Турбулентний потік і надходження водяної пари в атмосфері. Розподіл вологості повітря в приземному шарі

Водяна пара розповсюджуються в атмосфері завдяки атмосферним рухам, які складаються з упорядкованого переносу з швидкістю C(u, w, υ) та турбулентних пульсацій. Молекулярна дифузія відіграє роль лише безпосередньо біля випаровуючої поверхні, тобто у в’язкому підшарі товщиною в декілька міліметрів.

Розглянемо спочатку турбулентний потік водяної пари. При рухах у вертикальному напрямку турбулентного моля в ньому залишається незмінною та задовольняє усім постулатам напівемпіричної теорії турбулентності масова частка водяної пари. Інші характеристики вологості (абсолютна та відносна вологість, парціальний тиск, точка роси) при рухах часток повітря змінюються. Отже, розглядаючи у якості субстанції масову частку водяної пари s, можна записати для вертикального турбулентного потоку водяної Q_z таке рівняння: Q_z = kρ (1), де k - коефіцієнт турбулентності, або турбулентної дифузії водяної пари у вертикальному напрямку. Вважають, що він дорівнює звичайному коефіцієнту турбулентності. Таким же чином можна записати рівняння для горизонтальної турбулентної дифузіїQ_x = - k'ρ , Q_y = - k' ρ

(2), k' - коефіцієнт горизонтальної турбулентної дифузії.

Виділимо в атмосфері елементарний об’єм повітря з площею перерізу 1 м² і висотою dz. Нехай на рівні z потік водяної пари дорівнює Q_z, а на рівні z+dz є Q_z +dQ_z. Тоді за одиницю часу у виділеному об’ємі залишається маса водяної пари, що дорівнює: Q_z – (Q_z +dQ_z) = -dQ_z(3).

Це і є приплив водяної пари до об’єму у вертикальному напрямку. Ураховуючи формулу (1), маємо: - dQ_z = - dz = (kρ dz (4)

Вологістьповітрязалежитьвідвипаровування та перенесенняводяної пари повітрянимитечіями. Випаровуванняу першу чергузалежитьвіддефіцитунасичення, а дефіциттимбільший, чимвища температура. Тому розподілвмістувологи в атмосферівизначається в основному розподіломтемпературиповітря.

Найбільшийпарціальнийтискводяної пари спостерігаєтьсявсерединітропічних широт, де протягомусього року у багатьохмісцяхперевищує 30 гПа. Звідсивінзменшується в обохпівкулях при зростанніширотимісцевості так само, як температура повітря. Зимою тискводяної пари, як і температура, менший на материках у порівнянні з океаном. Це видно за положеннямізоліній, якіпрогинаються на суходолі до екватора. Над дужехолодними районами Якутії в січні є замкненіізолініїтискуводяної пари 0,1 гПа. Меншийтискводяної пари можливийлише в центральних районах Антарктиди.

Влітку температура в серединіматериківвисока, але випаровуванняобмежене запасом вологи. Тому парціальнийтискводяної пари над суходолом, не дивлячись на вищу температуру, такий же, як і над океаном. Лише в пустеляхспостерігаєтьсяобласті малого вмістуводяної пари іззамкненимиізолініями. На окраїнахматериків, кудипостійно переноситься повітря з океанів, тискводяної пари і зимою і літомблизькийдоокеанічного. На територіях, де діютьмусони, вліткупарціальнийтиск великий, а взимкумалий. Малийвмістводяної пари у повітрі над холоднимитечіями, особливо цепомітнобілязахіднихберегів Америки.

Відноснавологістьповітрязавжди велика всерединітропічних широт, де вона місцямиперевищує 85%. Тут випаровуванняпостійновелике, а температура повітря при хмарнійпогодівідносноневисока. Така жвідноснавологість в Арктиці, у високих широтах океанів. Але цепояснюється не великим вмістомводяної пари у повітрі, а низькою температурою повітря, особливо взимку. Це ми спостерігаємо і над суходолом у високих і помірних широтах холодноїчастини року, за виняткомЯкутії, де в умовахпереважанняантициклональної погоди спостерігаєтьсязовсіммалийвмістводяної пари.

Найменшавідноснавологістьпротягом року спостерігається в тропічних та субтропічнихпустелях, де вона завждименша 50%. В Монголії вона мала взимку через малийвмістводяної пари, а влітку через високітемператури. Взимку в Індії мала відноснавологість через пануванняпівнічно-східногомусону. Влітку до цихрайонівприєднуютьсяпустеліпомірних широт.

Такийрозподілвологостіповітряпоблизуземноїповерхні (на висоті 2 м). При підняттіугорупарціальнийтискводяної пари швидкозменшується, причомузменшуєтьсяшвидше, ніжатмосфернийтиск і густинаповітря. Це й зрозуміло, аджеводяна пара надходить у повітряізземноїповерхні. Тому 50% вологизосереджено в 1,5 км шаріатмосфери, а 99% - в тропосфері. Відноснавологістьповітря з висотоютакожзменшується, але у хмарах вона велика. Взагаліводяної пари ватмосферібагато. В середньому над кожнимквадратним метром земноїповерхні в повітрі є близько 28,5 кг води.