Влагооборот состоит из испарения воды с земной поверхности, ее конденсации в атмосфере, выпадения осадков и стока. Сток, как процесс чисто гидрологический, мы оставим вне рассмотрения. Остальные же составляющие влагооборота — испарение, конденсация и осадкообразование — и их климатические следствия составляют основное содержание этого раздела.
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации растений. Испарение, в отличие от транспирации, называют еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением.
Процесс испарения состоит в том, что отдельные молекулы воды переходят в воздух как молекулы водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения. Это происходит отчасти вследствие собственного движения молекул; в этом случае процесс распространения молекул газа называется молекулярной диффузией. К молекулярной диффузии в атмосфере присоединяется еще и распространение водяного пара вместе с воздухом: в горизонтальном направлении с ветром, т. е. с общим переносом воздуха, а в вертикальном направлении путем турбулентной диффузии, т. е. вместе с турбулентными вихрями, всегда возникающими в движущемся воздухе. Но одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду или в почву. Если достигается состояние подвижного равновесия, когда возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности, то испарение прекращается: отрыв молекул с поверхности продолжается, но он покрывается возвращением молекул. Такое состояние называют насыщением. Упругость водяного пара в состоянии насыщения называют упругостью насыщения.
Капельки жидкой воды (облаков и туманов) часто находятся в атмосфере в переохлажденном состоянии. При температурах до -10° состояние переохлаждения в атмосфере обычно, и лишь при более низких температурах часть капелек замерзает. Поэтому в атмосфере жидкая вода и лед часто находятся в непосредственной близости; многие облака состоят из тех и других элементов одновременно, являются смешанными.
При отрицательных температурах упругость насыщения по отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отношению к переохлажденным капелькам. Если, например, при температуре —10° фактическая упругость водяного пара 2,7 мб, то для переохлажденных капелек такой воздух будет ненасыщенным, и капельки в нем должны испаряться; но для кристалликов он будет уже перенасыщенным, и кристаллики должны расти. Такие условия действительно создаются в облаках и очень важны для выпадения осадков, к чему мы еще вернемся. Различие в упругости насыщения над водой и льдом объясняется тем, что силы сцепления между молекулами льда больше, чем между молекулами воды.
Для выпуклых поверхностей, какими являются поверхности капелек, упругость насыщения больше, чем для плоской поверхности воды. Это объясняется тем, что на выпуклой поверхности силы сцепления между молекулами меньше, чем на плоской поверхности. Для крупных капелек это превышение незначительно. Но, например, для капелек радиусом 10-7 см для насыщения нужна втрое большая упругость водяного пара в воздухе, чем для плоской водной поверхности.
Если в воде растворены соли, то упругость насыщения для такого раствора меньше, чем для пресной воды, и тем меньше, чем больше концентрация солей. Поэтому над морской водой насыщение устанавливается при упругости пара меньшей, чем над пресной водой, примерно на 2%.
Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени, например за сутки, с данной поверхности. Она, прежде всего, пропорциональна разности между упругостью насыщения при температуре испаряющей поверхности и фактической упругостью водяного пара в воздухе: Es - е.
Чем меньше разность (Es - е), тем медленнее идет испарение, т. е. тем меньше водяного пара переходит в воздух за единицу времени. Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению р. Но этот фактор важен лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в горах; на равнине колебания атмосферного давления не так велики, чтобы он имел серьезное значение.
Наконец, испарение зависит от скорости ветра v, поскольку ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и поддерживают необходимый дефицит влажности в непосредственной близости от нее. Итак,
Измерение испарения является трудной задачей. Легко измерить испарение с поверхности воды в чашке прибора - испарителя - или в небольшом искусственном бассейне. Однако нельзя вполне приравнивать такое испарение к испарению с большого естественного водоема. В последнем случае испарение меньше, чем определенное по испарителю. Измерить испарение с поверхности почвы намного труднее; соответствующие приборы - почвенные испарители - существуют, но определяемые ими величины испарения из вырезанных монолитов почвы также могут отличаться от испарения в естественной обстановке.
Поэтому для определения испарения с больших географических площадей прибегают к расчетным методам. Испарение с поверхности суши рассчитывается, например, по осадкам, стоку и влагосодержанию почвы, т. е. по другим элементам водного баланса, с которыми связано испарение и которые легче определяются путем измерений.
Говоря о количестве воды, испаряющемся в той или иной местности, нужно различать фактическое испарение и возможное испарение, или испаряемость.
Испаряемостью называют максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги. Величина испаряемости характеризует, насколько погода и климат в данной местности благоприятствуют процессу испарения.
Однако испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением с поверхности почвы. Для почвы с недостаточным увлажнением величина фактического испарения меньше, чем для водной поверхности при тех же условиях, т. е. меньше испаряемости; просто потому, что не хватает влаги, которая могла бы испаряться.
В полярных областях, при низких температурах мала испаряемость. На Шпицбергене она только 80 мм в год, в Англии около 400 мм, в Средней Европе около 450 мм. На Европейской территории России испаряемость растет с северо-запада на юго-восток вместе с ростом дефицита влажности. В Ленинграде она 320 мм в год, в Москве 420 мм. В Средней Азии с ее высокими летними температурами и большим дефицитом влажности испаряемость значительно выше: 1340 мм в Ташкенте.
В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и резко возрастает внутри материков, особенно в пустынях. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега - 3000 мм.
У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость относительно низка: 700-1000 мм.
Влажная почва, покрытая растительностью, может терять влаги больше, чем водная поверхность, так как к испарению в этом случае прибавляется транспирация.
Рассмотрим теперь географическое распределение фактического испарения.
Испарение с океанов (где оно совпадает с испаряемостью) значительно превышает испарение с суши. На большей части акватории мирового океана в средних и низких широтах оно от 600 до 2500 мм, а максимумы доходят до 3000 мм. В полярных водах при наличии льдов испарение сравнительно невелико. На суше годовые суммы испарения от 100-200 мм в полярных и пустынных районах до 800-1000 мм во влажных тропических и субтропических областях. Максимальные значения на суше - несколько больше 1000 мм.
Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. Это, во-первых, упругость (давление) водяного пара е - основная и наиболее употребительная характеристика влагосодержания. Во-вторых, это относительная влажность r, т. е. процентное отношение фактической упругости пара к упругости насыщения при данной температуре: Для разных целей применяются другие характеристики влажности. Во-первых, это точка росы, т. е. та температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух.
Вторая характеристика - дефицит влажности, т. е. разность между упругостью насыщения при данной температуре воздуха и фактической упругостью пара в воздухе: d = E - е. Иначе говоря, дефицит влажности характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах.
В приземных условиях влажность воздуха определяется всего удобнее психрометрическим методом, т. е. по показаниям двух термометров - с сухим и со смоченным резервуаром (сухого и смоченного). По разности температур сухого и смоченного термометров вычисляют упругость пара и относительную влажность воздуха.
Пара термометров - с сухим и со смоченным резервуаром - называется психрометром.
Применяют также волосной гигрометр, основанный на том, что обезжиренный волос изменяет свою длину при изменении относительной влажности. Это относительный прибор, который нужно градуировать по психрометру. Принцип волосного гигрометра применяется в самопишущих приборах (гигрографах и метеорографах). Для аэрологических наблюдений применяются также методы определения влажности воздуха по изменению натяжения гигроскопической органической пленки или по химическим реакциям.
Влагосодержание воздуха у земной поверхности имеет суточный и годовой ход, в общем связанный с соответствующими периодическими изменениями температуры.
Над морем и в приморских областях на суше упругость пара имеет простой суточный ход, параллельный суточному ходу температуры воздуха: влагосодержание растет днем, когда температура выше. Таков же суточный ход в глубине материков в холодное время года. Но в теплое время года в глубине материков упругость пара по большей части имеет двойной суточный ход.
Первый минимум наступает рано утром, вместе с минимумом температуры. Затем упругость пара быстро растет вместе с температурой до девяти утра. После этого упругость пара убывает часов до 15 часов, когда наступает второй минимум. В сухих и жарких местностях этот дневной минимум является главным. Затем упругость пара снова растет до 21-22 часов, когда наступает второй максимум; после этого она снова падает до утра.
Причиной двойного суточного хода влагосодержания является развитие конвекции над сушей летом в дневные часы.
Годовой ход упругости пара параллелен годовому ходу температуры: летом она больше, зимой меньше, что вполне понятно. Самый жаркий и самый холодный месяцы года обыкновенно являются и месяцами с наибольшей и наименьшей упругостью пара.
Годовая амплитуда упругости пара тем больше, чем больше годовая амплитуда температуры. Следовательно, в континентальном климате она больше, чем в морском.
Суточный ход относительной влажности зависит от суточного хода фактической упругости пара и от суточного хода упругости насыщения. Но последний находится в прямой зависимости от суточного хода температуры. Поэтому суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры.
При падении температуры относительная влажность растет, при повышении температуры - падает. В результате суточный минимум относительной влажности совпадает с суточным максимумом температуры воздуха, т. е. приходится на послеполуденные часы, а суточный максимум относительной влажности совпадает с суточным минимумом температуры, т. е. приходится на время около восхода солнца.
Над морем средняя суточная амплитуда относительной влажности мала, поскольку мала там и суточная амплитуда температуры.
Над сушей суточная амплитуда больше, чем над морем, особенно летом. В Дублине, в ярко выраженном морском климате, зимой она 7%, летом 20%; в Hyкусе (Туркмения) зимой 25%, летом 45%. В ясные дни суточный ход относительной влажности выражен лучше, чем в облачные, как и суточный ход температуры.
В годовом ходе относительная влажность также меняется обратно температуре. Так, в Москве она в январе 85%, в июле 68%.
Географическое распределение влагосодержания зависит: 1) от испарения в каждом данном районе; 2) от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие.
Влагосодержание наибольшее у экватора, где многолетняя средняя месячная упругость пара выше 20 мб, а в ряде мест доходит в экстремальные месяцы до 30 мб. Максимальным влагосодержанием на суше отличаются области экваториальных лесов.
Влагосодержание, как и температура, убывает с широтой. Кроме того, зимой оно, как и температура, понижено над материками в сравнении с океанами.
В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности составляет 11 г/м3. Это значит, что плотность водяного пара составляет всего 1% общей плотности воздуха у земной поверхности. Относительная влажность зависит от влагосодержания и температуры воздуха. Она всегда высока в экваториальной зоне, где влагосодержание воздуха очень велико, а температура не слишком высока вследствие большой облачности. Здесь относительная влажность в среднем годовом доходит до 85% и более.
Относительная влажность всегда высока и в Северном Ледовитом океане. Она достигает здесь таких же или почти таких же высоких значений, как и в экваториальной зоне.
Очень низкая относительная влажность (до 50% и ниже) наблюдается круглый год в субтропических и тропических пустынях.
С высотой упругость водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и удельная влажность. Это вполне понятно: ведь давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой.
Зная распределение абсолютной влажности по высоте, можно подсчитать, сколько водяного пара содержится во всем столбе воздуха над единицей площади земной поверхности. Эту величину называют осажденной водой. В среднем над каждым квадратным метром земной поверхности в воздухе содержится около 28,5 кг водяного пара. Напомним, что общий вес воздуха над каждым квадратным метром земной поверхности при среднем атмосферном давлении свыше 10 т, т. е. больше в 300 раз.
Конденсация - переход воды из газообразного в жидкое состояние - происходит в атмосфере в виде образования мельчайших капелек, диаметром порядка нескольких микронов. Более крупные капли образуются путем слияния мелких капелек или путем таяния ледяных кристаллов.
Конденсация начинается тогда, когда воздух достигает насыщения, а это чаще всего происходит в атмосфере при понижении температуры. При дальнейшем понижении температуры избыток водяного пара сверх того, что нужно для насыщения, переходит в жидкое состояние. Возникают зародыши облачных капелек, т. е. начальные комплексы молекул воды, которые в дальнейшем растут до величины облачных капелек.
Для воздуха, не очень далекого от насыщения, вполне достаточно подняться вверх на несколько сотен метров, в крайнем случае на одну-две тысячи метров, чтобы в нем началась конденсация.
Механизмы такого подъема воздуха различны. Воздух может подниматься в процессе турбулентности в виде неупорядоченных вихрей. Он может подниматься в более или менее сильных восходящих токах конвекции.
В атмосферных условиях происходит не только образование капелек, но и сублимация - образование кристаллов, переход водяного пара в твердое состояние. Твердые осадки, выпадающие из облаков, обычно имеют хорошо выраженное кристаллическое строение; всем известны сложные формы снежинок - шестилучевых звездочек с многочисленными разветвлениями.