влажность воздуха

ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА - содержание в воздухе водяного пара. Его гл. источники - испарение с поверхности океанов, морей, водоёмов, влажной почвы и растений. Образовавшийся водяной пар переносится вверх турбулентностью и конвекцией, а по горизонтали - ветром. Под влиянием разл. процессов водяной пар конденсируется, образуя туманы, облака, осадки и наземные гидрометеоры: росу, иней и т. д. В. в. измеряется гигрометрами и психрометрами. Интенсивно развиваются дистанц. методы определения В. в. (в т. ч. с борта самолётов и метеорологич. ИСЗ) лазерными и радиометрич. приборами.

Для количеств. оценки В. в. используются: упругость (парциальное давление) водяного пара е, измеряется в тех же единицах, что и давление воздуха р; относительная В. в. f=(е/Е)100% (E - упругость пара, насыщающего воздух при данной темп-ре); дефицит влажности d=E-е; массовая доля влаги (ранее уд. влажность) q - отношение массы водяного пара к массе влажного воздуха в том же объёме q=0,622 e/(р-0,378е) [г/г]; абсолютная влажность а - кол-во водяного пара в г в 1 м³ воздуха. При е, выраженной в гПа, а=217 е/Т (T - абс. темп-pa); массовое отношение влаги (ранее отношение смеси) т=0,622е/(р-е) - кол-во водяного пара в сухом воздухе в г/г. В метеорологии В. в. часто характеризуют также темп-рой точки росы - темп-рой, при к-рой воздух, если его изобарически охладить, становится насыщенным водяным паром.

В атмосфере в ср. содержится 1,24*10¹⁶ кг водяного пара, т. е., сконденсировавшись, он мог бы образовать "слой осаждённой воды" толщиной 2,4 см. Значения E, а значит, и фактич. кол-во водяного пара быстро убывает с понижением темп-ры. Поэтому для атмосферы типично уменьшение кол-ва водяного пара от экватора к полюсам и очень быстрое его уменьшение по мере увеличения высоты над Землёй. У её поверхности ср. содержание водяного пара по объёму составляет у экватора 2,6%, а в полярных районах 0,2 %. От подстилающей поверхности до высоты 1,5-2 км ср. содержание водяного пара уменьшается вдвое. Выше тропопаузы воздух очень сух, и вплоть до высоты 30 км в ср. qy2,6*10^-6 г/г, а f обычно не превышает неск. процентов. Лишь изредка В. в. в стратосфере может быть гораздо большей. Так, на высотах 17-32 км иногда образуются перламутровые (стратосферные) облака, что свидетельствует о наличии насыщающей В. в.

Вода в атмосфере при t/0 ^оC может быть в газообразной и жидкой фазах, а при отрицат. темп-pax-в газообразной, жидкой (переохлаждённой вплоть до -35- -40 ^оC), и твердой (лёд). Важной особенностью водяного пара является то, что его насыщающая упругость над переохлаждённой водой (Е_В) больше, чем надо льдом (E_Л)(табл.). Значение ~E_В-E_Л максимально при t=-12⁰C (=0,269 гПа). То, что , играет большую роль в эволюции переохлаждённых облаков, способствуя переконденсации воды с капель на кристаллы, чем облегчается образование частиц осадков.

В табл. для разл. темп-р воздуха приведены значения E, а и т при насыщении над гладкой поверхностью воды (числитель) и льда (знаменатель) при р= 1000 гПа.

Фазовые переходы воды сопровождаются выделением или поглощением тепла, поэтому они играют огромную роль в энергетике и термодинамике атмосферы. Поскольку водяной пар имеет в ИК-части спектра неск. полос поглощения, В. в. сильно влияет на тепловой баланс атмосферы .Наиб. интенсивные полосы поглощения находятся на длинах волн =5,5-7,0 мкм и 17 мкм.

Лит.: Психрометрические таблицы, 2 изд., Л., 1981; Международные метеорологические таблицы, I-II серии, Обнинск, 1975; Матвеев Л. Т., Курс общей метеорологии. Физика атмосферы, 2 изд., Л., 1984; Mазин И. II., Шметер С. M., Облака, строение и физика образования, Л., 1983; Xргиан A. X., Физика атмосферы, M., 1986. С. M. Шметер.

   <<      Предметный указатель      >>