью морей и океанов, на побережье и над материками зимой параллелен суточному ходу температуры. Наибольшие значения приходятся на 14—15 ч, наименьшие—на время, близкое к восходу Солнца.

Над материками и на побережье при устойчивом береговом ветре в суточном ходе абсолютной влажности наблюдается два максимума (около 10 и 22 ч) и два минимума (около времени восхода Солнца и около 16 ч). Уменьшение абсолютной влажности воздуха в послеполуденные часы объясняется вертикальным обменом воздуха, при котором влажный у земной поверхности воздух поднимается вверх и на его место приходит более сухой воздух. В предвечерние часы конвекция ослабевает, а испарение с нагретой почвы еще велико, поэтому влагосодержание у земной поверхности начинает расти. В ночные часы испарение сильно уменьшено, воздух у земной поверхности охлаждается и содержащийся в нем водяной пар конденсируется в виде росы. Отсюда и уменьшение абсолютной влажности.

Годовые колебания абсолютной влажности совпадают с годовым ходом температуры: наибольшие значения в северном полушарии приходятся на июль, наименьшее — на январь.

Абсолютная влажность, так же как и испарение, в своем географическом распределении также следует за распределением температуры: наибольшие значения наблюдаются в экваториальной зоне и убывают к полюсам.

Суточные и годовые колебания относительной влажности воздуха над материками и на побережье примерно обратные суточному и годовому ходу температуры воздуха. Объясняется это тем, что с повышением температуры возрастает упругость водяного пара е и упругость насыщения Е, причем последняя возрастает значительно быстрее.

Над морями и океанами суточный ход относительной влажности параллелен суточному ходу температуры. Это связано с тем, что из-за испарения влагосодержание воздуха увеличивается, а упругость насыщения изменяется незначительно, так как суточный ход температуры очень мал.

В годовом ходе относительной влажности повсеместно минимумы приходятся на лето, а максимумы — на зиму, кроме прибрежных областей, где наблюдаются муссоны.

Наиболее высокие значения как абсолютной, так и относительной влажности наблюдаются над океанами: с удалением от них в глубь континентов в общем происходит уменьшение влажности. С высотой абсолютная влажность быстро убывает, и уже на высоте 8—10 км содержание водяного пара становится ничтожно малым. 

 

Конденсация. Когда водяной пар в атмосфере достигает насыщения, начинается процесс конденсации (образование капель воды) или процесс сублимации (непосредственное образование кристаллов льда из водяного пара).

Конденсация и сублимация водяного пара происходят как в атмосфере, так и на земной поверхности и расположенных на ней предметах. Конденсация начинается, когда температура понизится до точки росы τ. Если τ <0°С, то может произойти не только конденсация, но и сублимация. Однако в атмосфере сублимация происходит лишь при очень низких температурах, ниже —40°С. При более высокой температуре пар в атмосфере конденсируется, образуя переохлажденные капли.