Глава 8
Вода в атмосфері
Випаровування та випаровування
Вода, що входить до складу повітря, знаходиться в ньому в газоподібному, рідкому та твердому стані. Вона потрапляє в повітря за рахунок випаровування з поверхні водойм та суші (фізичне випаровування), а також внаслідок транспірації (випаровування рослинами), яка є фізико-біологічним процесом. Приземні шари повітря, збагачені
Мал. 37. Середні річні значення випаровування з поверхні, що підстилає (мм/рік)
водяною парою, стають легшими і піднімаються вгору. Внаслідок адіабатичного зниження температури повітря, що піднімається, вміст водяної пари в ньому стає гранично можливим. Відбувається конденсація, або сублімація водяної пари, утворюються хмари, а з них - опади, що випадають на землю. Так відбувається кругообіг води. Водяна пара в атмосфері оновлюється в середньому приблизно вісім діб. Важливою ланкою кругообігу води є випаровування, яке полягає в переході води з рідкого або твердого агрегатного стану (ліхтаря) в газоподібне і надходження невидимої водяної пари в повітря.
Випаровуванняпоказує фактичну кількість води, що випаровується на відміну від іс-
1 Вологе повітря трохи легше сухого, оскільки воно менш щільне. Наприклад, насичене водяною парою повітря при температурі 0° і тиску 1000 мб менш щільне, ніж сухе, - на 3 г/м (0,25%). При більш високій температурі і відповідно більшому вмісті вологи ця різниця збільшується.
ширяння- максимально можливого випаровування, не обмеженого запасами вологи. Тому над океанами випаровування практично дорівнює випаровуваності. Інтенсивністюабо швидкістю випаровуванняназивається кількість води в грамах, що випаровується з 1 см поверхні за секунду (V=r/см2 с). Вимірювання та обчислення випаровування - важке завдання. Тому на практиці випаровування враховують непрямим способом - за величиною шару води (мм), що випарувалася за більш тривалі проміжки часу (добу місяць). Шар води в 1 мм із площі 1 м дорівнює масі води 1 кг. Інтенсивність випаровування з водної поверхні залежить від ряду факторів: 1) від температури поверхні, що випаровує: чим вона вища, тим більша швидкість руху молекул і більша їх кількість відривається від поверхні і потрапляє в повітря; 2) від вітру: чим більша його швидкість, тим інтенсивніше випаровування, тому що вітер відносить насичене вологою повітря і приносить більш сухе; 3) від дефіциту вологості: чим вона більша, тим інтенсивніше випаровування; 4) від тиску: чим воно більше, тим менше випаровування, оскільки молекулам води важче відірватися від поверхні, що випаровує.
Розглядаючи випаровування з поверхні ґрунту, треба враховувати такі його фізичні властивості, як колір (темні ґрунти через велике нагрівання випаровують більше води), механічний склад (у суглинистих ґрунтів вищий, ніж у супіщаних, водопідйомна здатність та інтенсивність випаровування), вологість (ніж ґрунт суші, тим слабше випаровування). Важливі й такі показники, як рівень ґрунтових вод (що він вищий, тим більше випаровування), рельєф (на піднесених місцях повітря рухоміше, ніж у низинах), характер поверхні (шорстка в порівнянні з гладкою має більшу площу, що випаровує), рослинність, яка зменшує випаровування з ґрунту. Однак рослини самі випаровують багато води, забираючи її із ґрунту за допомогою кореневої системи. Тому в цілому вплив рослинності різноманітний та складний.
На випаровування витрачається тепло, внаслідок чого температура поверхні, що випаровує, знижується. Це має значення для рослин, особливо в екваторіально-тропічних широтах, де випаровування зменшує їх перегрів. Південна океанічна півкуля холодніша за північ з цієї ж причини.
Добовий та річний перебіг випаровування тісно пов'язаний з температурою повітря. Тому максимум випаровування протягом доби спостерігає-
ся близько полудня і добре виражений лише в теплу пору року. У річному ході випаровування максимум посідає найтепліший місяць, мінімум - на холодний. У географічному розподілі випаровування та випаровування, що залежать насамперед від температури та запасів води, спостерігається зональність(Рис. 37).
В екваторіальній зоні випаровування та випаровування над океаном і сушею майже однакові і становлять близько 1000 мм на рік.
У тропічних широтах їх середньорічні максимальні значення. Але найбільші значення випаровування – до 3000 мм відзначаються над теплими течіями, а випаровуваність 3000 мм – у тропічних пустелях Сахари, Аравії, Австралії за фактичного випаровування близько 100 мм.
У помірних широтах над материками Євразії та Північної Америки випаровування менше і поступово зменшується з півдня на північ через зниження температур і в глиб материків через зменшення вологозапасів у ґрунті (у пустелях до 100 мм). Випаровуваність у пустелях, навпаки, максимальна – до 1500 мм/рік.
У полярних широтах випаровування та випаровування малі – 100 – 200 мм і однакові над морськими льодами Арктики та над льодовиками суші.
Вода, що входить до складу повітря, знаходиться в ньому в газоподібному, рідкому та твердому стані. Вона потрапляє в повітря за рахунок випаровування з поверхні водойм та суші (фізичне випаровування), а також внаслідок транспірації (випаровування рослинами), яка є фізико-біологічним процесом. Приземні шари повітря, збагачені водяною парою, стають легшими і піднімаються вгору. Внаслідок адіабатичного зниження температури повітря, що піднімається, вміст водяної пари в ньому стає гранично можливим. Відбувається конденсація, або сублімація, водяної пари, утворюються хмари, та якщо з них – опади, що випадають землю. Так відбувається кругообіг води. Водяна пара в атмосфері оновлюється в середньому приблизно вісім діб. Важливою ланкою кругообігу води є випаровування, яке полягає в переході води з рідкого або твердого агрегатного стану (ліхтаря) в газоподібне і надходження невидимої водяної пари в повітря.
Мал. 37. Середні річні значення випаровування з поверхні, що підстилає (мм/рік)
Вологе повітря трохи легше сухого, тому що воно менш щільне. Наприклад, насичене водяною парою повітря при температурі 0° і тиску 1000 мб менш щільне, ніж сухе, - на 3 г/м (0,25%). При більш високій температурі і відповідно більшому вмісті вологи ця різниця збільшується.
Випаровування показує фактичну кількість води, що випаровується на відміну від випаровуваності - максимально можливого випаровування, не обмеженого запасами вологи. Тому над океанами випаровування практично дорівнює випаровуваності. Інтенсивністю або швидкістю випаровування називається кількість води в грамах, що випаровується з 1 см 2 поверхні за секунду (V = г/см 2 с). Вимірювання та обчислення випаровування – важке завдання. Тому на практиці випаровування враховують непрямим способом – за величиною шару води (мм), що випарувалася за більш тривалі проміжки часу (добу місяць). Шар води в 1 мм із площі 1 м дорівнює масі води 1 кг. Інтенсивність випаровування з водної поверхні залежить від ряду факторів: 1) від температури поверхні, що випаровує: чим вона вища, тим більша швидкість руху молекул і більша їх кількість відривається від поверхні і потрапляє в повітря; 2) від вітру: чим більша його швидкість, тим інтенсивніше випаровування, тому що вітер відносить насичене вологою повітря і приносить більш сухе; 3) від дефіциту вологості: чим вона більша, тим інтенсивніше випаровування; 4) від тиску: чим воно більше, тим менше випаровування, оскільки молекулам води важче відірватися від поверхні, що випаровує.
Розглядаючи випаровування з поверхні ґрунту, треба враховувати такі його фізичні властивості, як колір (темні ґрунти через велике нагрівання випаровують більше води), механічний склад (у суглинистих ґрунтів вищий, ніж у супіщаних, водопідйомна здатність та інтенсивність випаровування), вологість (ніж ґрунт суші, тим слабше випаровування). Важливі й такі показники, як рівень ґрунтових вод (що він вищий, тим більше випаровування), рельєф (на піднесених місцях повітря рухоміше, ніж у низинах), характер поверхні (шорстка в порівнянні з гладкою має більшу площу, що випаровує), рослинність, яка зменшує випаровування з ґрунту. Однак рослини самі випаровують багато води, забираючи її із ґрунту за допомогою кореневої системи. Тому в цілому вплив рослинності різноманітний та складний.
На випаровування витрачається тепло, внаслідок чого температура поверхні, що випаровує, знижується. Це має значення для рослин, особливо в екваторіально-тропічних широтах, де випаровування зменшує їх перегрів. Південна океанічна півкуля холодніша за північ з цієї ж причини.
Добовий та річний перебіг випаровування тісно пов'язаний з температурою повітря. Тому максимум випаровування протягом доби спостерігається близько полудня і добре виражений лише у теплу пору року. У річному ході випаровування максимум посідає найтепліший місяць, мінімум – на холодний. У географічному розподілі випаровування та випаровування, що залежать передусім від температури та запасів води, спостерігається зональність (рис. 37).
В екваторіальній зоні випаровування та випаровування над океаном і сушею майже однакові і становлять близько 1000 мм на рік.
У тропічних широтах їх середньорічні максимальні значення. Але найбільші значення випаровування – до 3000 мм відзначаються над теплими течіями, а випаровування 3000 мм – у тропічних пустелях Сахари, Аравії, Австралії за фактичного випаровування близько 100 мм.
У помірних широтах над материками Євразії та Північної Америки випаровування менше і поступово зменшується з півдня на північ через зниження температур і в глиб материків через зменшення вологозапасів у ґрунті (у пустелях до 100 мм). Випаровуваність у пустелях, навпаки, максимальна – до 1500 мм/рік.
У полярних широтах випаровування та випаровування малі – 100–200 мм і однакові над морськими льодами Арктики та над льодовиками суші.
Водяна пара надходить в атмосферу за допомогою випаровування з підстилаючої поверхні та транспірації рослинами. Випаровування залежить від дефіциту вологості та швидкості вітру. На випаровування витрачається багато тепла, так що на випаровування 1 г води потрібно 600 кал.
Випаровування з океану на всіх широтах значно більше, ніж випаровування із суші. Випаровування в океані може досягати величини 3000 мм на рік, тоді як на суші максимум 1000 мм.
Відмінності у розподілі випаровування по широтах визначаються радіаційним балансом та зволоженням території. Загалом, у напрямку від екватора до полюсів відповідно до зниження температури випаровування зменшується.
У разі відсутності достатньої кількості вологи на поверхні, що випаровує, випаровування не може бути великим навіть при високій температурі і великому дефіциті вологості. Можливе випаровування, зване випаровування, у цьому випадку велике.
Над водною поверхнею випаровування і випаровування рівні за величиною, над сушею випаровування може бути значно менше випаровуваності. Випаровуваність характеризує величину можливого випаровування із суші при достатньому зволоженні.
Середні місячні значення витрати на випаровування (і турбулентного теплообміну з атмосферою) на океанах розраховані за матеріалами багаторічних суднових спостережень на акваторіях Атлантичного, Індійського і Тихого океанів.
Розглядаючи особливості розподілу середньої витрати тепла на випаровування суші протягом року, можна назвати, що діапазон зміни її значень становить близько 110 Вт/м2. У районах достатнього зволоження середня річна витрата тепла на випаровування зростає разом із збільшенням радіаційного балансу від високих широт до екватора, змінюючись від значень, менших 10 Вт/м2 на північних узбережжях континентів, до значень більше 80 Вт/м2 у вологих. Африки та Малайського архіпелагу. У районах недостатнього зволоження величина витрати тепла на випаровування визначається посушливістю клімату, зменшуючись із збільшенням посушливості. Найменші значення середньої річної витрати тепла випаровування відзначаються у тропічних пустелях, де вони становлять лише кілька Вт/м2.
Річний хід витрати тепла на випаровування також визначається ресурсами теплової енергії та води. У позатропічних широтах з умовами достатнього зволоження найбільші значення витрати тепла випаровування відповідно до річним перебігом радіаційного балансу мають місце влітку, досягаючи 80-100 Вт/м2. Взимку витрата тепла на випаровування мала. У районах недостатнього зволоження максимум витрати тепла на випаровування також зазвичай спостерігається під час теплого періоду, проте час досягнення максимуму залежить від режиму зволоження.
У тропічних широтах з вологим кліматом витрата тепла випаровування велика протягом року і становить близько 80 Вт/м2. У районах із сезонами знижених опадів відзначається деяке зменшення витрати тепла на випаровування, проте амплітуда її річного ходу порівняно невелика. У областях із добре вираженим сухим періодом найбільші значення витрати тепла випаровування відзначаються наприкінці вологого періоду, найменші - наприкінці сухого.
У цілому нині для суші земної кулі (включаючи Антарктиду) середня протягом року витрата тепла випаровування становить 38 Вт/м2.
Розподіл середніх річних значень витрати тепла на випаровування на океанах загалом подібно до розподілу радіаційного балансу. Зміна середньої витрати тепла на випаровування досить велика: від значень, більших 160 Вт/м2 у тропічних широтах, до значень близько 40 Вт/м2 біля льоду. В екваторіальних широтах середня витрата тепла на випаровування дещо знижена порівняно з вищими широтами (менше 130 Вт/м2), що є наслідком збільшення хмарності та вологості.
Крім радіаційного тепла, що витрачається на випаровування з океанів, у низці районів на випаровування витрачається також тепло, яке переноситься течіями. Тому зональний характер розподілу витрати тепла на випаровування порушується помітними відхиленнями у районах дії теплих та холодних течій.
Середні річні величини витрати тепла випаровування з океанів залежать переважно від величин для осінньо-зимового періоду. Розподіл витрати тепла на випаровування в зимові місяці аналогічний до річного розподілу. У цей час посилюється вплив теплих течій, у зв'язку з чим виразно проявляються особливості окремих океанів: витрата тепла на випаровування з поверхні Північної Атлантики в середніх широтах удвічі більша, ніж у тих широтах Тихого океану. Найнижчі витрати тепла на випаровування відзначаються в середніх широтах південної півкулі в Атлантичному та Індійському океанах. У ці райони з порівняно невисокими температурами води з низьких широт надходять тепліші повітряні маси, що зменшує витрати тепла випаровування.
При переході до літа вплив теплих течій на величину витрати тепла випаровування слабшає через зменшення енергетичних ресурсів течій. Оскільки в літні місяці відбувається зниження середніх швидкостей вітру та послаблення контрасту температури вода-повітря, витрата тепла на випаровування помітно падає. Разом з цим зменшується відмінність у значеннях витрати тепла на випаровування з поверхні окремих океанів.
Вода, що входить до складу повітря, знаходиться в ньому в газоподібному, рідкому та твердому стані. Вона потрапляє в повітря за рахунок випаровування з поверхні водойм та суші (фізичне випаровування), а також внаслідок транспірації (випаровування рослинами), яка є фізико-біологічним процесом. Приземні шари повітря, збагачені водяною парою, стають легшими і піднімаються вгору. Внаслідок адіабатичного зниження температури повітря, що піднімається, вміст водяної пари в ньому стає гранично можливим. Відбувається конденсація, або сублімація, водяної пари, утворюються хмари, та якщо з них – опади, що випадають землю. Так відбувається кругообіг води. Водяна пара в атмосфері оновлюється в середньому приблизно вісім діб. Важливою ланкою кругообігу води є випаровування, яке полягає в переході води з рідкого або твердого агрегатного стану (ліхтаря) в газоподібне і надходження невидимої водяної пари в повітря.
Мал. 37. Середні річні значення випаровування з поверхні, що підстилає (мм/рік)
Вологе повітря трохи легше сухого, тому що воно менш щільне. Наприклад, насичене водяною парою повітря при температурі 0° і тиску 1000 мб менш щільне, ніж сухе, - на 3 г/м (0,25%). При більш високій температурі і відповідно більшому вмісті вологи ця різниця збільшується.
Випаровування показує фактичну кількість води, що випаровується на відміну від випаровуваності - максимально можливого випаровування, не обмеженого запасами вологи. Тому над океанами випаровування практично дорівнює випаровуваності. Інтенсивністю або швидкістю випаровування називається кількість води в грамах, що випаровується з 1 см 2 поверхні за секунду (V = г/см 2 с). Вимірювання та обчислення випаровування – важке завдання. Тому на практиці випаровування враховують непрямим способом – за величиною шару води (мм), що випарувалася за більш тривалі проміжки часу (добу місяць). Шар води в 1 мм із площі 1 м дорівнює масі води 1 кг. Інтенсивність випаровування з водної поверхні залежить від ряду факторів: 1) від температури поверхні, що випаровує: чим вона вища, тим більша швидкість руху молекул і більша їх кількість відривається від поверхні і потрапляє в повітря; 2) від вітру: чим більша його швидкість, тим інтенсивніше випаровування, тому що вітер відносить насичене вологою повітря і приносить більш сухе; 3) від дефіциту вологості: чим вона більша, тим інтенсивніше випаровування; 4) від тиску: чим воно більше, тим менше випаровування, оскільки молекулам води важче відірватися від поверхні, що випаровує.
Розглядаючи випаровування з поверхні ґрунту, треба враховувати такі його фізичні властивості, як колір (темні ґрунти через велике нагрівання випаровують більше води), механічний склад (у суглинистих ґрунтів вищий, ніж у супіщаних, водопідйомна здатність та інтенсивність випаровування), вологість (ніж ґрунт суші, тим слабше випаровування). Важливі й такі показники, як рівень ґрунтових вод (що він вищий, тим більше випаровування), рельєф (на піднесених місцях повітря рухоміше, ніж у низинах), характер поверхні (шорстка в порівнянні з гладкою має більшу площу, що випаровує), рослинність, яка зменшує випаровування з ґрунту. Однак рослини самі випаровують багато води, забираючи її із ґрунту за допомогою кореневої системи. Тому в цілому вплив рослинності різноманітний та складний.
На випаровування витрачається тепло, внаслідок чого температура поверхні, що випаровує, знижується. Це має значення для рослин, особливо в екваторіально-тропічних широтах, де випаровування зменшує їх перегрів. Південна океанічна півкуля холодніша за північ з цієї ж причини.
Добовий та річний перебіг випаровування тісно пов'язаний з температурою повітря. Тому максимум випаровування протягом доби спостерігається близько полудня і добре виражений лише у теплу пору року. У річному ході випаровування максимум посідає найтепліший місяць, мінімум – на холодний. У географічному розподілі випаровування та випаровування, що залежать передусім від температури та запасів води, спостерігається зональність (рис. 37).
В екваторіальній зоні випаровування та випаровування над океаном і сушею майже однакові і становлять близько 1000 мм на рік.
У тропічних широтах їх середньорічні максимальні значення. Але найбільші значення випаровування – до 3000 мм відзначаються над теплими течіями, а випаровування 3000 мм – у тропічних пустелях Сахари, Аравії, Австралії за фактичного випаровування близько 100 мм.
У помірних широтах над материками Євразії та Північної Америки випаровування менше і поступово зменшується з півдня на північ через зниження температур і в глиб материків через зменшення вологозапасів у ґрунті (у пустелях до 100 мм). Випаровуваність у пустелях, навпаки, максимальна – до 1500 мм/рік.
У полярних широтах випаровування та випаровування малі – 100–200 мм і однакові над морськими льодами Арктики та над льодовиками суші.
Найважливішим компонентом водного балансу є випаровування. Проблема отримання кліматично достовірної інформації про випаровування стоїть набагато гостріше, ніж опадів. Переважна частина відомих даних виходить з розрахункових методах. Розрахунки більш-менш надійні над водяною поверхнею, де можна прийняти випаровування за випаровуваність і обчислити це значення. Над сушею такий підхід неможливий, тому на рідкісній мережі проводиться безпосередній вимір випаровування, проте просторове кліматичне узагальнення цих даних є складним (Кислов А.В., 2011).
На рис. 3.5 та в табл. 3.3 наводяться розраховані річні суми випаровування з поверхні, що підстилає, з яких випливає, що випаровування з океанів значно перевищує випаровування з суші. На більшій частині акваторії Світового океану в середніх та низьких широтах випаровування змінюється від 600 до 2500 мм, а максимуми досягають 3000 мм. У полярних водах за наявності льодів випаровування порівняно невелике. На суші річні суми випаровування становлять від 100–200 мм у полярних та пустельних районах (в Антарктиді ще менше) до 800–1000 мм у вологих тропічних та субтропічних областях (південь Азії, басейн р. Конго, південний схід США, східне узбережжя Австралії , острови Індонезії, Мадагаскар). Максимальні значення суші – трохи більше 1000 мм (Хромов С.П., Петросянц М.А., 2001).
Мал. 3.5. Розподіл середніх річних значень (мм/рік) випаровування з поверхні, що підстилає (Атлас теплового балансу земної кулі, 1963)
Таблиця 3.3. Річні значення випаровування (мм) для різних поясів Північної півкулі (за даними Будико М.І., 1980)
Таким чином, у середньому по широтних зонах у Північній півкулі найбільші річні значення випаровування спостерігаються у тропіках. У міру просування від тропіків до полюсів випаровування зменшується. В екваторіальній зоні та у високих широтах середні річні значення випаровування над сушею та морем приблизно однакові, але в тропіках та помірних широтах випаровування з поверхні моря більше, ніж з поверхні суші. Аналогічний розподіл випаровування і в Південній півкулі, але в цілому по півкулі випаровування вище і становить приблизно 1250 мм, так, площа, зайнята океаном, у тій півкулі більше (для Північної півкулі середнє річне значення випаровування близько 770 мм) (Кліматологія, 1989).
Для отримання фізично аргументованих уявлень про особливості просторової картини випаровування можна взяти до уваги те, що турбулентний потік водяної пари визначається вертикальним градієнтом вологи в приводному шарі та розвиненістю турбулентного режиму, який може бути параметрично охарактеризований величиною модуля вектора швидкості вітру та критерієм стійкості стратифікації. З цієї точки зору стає зрозуміло, наприклад, чому вздовж стрижнів теплих течій (Гольфстріму, Куросіо, Бразильського, Східно-Австралійського) випаровування велике. Особливо воно збільшується в зимовий час, коли на морські акваторії потрапляє (через переважання західного перенесення) сухе холодне повітря, яке сформувалося у позатропічних континентальних центрах високого тиску. При цьому зростає градієнт питомої вологості і різко посилюється турбулентність через нестійку температурну стратифікацію, що формується.
Розглянуті положення дозволяють пояснити існування великих опадів ВЗК з погляду балансу кількості опадів (r)та величини випаровування (Е)(Рис. 3.6). Над великими частинами океанів повітряні маси пасатів накопичують вологу (тут Е– r> 0) і «виливають» цю воду у ВЗК (де Е– r< 0). Хмарні системи полярно-фронтових циклонів формуються в тропічному вологому повітрі, так що переноситься ними у високі широти і на континенти водяна пара (туди, де Е– r< 0) також зібраний з тропічних та субтропічних акваторій Світового океану.
Баланс вологи «випаровування мінус опади» дозволяє зрозуміти основні географічні закономірності формування річкового стоку – найбільш повноводні ті річки, басейни яких знаходяться на територіях, де Е -r< 0. Характерними прикладами є річки Амазонка, Конго, Ганг, Брахмапутра та ін. перевищує випаровування.
Для океану атмосферний баланс вологи «випар мінус опади» є вертикальним потоком «прісної води». Він визначає головними рисами просторову неоднорідність поля солоності вод. У Тихому океані опади перевищують випаровування, а в Атлантичному (та Індійському океані) випаровування більше опадів і більше солоність приповерхневих шарів, причому її просторовий розподіл слідує за розподілом балансу «опади мінус випаровування». Однак не всі особливості поля солоності визначаються винятково цим балансом. Так, розпресування вод локально збільшується поблизу усть великих річок (Амазонка, Конго, Ганг). У полярних широтах, крім названих факторів, активну роль у процесі формування поля солоності відіграють прісні води, що утворюються при таненні снігового та крижаного покриву (Кислов А.В., 2011).
Мал. 3.6. Атмосферний баланс вологи «випар мінус опади» над океанами (см/рік): 1 – ізолінії >0 ; 2 – ізолінії <0 (Кислов А.В., 2011)