Вертикальное распределение влажности: абсолютная, относительная, удельная

Под влиянием турбулентного перемешивания и ветра водяной пар из нижних слоев воздуха переносится в вертикальном и горизонтальном направлениях. Вначале рассмотрим, как будет изменяться удельная, абсолютная и относительная влажность в поднимающемся воздухе.

Удельная влажность (q) в воздухе, не достигшем степени насыщения, остается без изменений. Абсолютная влажность в этом случае будет изменяться пропорционально изменению атмосферного давления р, что видно из уравнения d = q/0.622 ∙ р, (12, 9)

Относительная влажность увеличивается до момента наступления полного насыщения в поднимающемся воздухе. И, наконец, точка росы, следуя за изменением абсолютной влажности, постепенно понижается приблизительно на 0⁰,18 на 100 м поднятия.

По достижении насыщения при дальнейшем поднятии в облаках в данной массе воздуха будет происходить конденсация водяного пара. В этом случае ход характеристик влажности воздуха окажется несколько другим, а именно: удельная влажность будет уменьшаться вместе с уменьшением абсолютной влажности. Точка росы соответствует температуре поднимающегося воздуха и ее изменение происходит по влажноадиабатическому закону. Относительная же влажность сохранит свое значение насыщения (около 100%).

Характер вертикального распределения влажности воздуха в приводном слое атмосферы можно рассчитать, пользуясь формулой

Эта формула получается путем приравнивания правых частей уравнений (12, 2) и (12, 3). Поскольку в правой части формулы в обычных условиях все величины положительные, то вертикальный градиент абсолютной влажности будет отрицательным, т. е. абсолютная влажность с высотой уменьшается. Это уменьшение тем больше, чем больше дефицит насыщения или чем меньше относительная влажность воздуха. Кроме того, уменьшение абсолютной влажности пропорционально скорости ветра. Турбулентность же атмосферных движений уменьшает изменение абсолютной влажности по высоте, стремясь к ее выравниванию. Таким образом, при прочих равных условиях в неустойчивых воздушных массах изменение абсолютной влажности по высоте будет значительно меньше, чем в устойчивых, особенно при инверсиях. Такой же характер имеет и изменение удельной влажности по высоте.

Несколько иное распределение по высоте имеет относительная влажность воздуха. При падении температуры воздуха по высоте будет отмечаться и падение упругости насыщения, что компенсирует падение абсолютной влажности, а относительная влажность останется неизменной или даже будет расти с высотой. В случае инверсии температуры упругость насыщения будет расти, а абсолютная влажность падать с высотой. Это вызывает уменьшение относительной влажности с высотой.

Сухой воздух над морями и океанами, в котором происходит уменьшение влагосодержания по высоте, наблюдается в результате затоков с континента при береговых ветрах.

Вдали же от берегов низкая относительная влажность образуется в результате нисходящих движений воздуха в антициклональных образованиях. Это отмечается главным образом в передних частях антициклонических и в тыловых частях циклонических образований. Понижение относительной влажности в таких случаях может достигать величины менее 50%, в то время как в обычных условиях над океанами удерживается относительная влажность около 80—85%.

В некоторых случаях над океанами и морями может наблюдаться рост абсолютной и удельной влажности по высоте. Это явление, как правило, распространяется на слои воздуха в несколько метров. Причины его следующие. Когда сравнительно теплый воздух перемещается на холодное морское течение, то упругость насыщения над водной поверхностью может оказаться меньшей, чем фактическая упругость водяных паров в воздухе. Тогда водяной пар начинает оттекать к водной поверхности, образуя явление, напоминающее росу над сушей. При дальнейшем охлаждении .воздуха конденсация водяного пара, идущего сверху- вниз, начинает происходить уже в нижележащих холодных массах воздуха, давая начало образованию тумана. Для расчетов вертикального распределения упругости водяного пара по высоте над морской поверхностью может быть использована формула

Эта формула пригодна для слоев толщиной до сотен метров. Она описывает некоторое усредненное по времени распределение влажности, так как мгновенные колебания ее подвержены пульсациям, аналогичным мгновенным колебаниям температуры воздуха и обусловленным единым механизмом. Колебания температуры и влажности воздуха, как правило, параллельны.

Для расчетов влажности на различных уровнях свободной атмосферы рядом авторов были предложены эмпирические формулы: например, формула Ганна для вычисления распределения упругости водяного пара:

где e_z и е_о — упругость водяного пара на высоте z км и у поверхности Земли.

Из формулы видно, что на высоте 6,3 км упругость водяного пара составляет 1/10 наземного значения. Из формулы также следует, что парциальное давление водяного пара убывает с высотой более быстро, чем общее давление атмосферы.

Среднее распределение удельной влажности может быть определено по формуле Хргиана

где q_z и q_о — удельная влажность на высоте z км и у поверхности Земли;
b и с — постоянные коэффициенты, определенные эмпирически для различных сезонов; они представлены в табл. 75.

Изменение относительной влажности по высоте в свободной атмосфере описывается более сложными закономерностями, поскольку оно определяется не только изменением влагосодержания воздуха, но и распределением температуры в нем.

Как правило, относительная влажность воздуха в тропосфере падает по высоте, а на больших высотах стратосферы она близка к нулю.

Сведения об авторах и источниках:

Автор: Н. И. Егоров, И. М. Безуглый, В. А. Мнежинский, и др.

Источник: Морская гидрометеорология

Данные публикации будут полезны для курсантав морских учебных заведений и капитанаов/штурманов гражданского флота, интересующимся глубоким пониманием гидрометеорологии