Суточный и годовой ход влажности воздуха

Суточный ход влажности может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Он наблюдается над океанами, а зимой и осенью – над сушей.

Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для летнего сезона на суше: максимумы в 9 и 20-21 часа, а минимумы в 6 и в 16 часов.

Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется слабым испарением в ночные часы. С увеличением лучистой энергии испарение растет, упругость водяного пара достигает максимума около 9 часов.

В результате разогрева поверхности развивается конвекция воздуха, перенос влаги происходит быстрее, чем поступление ее с испаряющейся поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях накапливается влага, обеспечивая второй максимум около 20-21 часа.

Годовой ход упругости водяного пара соответствует годовому ходу температуры. Летом упругость водяного пара больше, зимой – меньше.

Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, т. к. максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее упругости водяного пара. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – в 15-16 часов.

В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум – на самый теплый месяц. Исключение составляют регионы, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой – сухие с материка.

42 Вопрос. Причины изменения абсолютной и относительной влажности воздуха на поверхности Земли. Значение влажности воздуха для географических процессов.

Предполагаемый ответ:

Летом в спокойную погоду тенденция изменения абсолютной влажности аналогична ходу изменения температуры, а ход изменения относительной влажности противоположен.

Давление насыщенных паров воды сильно растёт при увеличении температуры. Поэтому при изобарическом (то есть, при постоянном давлении) охлаждении воздуха с постоянной концентрацией пара наступает момент (точка росы), когда пар насыщается. При этом «лишний» пар конденсируется в виде тумана или кристалликов льда. Процессы насыщения и конденсации водяного пара играют огромную роль в физике атмосферы: процессы образования облаков и образование атмосферных фронтов в значительной части определяются процессами насыщения и конденсации, теплота, выделяющаяся при конденсации атмосферного водяного пара обеспечивает энергетический механизм возникновения и развития тропических циклонов (ураганов).

Относительная влажность воздуха — важный экологический показатель среды. При слишком низкой или слишком высокой влажности наблюдается быстрая утомляемость человека, ухудшение восприятия и памяти. Высыхают слизистые оболочки человека, движущиеся поверхности трескаются, образуя микротрещины, куда напрямую проникают вирусы, бактерии, микробы. Низкая относительная влажность (до 5–7 %) в помещениях квартиры, офиса отмечена в регионах с продолжительным стоянием низких отрицательных температур наружного воздуха. Обычно продолжительность до 1–2 недель при температурах ниже минус 20 оС, приводит к высушиванию помещений. Значительным ухудшающим фактором в поддержании относительной влажности является воздухообмен при низких отрицательных температурах. Чем больше воздухообмен в помещениях, тем быстрее в этих помещениях создается низкая (5–7 %) относительная влажность. Наиболее комфортно человек чувствует себя при влажности воздуха: летом — от 60 до 75 %; зимой от 55 до 70 %. В помещениях с паркетом и мебелью, выполненными из натурального дерева, относительная влажность должна составлять от 50 до 60 %.

Замечено, что при длительных морозах редко возникают заболевания гриппом и ОРЗ, но когда морозы спадают — люди, пережившие эти холода, заболевают, причём в первую продолжительную (до недели) оттепель.

Продукты питания, строительные материалы и даже многие электронные компоненты допускается хранить в строго определённом диапазоне относительной влажности воздуха. Многие технологические процессы возможны только при строгом контроле содержания паров воды в воздухе производственного помещения.

Влажность воздуха в помещении можно изменять.

Для повышения влажности применяются увлажнители воздуха.

Функции осушения (понижения влажности) воздуха реализованы в большинстве кондиционеров и в виде отдельных приборов — осушителей воздуха.

43 Вопрос. Конденсация и сублимация влаги, их географическое значение.

Предполагаемый ответ:

Конденсация и сублимация. В воздухе, насыщенном водяным паром, при понижении его температуры до точки росы или увеличении в нем количества водяного пара происходит конденсация — вода из парообразного состояния переходит в жидкое. При температуре ниже 0°С вода может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией. И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах конденсации, на земной поверхности и на поверхности различных предметов. Когда температура воздуха, охлаждающегося от подстилающей поверхности, достигает точки росы, на холодную поверхность из него оседают роса, иней, жидкий и твердый налеты, изморозь.

Роса — мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Она появляется обычно ночью на поверхности, на листьях растений, охладившихся в результате излучения тепла. В умеренных широтах за ночь роса дает 0,1-—0,3 мм, а за год— 10—50 мм влаги.

Иней — твердый белый осадок. Образуется в тех же условиях, как и роса, но при температуре ниже 0° (сублимация). При образовании росы выделяется скрытая теплота, при образовании инея тепло, наоборот, поглощается.

Жидкий и твердый налет — тонкая водяная или ледяная пленка, образующаяся на вертикальных поверхностях (стены, столбы и т. п.) при смене холодной погоды на теплую в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью.

Изморозь — белый рыхлый осадок, оседающий на деревьях, проводах и углах зданий из воздуха, насыщенного влагой при температуре значительно ниже 0°.Сплошной слой плотного льда на земной поверхности и различных предметах, появляющийся при выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность, называется гололедом. Обычно он образуется осенью и весной при температуре 0°, —5°.

Скопление продуктов конденсации или сублимации (капелек воды, кристалликов льда) в приземных слоях воздуха называется туманом или дымкой. Туман и дымка различаются размерами капелек и вызывают разную степень снижения видимости. При тумане видимость 1 км и менее, при дымке — более 1 км. При укрупнении капелек дымка может превратиться в туман. Испарение влаги с поверхности капелек способно вызвать переход тумана в дымку.

Если конденсация (или сублимация) водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм. Возникновение облаков связано главным образом с адиабатическим охлаждением поднимающегося воздуха. Поднимаясь и при этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает границы, на которой его температура оказывается равной точке росы. Эта граница называется уровнем конденсации. Выше, при наличии ядер конденсации, начинается конденсация водяных паров и могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации. Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции — границы распространения восходящих токов воздуха. Она часто совпадает с задерживающими слоями.

На большой высоте, где температура поднимающегося воздуха ниже 0°, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристаллизация происходит обычно при температуре —10° С, —15° С. Резкой границы между расположением жидких и твердых элементов в облаке нет, существуют мощные переходные слои. Капельки воды и кристаллики льда, составляющие облако, увлекаются вверх восходящими токами и снова опускаются под действием силы тяжести. Опускаясь ниже границы конденсации, капельки могут испаряться. В зависимости от преобладания тех или других элементов облака делятся на водяные, ледяные, смешанные.

Водяные облака состоят из капелек воды. При отрицательной температуре капельки в облаке переохлаждены (до —30°С). Радиус капелек чаще всего от 2 до 7 мк, редко до 100 мк. В 1 см3 водяного облака — несколько сотен капелек.

Ледяные облака состоят из кристалликов льда.

Смешанные содержат одновременно капельки воды разных размеров и кристаллики льда. В теплое время года водяные облака возникают главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные — в средних, ледяные — в верхних. В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и внешнему виду.

44 Вопрос. Испарение и испаряемость, их географическое значение.

Предполагаемый ответ:

Испарение и испаряемость. Водяной пар попадает в атмосферу посредством испарения с подстилающей поверхности (физическое испарение) и транспирации. Процесс физического испарения заключается в преодолении быстро движущимися молекулами воды сил сцепления, в отрыве их от поверхности и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем больше их попадает в атмосферу.

При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается.

Процесс испарения требует затрат тепла: на испарение 1 г воды требуется 597 кал, на испарение 1 г льда на 80 кал больше. В результате температура испаряющейся поверхности понижается.

Испарение с Океана на всех широтах значительно больше, чем испарение с суши. Максимальная величина его для Океана достигает 3000 см в год. В тропических широтах годовые суммы испарения с поверхности Океана наибольшие и в течение года оно меняется мало. В умеренных широтах максимальное испарение с Океана — зимой, в полярных широтах — летом. Максимальные величины испарения с поверхности суши составляют 1000 мм. Его различия по широтам определяются радиационным балансом и увлажнением. В общем в направлении от экватора к полюсам в соответствии с понижением температуры испарение уменьшается.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на испаряющей поверхности испарение не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности. Возможное испарение — испаряемость — в этом случае очень велико. Над водной поверхностью испарение и испаряемость совпадают. Над сушей испарение может быть значительно меньше испаряемости. Испаряемость характеризует, величину возможного испарения с суши при достаточном увлажнении. Суточный и годовой ход влажности воздуха. Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменениями температуры испаряющей поверхности и воздуха, соотношения процессов испарения и конденсации, переноса влаги.

Суточный ход абсолютной влажности воздуха может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Его можно наблюдать над Океаном, а зимой и осенью— над сушей. Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для суши. Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется очень слабым испарением (или даже его отсутствием) в ночные часы. С увеличением прихода лучистой энергии Солнца испарение растет, абсолютная влажность достигает максимума около 9 час. В результате развивающаяся конвекция — перенос влаги в более верхние слои — происходит быстрее, чем поступление ее в воздух с испаряющей поверхности, поэтому около 16 час возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой днем поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях воздуха накапливается влага, создавая около 20—21 часа второй (вечерний) максимум.

Годовой ход абсолютной влажности также соответствует годовому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наибольшая, зимой — наименьшая. Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности.

Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум — в 15—16 часов. В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум — на самый теплый. Исключение составляют области, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой — сухие с материка.

45 Вопрос. Коэффициент увлажнения и его использование для характеристики увлажнения территории.

Предполагаемый ответ:

Коэффициент увлажнения — соотношение между количеством выпадающих атмосферных осадков за год или другое время и испаряемостью определенной территории. Коэффициент увлажнения является показателем соотношением тепла и влаги.

Обычно различают зону избыточного увлажнения, где К больше 1, например, в тундролесьях и тайге К = 1,5; зону неустойчивого увлажнения — в лесостепи 0,6-1,0; зону недостаточного увлажнения — в полупустыне 0,1-0,3, а в пустыне меньше 0,1.

Количество осадков еще не дает полного представления об обеспеченности территории влагой, так как часть атмосферных осадков испаряется с поверхности, а другая часть просачивается в почву.

При различных температурах с поверхности испаряется различное количество влаги. Количество влаги, которое может испаряться с водной поверхности при данной температуре, называется испаряемостью. Она измеряется в миллиметрах слоя испарившейся воды. Испаряемость характеризует возможное испарение. Фактическое же испарение не может быть больше годовой суммы осадков. Поэтому в пустынях Средней Азии оно составляет не более 150-200 мм в год, хотя испаряемость здесь в 6-12 раз выше. К северу испарение возрастает, достигая 450 мм в южной части тайги Западной Сибири и 500-550 мм в смешанных и широколиственных лесах Русской равнины. Далее к северу от этой полосы испарение вновь уменьшается до 100-150 мм в прибрежных тундрах. В северной части страны испарение ограничивается не количеством осадков, как в пустынях, а величиной испаряемости.

Для характеристики обеспеченности территории влагой используется коэффициент увлажнения — отношение годовой суммы осадков к испаряемости за этот же период.

Чем меньше коэффициент увлажнения, тем суше климат. Близ северной границы лесостепной зоны количество осадков примерно равно годовой испаряемости. Коэффициент увлажнения здесь близок к единице. Такое увлажнение считается достаточным. Увлажнение лесостепной зоны и южной части зоны смешанных лесов колеблется от года к году в сторону то увеличения, то понижения, поэтому оно неустойчивое. При коэффициенте увлажнения меньше единицы увлажнение считается недостаточным (степная зона). В северной части страны (тайга, тундра) количество осадков превышает испаряемость. Коэффициент увлажнения здесь больше единицы. Такое увлажнение называют избыточным.

Коэффициент увлажнения выражает соотношение тепла и влаги на той или иной территории и является одним из важных климатических показателей, так как определяет направление и интенсивность большинства природных процессов.

В районах избыточного увлажнения много рек, озер, болот. В преобразовании рельефа преобладает эрозия. Широко распространены луга и леса.

Высокие годовые значения коэффициента увлажнения (1,75-2,4) характерны для горных территорий с абсолютными отметками поверхности 800-1200 м. Эти и другие, более высокогорные, районы находятся в условиях избыточного увлажнения с положительным балансом влаги, избыток которой составляет 100 - 500 мм в год и более. Минимальные значения коэффициента увлажнения от 0,35 до 0,6 свойственны степной зоне, подавляющая часть поверхности которой расположена на отметках менее 600 м абс. высоты. Баланс влаги здесь отрицателен и характеризуется дефицитом от 200 до 450 мм и более, а территория, в целом - недостаточным увлажнением, типичным для полуаридного и даже аридного климата. Основной период испарения влаги длится с марта по октябрь, а ее максимальная интенсивность приходится на наиболее жаркие месяцы (июнь — август). Наименьшие значения коэффициента увлажнения наблюдаются именно в эти месяцы. Нетрудно заметить, что величина избыточного увлажнения горных территорий сопоставима, а в некоторых случаях и превышает суммарное количество атмосферных осадков степной зоны.

46 Вопрос. Снежный покров и его характеристики.

Предполагаемый ответ:

Сне́жный покро́в — слой снега на поверхности Земли, образовавшийся в результате снегопадов и метелей.

Снежный покров наблюдается по установленным стационарно (постоянным) рейкам и с помощью снегосъемок. Информация, полученная этими двумя способами, различается и используется в разных целях. Результаты снегосъемок прежде всего необходимы гидрологам, а также проектировщикам при выборе места строительства. Для нагрузочных расчетов и в исследованиях климатических изменений чаще используются данные постоянных реек.

Климатические характеристики плотности и запаса воды в снежном покрове обычно определяют по данным снегосъемок, а характеристики высоты снежного покрова - по постоянной рейке и по снегосъемкам. Число дней со снежным покровом, даты появления, схода, образования и разрушения снежного покрова, средние квадратические отклонения высоты, числа дней, дат появления и схода снежного покрова - только по постоянной рейке.

Особое положение в смысле метода ее получения занимает такая характеристика, как максимальный прирост (средний и абсолютный) снега за сутки. Она может быть определена из результатов наблюдений за высотой снежного покрова, а также по данным об осадках.

Для характеристики высоты снежного покрова вычисляют средние ее значения не по месяцам, а по декадам зимних месяцев. Эти величины в начале и конце зимы рассчитываются только в том случае, когда снежный покров наблюдался более чем в 50% зим. Среднюю величину за декаду получают делением суммарной высоты на все число лет выбранного периода независимо от наличия снега в эту декаду. Если же снег наблюдался менее чем в 50 % зим, то среднюю за данную декаду не вычисляют. Принято при этом ставить в таблицах условный значок (•). Следует иметь в виду, что начиная с 1977 года в месячных выводах таблицы ТМ-1 и, следовательно, в ежемесячниках приводится не средняя декадная высота снежного покрова, а высота его на последний день декады. Поэтому начиная с этого года среднюю многолетнюю высоту следует вычислять, используя имеющиеся в ТМ-1 суммы высот за декады.

Средние многолетние значения высоты снежного покрова по снегосъемкам вычисляют так же, как и по постоянным рейкам. Поскольку ряд наблюдений по снегосъемкам короче (снегосъемки начаты в 1936 году), при его обработке полезно сравнивать некоторые результаты с данными, полученными по постоянной рейке. Так проверяются данные о высоте снежного покрова для крайних декад и декад внутри зимы с отсутствием снега в некоторые зимы. Если при снегосъемке снега в декаде не зафиксировано (в таблицах стоит прочерк), а по показаниям постоянной рейки он наблюдался, то этот год не следует включать в подсчеты.

Наибольшие и наименьшие декадные высоты снежного покрова по месяцам определяются по данным постоянной рейки, наибольшие и наименьшие высоты за зиму вычисляются для обоих способов наблюдения. Как правило, результаты различаются между собой, хотя и не слишком сильно.

Средние значения плотности снежного покрова (кг/м3) и запаса воды в снеге, в отличие от аналогичных значений высоты снежного покрова, вычисляются только по данным тех лет, когда снежный покров образовывался. Плотность снежного покрова начинают измерять лишь тогда, когда его высота достигает 5 см, поэтому весной и осенью крайние декады, для которых указывается высота снега и плотность снега, могут не совпадать, то есть период, за который приводится плотность снега, оказывается короче периода с указанием высоты снежного покрова.

Кроме средней плотности, вычисляют среднюю плотность при наибольшей декадной высоте снежного покрова и при наибольшем запасе воды в снежном покрове. Для получения этих характеристик плотности за каждый год выбирается значение плотности в ту из декад, когда высота снежного покрова или запас воды в снеге были наибольшими. Эти декады обычно различаются в разные годы. Таким образом осредняются данные плотности для разных декад.

По запасу воды в снеге наряду со средним определяется еще и среднее из наибольших значение. Характеристики продолжительности залегания снежного покрова (число дней со снегом, даты появления, схода и образования, разрушения устойчивого снежного покрова), строго говоря, следовало бы получать так же, как аналогичные характеристики температуры воздуха по графикам ступенчатого тренда. Однако исторически установились некоторые условные критерии для определения этих дат, которые и используют в практике климатологической обработки. В соответствии с методикой ГГО приняты следующие критерии:

- устойчивым считают такой снежный покров, который лежит не менее месяца с перерывами не более 3 дней подряд или вразбивку, перерыву в один день в начале зимы предшествует залегание снежного покрова не менее 5 дней, а перерыву в 2-3 дня - не менее 10 дней;

- если в конце зимы, не более чем через 3 дня после схода снежного покрова, вновь образуется снежный покров, который лежит не менее 10 дней, такое залегание снежного покрова считается непрерывным:

- если за зиму имеется несколько периодов с устойчивым снежным покровом, разделенных по времени не более чем на 5 дней один от другого, то период от первого дня с устойчивым снежным покровом до последнего дня за зиму с таким покровом считается одним периодом с устойчивым снежным покровом;

- средние многолетние даты образования и разрушения снежного покрова вычисляются только в том случае, когда число зим со снежным покровом составляет более 50 % всех зим и лишь за зимы, когда был только один период с устойчивым снежным покровом;

- при отсутствии снежного покрова хотя бы в одну из зим выбираются только две крайние даты - самого раннего появления и самого позднего схода снежного покрова, даты же самого позднего появления и самого раннего схода не определяются (аналогично и по устойчивому снежному покрову).

47 Вопрос. Образование снежного покрова и влияние на географические процессы.

Предполагаемый ответ:

Дата добавления: 2015-06-30