Атмосферная влага. 
Водяной пар в атмосфере

Характеристики влажности воздуха. В атмосферу непрерывно поступает водяной пар, образующийся в результате испарения с поверхности воды, почвы, испарения растениями (транспирация). При конденсации водяного пара и выпадении осадков вода покидает атмосферу. В среднем на любой момент времени в атмосфере содержится 12 900 км³ воды, что составляет 0,001% от всего количества воды на Земле, но в 6 раз больше воды, содержащейся в руслах рек мира. В атмосфере вода содержится в газообразном (водяной пар), капельно-жидком и твёрдом (кристаллики льда) состояниях. Для оценки содержания водяного пара в воздухе используются характеристики влажности воздуха. Абсолютная влажность воздуха (а) — это количество водяного пара в граммах, содержащееся в 1 м³ воздуха.

Парциальное давление (упругость) водяного пара (е) — это давление, которое имел бы водяной пар, если бы он один занимал объём газовой смеси при той же температуре (измеряется в гПа).

Зная е, можно определить абсолютную влажность по формуле:

где б — коэффициент расширения воздуха; t — температура воздуха, °С Относительная влажность воздуха (f) — это отношение фактического парциального давления водяного пара в воздухе к парциальному давлению насыщенного водяного пара при той же температуре, выражается в процентах:

Дефицит насыщения (d) — недостаток водяного пара до насыщенного состояния, т. е. разность между Е и е:

d = E — e, гПа Абсолютная влажность воздуха и парциальное давление водяного пара характеризуют содержание водяного пара в воздухе (влагосодержание), а относительная влажность и дефицит насыщения — соотношение между фактическим влагосодержанием воздуха и предельно возможным (насыщенным состоянием).

Точка росы (t_d) — температура, при которой водяной пар, содержащийся в воздухе при данном атмосферном давлении, становится насыщенным.

Дефицит точки росы (D) — разность между температурой воздуха и точкой росы:

D = t — t_d

Парциальное давление насыщенного водяного пара Е сильно зависит от температуры воздуха, увеличиваясь с ростом температуры (рис.). Т. е. с ростом температуры воздух способен содержать большее количество водяного пара. Поэтому при той же величине е с увеличением температуры относительная влажность уменьшается, а с понижением температуры увеличивается и при определенной температуре может достигнуть 100%, что соответствует стадии насыщения водяного пара, а температура — точке росы.

Испарение и конденсация водяного пара. Физическая сущность процесса испарения — молекулы воды, находясь в беспорядочном движении, отрываются от испаряющей поверхности. Совокупность молекул воды в воздушном пространстве образует водяной пар. Двигаясь над испаряющей поверхностью в различных направлениях, часть молекул возвращается в воду. Данная система имеет ряд состояний:

• 1) испарение — число вылетающих молекул больше числа возвращающихся.
• 2) насыщение — количество вылетающих молекул равно количеству возвращающихся в воду.
• 3) конденсация — число возвращающихся молекул превышает число отрывающихся.
• 4) сублимация — переход водяного пара из газообразного состояния в лёд, минуя жидкую фазу при низких температурах.

Скорость испарения увеличивается с повышением температуры испаряющей поверхности (с повышением температуры увеличивается число быстродвижущихся молекул, способных оторваться от испаряющей поверхности). Для поддержания процесса испарения требуется тепло — теплотой испарения. В отсутствии тепла испаряющее тело охлаждается. При конденсации происходит выделение этого тепла.

Скорость испарения выражается слоем воды (в миллиметрах), испарившейся за единицу времени, и может быть представлена зависимостью.

где Е — парциальное давление насыщенного водяного пара при температуре подстилающей поверхности; е — парциальное давление водяного пара, находящегося в воздухе над подстилающей поверхностью; р — атмосферное давление; и (v) — функция скорости ветра; К — коэффициент пропорциональности.

Разность (Е — е) выражает закон Дальтона и является основным фактором интенсивности испарения, т. е. чем меньше водяного пара над испаряющей поверхностью при той же величине Е, тем больше скорость испарения.

Испарение зависит от скорости ветра, поскольку ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и создают дефицит насыщения.

Конденсация и сублимация происходят при наличии ядер конденсации. Ядра конденсации — это взвешенные в воздухе мельчайшие частицы почвы, горных пород, органических веществ, вулканической и космической пыли (поступают в атмосферу в большом количестве при её турбулентном перемешивании и под воздействием восходящих движений воздуха). В атмосфере водяные капельки воды не замерзают, находясь в переохлажденном состоянии в облаках и туманах при температуре до -40 °С. Однако большая часть капель переходит в твердое состояние уже при температурах от -12 до -17 °С.

Суточный и годовой ход характеристик влажности воздуха. Влагосодержание воздуха у земной поверхности имеет суточный и годовой ход. Суточный ход опосредованно определяется суточным ходом температуры, поскольку от температуры зависят, с одной стороны, количество влаги, поступающей в воздух от испарения, а с другой — турбулентный и конвективный перенос пара от подстилающей поверхности в вышележащие слои воздуха. Суточный и годовой ход абсолютной влажности и парциального давления полностью взаимно идентичны. В тёплое время года над сушей в ясную погоду в суточном ходе парциальное давление имеет 2 минимума и 2 максимума.

Первый минимум (5−6 ч) — минимум температуры подстилающей поверхности и минимальное поступление влаги от испарения.

Первый максимум (8−10 ч) — с увеличением высоты Солнца повышается температура подстилающей поверхности и парциальное давление быстро растет, пока испарение преобладает над переносом пара вверх.

Второй минимум (15−16 ч) — после полудня турбулентный перенос влаги в вышележащие слои воздуха превышает поступление влаги от испарения и парциальное давление пара понижается.

Второй максимум (20−22 ч) — к вечеру при ослабевающей турбулентности земная поверхность остаётся еще достаточно тёплой, что обеспечивает превышение испарения над переносом влаги вверх. При этих условиях парциальное давление пара продолжает расти, достигая максимума, после чего испарение уменьшается до полного прекращения и парциальное давление также понижается до утреннего минимума.

Над морями суточный ход парциального давления следует за суточным ходом температуры.

Годовой ход парциального давления параллелен годовому ходу температуры. Большей годовой амплитуде температуры соответствует и большая годовая амплитуда парциального давления.

Суточный ход относительной влажности воздуха зависит от суточного хода парциального давления водяного пара и от суточного хода парциального давления насыщенного водяного пара Е, которое, в свою очередь, зависит от суточного хода температуры воздуха. Величина Е в суточном ходе изменяется намного больше, чем фактическое парциальное давление пара. Поэтому суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры воздуха. При этом максимум относительной влажности соответствует по времени минимуму температуры воздуха, а минимум приходится на время максимальной суточной температуры воздуха, т. е. на 14−15 ч.

В годовом ходе между относительной влажностью и температурой воздуха наблюдается обратная зависимость.

Распределение влагосодержания по высоте характеризуется тем, что наибольшее количество водяного пара сосредоточено в приземных слоях воздуха — по мере удаления от подстилающей поверхности содержание влаги резко уменьшается (на высоте 5 км парциальное давление водяного пара в 10 раз меньше, чем у земли).

В верхние слои атмосферы водяной пар доставляется в результате турбулентного и конвективного перемешивания воздуха и проникает даже в стратосферу.

С высотой парциальное давление водяного пара изменяется неравномерно: убывание его может чередоваться с ростом, например в подынверсионном слое.

Еще менее равномерно изменяется с высотой относительная влажность — с высотой убывает, но на уровнях облакообразования повышена. В слоях с температурными инверсиями относительная влажность уменьшается очень резко вследствие повышения температуры.

В горизонтальном направлении водяной пар переносится воздушными потоками на большие расстояния.