Характеристика вологості.

 

Вологістю повітря називають зміст водяного пару в атмосфері. Водяной пар є однієї з найважливіших складових частин земної атмосфери.

Водяной пар безупинно надходить в атмосферу внаслідок випару води з поверхні водойм, ґрунту, снігу, льоду й рослинного покриву, на що затрачається в середньому 23 % сонячній радіації, що приходить на земну поверхню. В атмосфері втримується в середньому 1,29 • 10¹³ т вологи (водяного пару й рідкої води), що еквівалентно шару води 25,5 мм.

Кількість водяної парі в повітрі змінюється залежно від фізико-географічних розумів місцевості, пори року.

Водяна пара - найбільш нестійка складова частина атмосфери, вміст її в повітрі коливається в широких межах. Водяна пара має масу й тому створює певний тиск, який називають пружністю водяної пари (е). Пружність пари вимірюють у міліметрах ртутного стовпчика (мм), або в мілібарах (мбар) (1 мм = 1,33 мбар; 1 мбар = 1 гПа).

Для характеристики вологості повітря (вмісту водяної пари) користуються величинами.

• Пружність водяної пари (е) у вологому повітрі (парціальний тиск), вимірюють у міліметрах ртутного стовпчика або мілібарах.

• Абсолютна вологість (а) - кількість водяної пари в грамах, яка міститься в 1 м³ вологого повітря (г/м³).

• Відносна вологість (r) - це відношення пружності водяної пари, яка є в повітрі (е), до максимальної пружності водяної пари при даній температурі (Е), виражене у відсотках, тобто r=е/Е

Відносна вологість показує ступінь насичення повітря водяною парою.

• Дефіцит вологості, або нестача насичення (d) - різниця між максимальною пружністю водяної пари і пружністю водяної пари, яка є в повітрі при даній температурі: d = Е - е мм (мбар).

• Точка роси (t) - температура, при якій водяна пара, що є в повітрі, досягає насичення. Визначають її в градусах за таблицями максимальної пружності водяної пари.

Значна частина водяної пари надходити в атмосферу за рахунок випаровування. Під випаровуванням розуміють перехід води в пароподібний стан. Воно включає кілька явищ: фізичне випаровування вологи з поверхні ґрунту і води, транспірацію (випаровування води живими рослинами) та випаровування вологи атмосферних опадів.

Фізичне випаровування з ґрунту, транспірацію і випаровування з поверхні рослин називають сумарним, або валовим випаровуванням.

Величина випаровування залежить від вологості повітря, швидкості вітру, температури, експозиції схилів, вологості ґрунту, його властивостей, стану поверхні тощо. Випаровування тим більше, чим менше повітря насичене вологою й чим більша швидкість вітру, вища температура повітря й більші запаси вологи в ґрунті. За певних рівних умов більше вологи випаровується на південних схилах, а також на темних колах, які найкраще прогріваються.

Випаровування з поверхні ґрунту визначають за допомогою ґрунтових випарників. Метод ґрунтових випарників полягає в тому, що випаровування між рядками спостережень визначають за зміною маси ґрунтового моноліту, вміщеного у випарник, з урахуванням кількості опадів, які випали за той самий період години, та тієї води, що просочилася через моноліт.

Кількісну характеристику водного режиму ґрунту виражають водним балансом. Його визначають за різницею між кількістю вологи, яка надходити у грунт за певний проміжок часу, і величиною її втрат за цей самий час. Вода у грунті нагромаджується за рахунок атмосферних опадів (Оп), грунтових вод (Вг) конденсації водяної пари (Кп), і зрошення. Витрати води включають: транспірацію (Е¹), випаровування з поверхні ґрунту (Е²), інфільтрацію в глибші шари (t₁) і поверхневе стікання та знесення снігу (t₂).

Загальний вигляд рівняння балансу води в ґрунті незрошуваного поля для будь-якого періоду має такий вигляд:

W об +(Оп + Вг+ Кп) - (Е₁ + Е₂ + t + t₂) = Wt

де W об - запас води в ґрунті на качан періоду; Wt - запас води в кінці періоду. У загальному вигляді водний баланс можна виразити формулою:

W про + А + Б =Wt

де А - прибутна частина балансу;

Б – витратна частина балансу.

Рівняння можна застосовувати для розрахунку водного балансу в посушливих районах, де рівень грунтових вод залягає глибоко.

В ологість повітря змінюється залежно від добового і річного ходу температури, а також за широтними зонами. Пружність водяної пари має простий добовий хід. паралельний добовому ходу температури і досягає максимуму після полудня. Але у сухих внутрішніх континентальних областях пружність водяної пари збільшується від сходу Сонця до 9 години ранку, після чого знижується до 15 годин і має таким чином два мінімуми і два максимуми (о 9 годині і 22 годині). Річний хід абсолютної вологості також паралельний річному ходу температури, найхолодніший місяць має найменшу, а найтепліший - найбільшу пружність водяної пари.

Відносна вологість має добовий і річний хід, протилежний ходу температури, оскільки при зниженні температури вона зростає. Добовий мінімум відносної вологості збігається з добовим максимумом температури після полудня, а максимум відносної вологості - з добовим мінімумом температури під час сходу Сонця. В горах і високих шарах атмосфери максимальна відносна вологість спостерігається вдень, а мінімальна - ранком. Відносна вологість залишається високою протягом року в екваторіальних широтах (понад 85%), а також над Північним Льодовитим океаном, на півночі Атлантичного і Тихого океанів і біля Антарктиди, де абсолютна вологість незначна, але дуже низька температура повітря. В помірних широтах зимою над охолодженими материками відносна вологість дорівнює 75—80%, а влітку знижується до 60-70%. Цілий рік невелика відносна вологість спостерігається в субтропічних і тропічних пустелях (менш 50%). Відносна вологість залежить і від абсолютної вологості, тому в мусонних областях Індії взимку відносна вологість знижена до 50%, а на початку літнього мусону збільшується до 80-85%.

З висотою вологість повітря зменшується. Половина водяної пари міститься в приземному шарі повітря до висоти 1,5 км.

В теплу пору року в глибині материків добовий хід вологовмісту має вигляд подвійної хвилі. Перший мінімум наступає рано ранком разом з мінімумом температури. Після сходу Сонця температура діяльної поверхні підвищується, збільшується швидкість випару, і кількість водяного пару в нижньому шарі атмосфери швидко росте. Такий ріст триває до 8-10 год., поки випар переважає над переносом пару знизу в більш високі шари. Після 8-10 годин зростає інтенсивність турбулентного перемішування, у зв'язку із чим водяний пар швидко переноситься нагору. Цей відтік водяного пару вже не встигає компенсуватися випаром, у результаті чого вологовміст і, отже, пружність водяного пару в приземному шарі зменшуються й досягають другого мінімуму в 15-16 годин. У передвечірні години турбулентність слабшає, тоді як досить інтенсивне надходження водяної пари в атмосферу шляхом випару ще триває. Пружність пару й абсолютна вологість у повітрі починають збільшуватися й в 20-22годдосягають другого максимуму. У нічні години випар майже припиняється, у результаті чого зміст водяного пари зменшується.