Вода в атмосфері.

Випаровування і випаровуваність. Вода потрапляє в атмосферу шляхом випаровування з поверхні водойм, вологих ґрунтів і внаслідок транспірації рослин. Випаровування - фізичний процес переходу води з рідкого стану в пароподібний. Транспірація - фізіологічний процес, який полягає в тому, що рослини через продихи в листях виділяють з судин надлишок води. Транспірація разом з фізичним випаровуванням становлять сумарне випаровування, швидкість і величина якого залежать від температури, сили вітру, дефіциту вологи. У кожному кубічному метрі повітря може утримуватися тільки певна кількість водяної пари відповідно до температур. З підвищенням температури розширюється міжмолекулярний простір, в який потрапляє водяна пара, тому вологість повітря збільшується.

Та чи інша поверхня може випаровувати лише ту кількість води, яка в ній є. Потенційно можливе випаровування, необмежене запасами вологи, називається випаровуваністю. Над водоймами випаровування дорівнює випаровуваності, над суходолом воно менше. Обидві ці величини вимірюються в міліметрах шару води. За рік з поверхні земної кулі випаровується близько 1000 мм води, але з океану випаровується більше (1240 мм), з суходолу - менше (480 мм).

Вміст водяної пари в повітрі називається його вологістю. Для кількісного виразу вологості приймають такі показники:

Абсолютна вологість - кількість водяної пари в грамах, що утримується в 1 м³ повітря.

Пружність водяної пари - парціальний тиск, який чинить водяна пара на поверхню. Цей тиск є складовою частиною загального тиску атмосфери і вимірюється в паскалях (Па), або в міліметрах ртутного стовпчика.

Пружність насичення - максимально можливий вміст водяної пари при даній температурі. З підвищенням температури на кожні 10 °С пружність насичення зростає в два рази.

Дефіцит вологості - кількість водяної пари, якої не вистачає до повного насичення повітря.

Відносна вологість - ступінь насичення повітря водяною парою. Визначається у відсотках як відношення фактичної пружності (абсолютної вологості) до пружності насичення (максимальної вологості). Якщо вміст водяної пари в повітрі не змінюється, то з підвищенням температури відносна волога зменшується, а зі зниженням - збільшується.

Температура, за якої повітря стає насиченим і починається конденсація, називається точкою роси. Чим більша різниця між температурою повітря і точкою роси, тим сухіше повітря.

Конденсація і сублімація. Конденсація - це процес переходу водяної пари у рідкий стан. Якщо водяна пара переходить з газоподібного стану в твердий, минаючи рідинну фазу, цей процес називається сублімацією. Конденсація відбувається тоді, коли повітря охолоджується, стає перенасиченим і в ньому є ядра конденсації - найдрібніші тверді частки, або краплі кислот чи розчинів солей навколо яких осідає пара. В чистому повітрі конденсація не відбувається навіть при великому перенасиченні.

Хмари і туман. Нагромадження продуктів конденсації або сублімації викликає помутніння повітря. Слабке помутніння називається серпанком, сильне - туманом. Туман від серпанку відрізняється розмірами краплин води та ступенем помутніння повітря. В туманах видимість менше 1 км, у серпанках - більше 1 км.

Т умани виникають внаслідок поступового охолодження повітря від земної поверхні, яка віддала своє тепло в космос, або переміщення теплого повітря над холодною поверхнею, або випаровування пізньої осені чи взимку з теплої поверхні водойми.

Якщо конденсація чи сублімація відбуваються на якійсь висоті, утворюються хмари. За формою хмари дуже різні, однак їх можна звести до кількох типів. За міжнародною класифікацією, хмари поділяють на чотири яруси, а в кожному ярусі виділяють форми хмар, їх види і різновиди (мал. 37).

Хмари верхнього ярусу виникають на висоті більше 6000 м. До них відносяться перисті, перисті купчасті та перисті шаруваті хмари, що утворюються внаслідок сублімації водяної пари. Опадів вони не дають.

Середній ярус (висота 2000 - 6000 м) утворюють висококупчасті та високо-шаруваті хмари, які складаються з переохолоджених крапель води та сніжинок, але опадів також не дають.

Нижній ярус (нижче за 2000 м) утворюють шаруваті, шарувато-купчасті та шарувато-дощові хмари, які затягують небо суцільною пеленою і дають обложні опади. Ці хмари складаються з крапель води або кристалів льоду.

Хмари вертикального розвитку утворюються за умов термічної конвекції або під час вимушеного підняття повітряних мас по гірських схилах. Сюди належать купчасті та купчасто-дощові хмари. З них випадають зливи й град. У нижній частині цих хмар - краплі води, у верхній – кристали льоду. Висота їх до 1800 м.

За хмарами ведуться си­стематичні спостереження, а їх назву визначають за "Атласом хмар". Ступінь покриття неба хмарами називається хмарністю, її визначають за 10-бальною шкалою. Кожен бал дорівнює 1/10 або 10 % площі видимого неба.

У розподілі хмарності є певна географічна закономір­ність, яка обумовлена переважанням висхідних чи низхідних рухів повітря. Найбільша хмарність у екваторіальних широтах, найменша - в тропічних пустелях. У помірних широтах кількість хмар коливається упродовж всього року.

Хмари відіграють важливу роль у географічній оболонці. Вони розсіюють сонячне проміння, переносять вологу, дають опади, перешкоджають охолодженню приземного шару повітря вночі та взимку і регулюють таким чином тепловий режим атмосфери.

Атмосферні опади. Атмосферними опадами називають воду в рідкому (дощ, мряка) або в твердому (град, сніг, снігова та льодяна крупа) стані, що випадає з хмар. Опади дають лише ті хмари, в яких краплі води й кристали льоду зростають до таких розмірів, які не можуть утримуватися у завислому стані і під дією сили тяжіння падають. Зростання крапель хмар може відбуватися різними шляхами але вирішальне значення має коагуляція (злипання крапель).

Однорідні за структурою хмари опадів не дають. Здебільшого опади дають хмари змішаного типу, в яких йде процес дифузної перегонки водяної пари від крапель води до кристалів льоду. Надаючи, кристали льоду наштовхуються на молекули водяної пари та переохолодженні краплі води, приморожують їх і зростають у об’ємі й масі. Якщо в нижній частині хмари або під хмарою температури додатні, кристали льоду тануть і випадає дощ, якщо від’ємні - випадає сніг або крупа.

Як дощ, так і сніг випадають лише з конвективних або фронтальних хмар. З фронтальних хмар випадають затяжні дощі, які охоплюють значні площі. З конвективних хмар, переважно купчасто-дощових, ідуть раптові короткочасні зливи. Іноді в теплих або місцевих повітряних масах формуються шаруваті або шарувато-купчасті хмари, з яких випадає мряка.

Крім опадів з повітря осідають гідрометеори: роса, паморозь, іній, рідкий наліт.

Роса - дрібні крапельки води, що утворюються при конденсації водяної пари на земній поверхні і наземних предметах внаслідок випромінювання в ясну погожу ніч

Іній - це тонкий шар кристалів льоду, що утворюється при сублімації водяної пари на земній поверхні внаслідок охолодження її до від'ємних температур, нижчих за температуру повітря.

Паморозь, на відміну від інею, має вигляд пухких снігоподібних кристалів льоду, що наростають на гіллях дерев, дротах та інших предметах.

З а походженням розрізняють опади конвективні, фронтальні і орографічні. Конвективні опади властиві для жаркого поясу, де відбувається інтенсивне нагрівання земної поверхні й повітря та велике випаровування. Вони також властиві для помірного поясу в літній період. Фронтальні опади утворюються на фронтальних зонах при зустрічі теплих і холодних повітряних мас. Випадають переважно з теплої повітряної маси. Орографічні опади випадають на навітряних схилах гір. Вони рясні, якщо повітря рухається з боку теплого моря й характеризується великою абсолютною і відносною вологістю (мал. 38).

Опади випадають з різною інтенсивністю.

Інтенсивність - кількість води, що випала за 1 хвилину на горизонтальну поверхню за умови відсутності просочування та випаровування і вимірюється в мм/хв. За інтенсивністю опади поділяють на слабкі (менше за 0,5 мм/хв), середні (0,5 - 1,0 мм/хв) і сильні (більше за 1,0 мм/хв).

Вимірюються опади шаром води в мм, який утворився б на земній поверхні, коли б вода не стікала, не випаровувалася і не просочувалася у грунт. Для вимірювання опадів використовують опадоміри різноманітних конструкцій.

Розподіл опадів на земній кулі. Опади на планеті розподіляються відповідно до розподілу хмарності. Багато опадів випадає в екваторіальних (2000 - 3000 мм) та помірних (400 - 800 мм) і мало – в тропічних та полярних (200 мм) широтах. Проте зональність опадів порушується характером земної поверхні. Так над океанами опадів у 1,5 рази більше, ніж над суходолом (мал. 39). На навітряних гірських схилах опади рясні, на підвітряних - малі. Неоднакова кількість опадів і на західних та східних узбережжях материків, що пов’язано з переміщенням повітряних мас та впливом океанічних течій.

П ересічно за рік на Землю випадає 1130 мм опадів. Абсолютні максимуми (більше 11000 мм) зафіксовані в селищі Черапунджі, що в горах Гімалаї та на о. Гавайї. На планеті є місця, де опади роками не випадають, наприклад, у пустелях Атакама та Лівійській.

Узимку на земній поверхні утворюється сніговий покрив. Він може бути тимчасовий і стійкий. Тимчасовий тримається кілька годин або днів, а стійкий лежить упродовж усієї зими. Максимальну площу займає в кінці зими. Характеризується висотою, щільністю та запасами води в ньому. Висота залежить від кількості опадів, щільності снігу, рельєфу, рослинності та вітру і вимірюється у сантиметрах спеціальною міркою. Щільність визначають шляхом взяття проби снігу і її зважування. Запас води визначається шаром води в мм, що утворився б від танення снігу.

Сніговий покрив відіграє важливу роль у географічній оболонці. Маючи велике альбедо та малу теплопровідність, він захищає ґрунт від глибокого промерзання, а рослини від вимерзання. Крім того, він очищає повітря від усіляких шкідливих домішок, збагачує грунт вологою і є одним з основних джерел живлення річок.

Снігопади можуть викликати і негативні явища: механічні пошкодження рослин, обриви електричних мереж тощо. Коли сніг випадає на незамерзлий грунт, можливе випрівання рослин, а коли застоюються талі води, вимокають сільськогосподарські культури.

Коефіцієнт зволоження. Кількість опадів сама по собі не визначає умов зволоження. Майже однакова кількість опадів у Прикаспійській низовині та на Таймирському півострові, але в першому випадку маємо напівпустелю, а в другому - заболочену тундру. Для характеристики зволоження користуються коефіцієнтом зволоження К, під яким розуміють відношення опадів за певний період до випаровуваності за той самий період. За величиною коефіцієнту виділяють зони надлишкового зволоження, якщо К більший за 1, достатнього, якщо К близький до 1 і недостатнього, коли К менший за 1.

Людина може впливати на зволоження. Для його збільшення проводять затримання снігу, талих вод, поліпшують структуру ґрунту, насаджують лісосмуги, проводять штучне зрошування, а для зменшення - проводять дренажні канали, тощо. Однак, втручання людини у природний хід процесів, часто-густо призводить до небажаних наслідків. Так, переосушення території, значний забір води на зрошення сприяють не збільшенню, а зменшенню зволоження.