межа вмісту водяної пари в повітрі при даній температурі. Чим вище температура повітря, тим більше водяної пари він може містити (рис. 14). Відносна вологість (r) - відношення абсолютної вологості до максимальної вологовмісту, виражене у відсотках
Дефіцит вологості D - недолік насичення при даній температурі
Точка роси - температура, при якій міститься в повітрі водяна пара насичує його.
Розподіл вологості повітря у земної поверхні в основному зонально. Абсолютна вологість убуває від екватора до полюсів від 18-20 до 1-2 мм. Відносна вологість зі зміною широти змінюється порівняно мало: на широтах 0-10 ° вона становить 85%, на широтах 30-40 ° 70%, на широтах 60-70 ° 80%. Найбільша середньорічна величина відносної вологості (90%) спостерігається в гирлі Амазонки, найменша (28%) - в Хартумі.
Випаровування і конденсація водяної пари. Вода потрапляє в атмосферу в результаті процесу випаровування, який триває до насичення повітря водяними парами. Швидкість випаровування залежить від дефіциту вологості і від швидкості вітру. Ця залежність виражається законом Дальтона
де f (і) - функція, що залежить від швидкості вітру. Її величина, за даними різних дослідників, знаходиться в межах від 0,5 до 1.
У разі відсутності достатньої кількості вологи на поверхні випаровування з неї не може бути більшим навіть при високій температурі і високому дефіциті вологості. Тому розрізняють випаровування і випаровуваність, т. Е. Можливе випаровування. Над водною поверхнею випаровування і випаровуваність збігаються.
В повітрі, насиченому водяною парою, в результаті зниження температури до точки роси або збільшення кількості водяної пари виникає конденсація, а при температурі нижче 0 ° сублімація.
Освіта крапельок при конденсації в атмосфері (або кристаликів при сублімації) відбувається на частинках, які називаються ядрами конденсації. Якщо крапелька виникає без ядра, то вона виявляється нестійкою: молекули, які утворили її, тут же розлітаються. Роль ядра конденсації полягає в тому, що воно, внаслідок своєї гігроскопічності, збільшує стійкість утворився зародка крапельки. Якби в повітрі не було ядер конденсації, то не змогли б утворитися крапельки навіть при великому перенасичення. Важливими ядрами конденсації є частинки розчинних гігроскопічних солей, особливо морської солі. Вони потрапляють в повітря при хвилюванні моря і розбризкуванні морської води. Крім того, гігроскопічні ядра потрапляють в атмосферу при розпилюванні грунту, при згорянні і органічному розпаді (азотна і сірчана кислота, сульфат амонію та ін.). Ядра конденсації мають зазвичай розміри порядку десятих і сотих часток мікрона.
Коли повітря охолоджується від підстильної поверхні до точки роси, то на поверхні осідають різні продукти конденсації: роса, іній, ожеледь і ін. При охолодженні поверхні в результаті випромінювання утворюється роса, а при температурі нижче 0 ° - іній (крижані кристали). При випаданні переохолоджених крапельок дощу або туману на охолоджену нижче 0 ° поверхню утворюється ожеледь - суцільний шар щільного льоду.
Скупчення продуктів конденсації (або сублімації) в приземних шарах повітря називається туманом або серпанком. Туман і серпанок відрізняються розмірами крапельок і викликають різну ступінь зниження видимості: при тумані видимість 1 км і менше, при серпанку - більше 1 км.
При позитивних і при невеликих негативних температурах туман складається з крапельок. При температурах близько -10 ° поряд з крапельками з'являються кристалики. При дуже низьких температурах туман складається цілком з кристаликів.
Якщо конденсація водяної пари відбувається на деякій висоті над поверхнею, то утворюються хмари. Від туману вони відрізняються становищем в атмосфері, фізичним будовою і різноманітністю форм. Хмари можуть виникнути і від піднявся туману.
Хмари. За фазового стану води хмари діляться на три класи: водяні, що складаються тільки з крапельок, крижані, що складаються тільки з крижаних кристалів, і змішані, що складаються з суміші переохолоджених крапельок і крижаних кристалів.
В основу сучасної міжнародної класифікації хмар належить їх поділ за висотою і за зовнішнім виглядом. По висоті виділяють хмари верхнього ярусу (від 3 до 18 км), середнього ярусу (від 2 до 8 км), нижнього ярусу (до 2 км). За зовнішнім виглядом виділяють перисті, шаруваті, купчасті, дощові хмари і їх комбінації.
Фізичні та зовнішні відмінності хмар пояснюються їх походженням. За цією ознакою хмари можна розділити на три основні типи: конвекції, хвилясті і висхідного ковзання.
Утворення хмар першого типу відбувається при сильно розвиненою конвекції і пов'язаним з нею сильним адиабатическим охолодженням повітря. Так виникають купчасті і купчасто-дощові хмари.
При слабкому турбулентному піднятті водяної пари і його адіабатичному охолодженні утворюються шаруваті і шарувато-купчасті хмари. Вони мають хвилясту структуру в зв'язку з різними умовами турбулентного підйому.
Хмари висхідного ковзання виникають на фронтах. Вони являють собою величезні хмарні системи, витягнуті в довжину уздовж фронту на тисячі кілометрів і завширшки захоплюючі сотні кілометрів. Вони утворюються при вповзання теплого повітря по холодному клину, адиабатическом охолодженні його і конденсації водяної пари. Найпотужніша частина цієї системи поблизу лінії фронту являє собою шарувато-дощові хмари в кілька кілометрів товщиною. Далі від лінії фронту хмари переходять в менш потужні високо-шаруваті, ще далі - в перисто-шаруваті (рис. 15).
Ступінь покриття неба хмарами називається хмарністю. Вона вимірюється в десятих частках покриття неба або в процентах. У добовому ході хмарності над сушею виявляється два максимуму: рано вранці і після полудня. Над морем максимум хмарності припадає на ніч, мінімум на день. Річний хід хмарності різноманітний. У низьких широтах вона протягом року істотно не змінюється. У середніх широтах річний максимум хмарності спостерігається над континентами, а в високих широтах - над морем.
Середня річна хмарність в десятих частках покриття неба хмарами для всієї Землі 5,4, над сушею 4,9, над морем 5,8. Мінімальна середня річна хмарність відзначена в Асуані (0,5), максимальна - на Білому морі (9,0).
Хмари грають дуже важливу роль в житті географічної оболонки: вони переносять вологу, з ними пов'язані опади, хмарний покрив відбиває і розсіює сонячну радіацію і в той же час затримує теплове випромінювання земної поверхні, регулюючи температуру нижніх шарів повітря; без хмар коливання температури повітря придбали б дуже різкий характер.
Велике значення для передбачення погоди має вивчення хмарних систем великих частин материків, яке стало можливим завдяки космічній зйомці з штучних супутників Землі (див. Рис. 34).
Опади випадають з хмар. При певних умовах з хмар випадають опади, т. Е. Крапельки або кристали настільки великих розмірів, що вони вже не можуть утримуватися в атмосфері в підвішеному стані. З опадів найбільш поширені
дощ і сніг, рідше випадають мряка, крупа і град. Дощ складається з крапельок діаметром 0,5-8 мм. При більш значних розмірах крапельки розбиваються при падінні. Мряка складається з дуже дрібних крапельок діаметром близько 0,5-0,05 мм. Сніг складається з складних крижаних кристалів (сніжинок), форми яких дуже різноманітні. Переважною формою є шестикутні зірочки з різними розгалуженнями, що утворюються при сублімації водяної пари. Крупа має вигляд округлих ядерець, діаметром 1 мм і більше; вона утворюється при зустрічі сніжинок з переохолодженими краплями під час їх опускання. Град складається з шматочків льоду (градин), розмірами від горошини до 8 см, а іноді і більше, що представляють собою чергування прозорих і каламутних шарів льоду. Вид і розміри градин пояснюються тим, що вони багаторазово захоплюються то вгору, то вниз, нарощуючи свої розміри шляхом зіткнення з переохолодженими краплями. В низхідних токах вони опускаються в шари з позитивними температурами, де підтають зверху; потім знову піднімаються вгору і замерзають з поверхні, і т. д.
Дощ і сніг випадають в основному з хмар висхідного ковзання і конвекції. З хмар висхідного ковзання випадають тривалі обложні опади на великих площах. Вони найбільш поширені в помірних широтах. З хмар конвекції випадають зливові опади, інтенсивні, але малопродолжітельние.
З шаруватих і шарувато-купчастих хмар можуть випадати моросящие опади. З шарувато-дощових і купчасто-дощових хмар при негативних температурах випадає крупа. З купчасто-дощових хмар при грозах і, як правило, разом з зливовим дощем може випадати град.
Для утворення опадів потрібно укрупнення крапельок або кристалів настільки, щоб вони могли подолати висхідні потоки і опір повітря. Укрупнення відбувається головним чином шляхом випаровування одних елементів хмари, дифузного перенесення утворився пара і конденсації його на інших елементах. У меншій мірі укрупнення відбувається в результаті злиття крапельок і зчеплення кристалів.
При наявності у водяному хмарі крапельок різного розміру відбувається дифузний перенесення водяної пари до більш великим краплях і їх зростання. Це пояснюється тим, що пружність насичує пара над дрібними краплями завжди більше, ніж над великими. Різна пружність залежить від різного ставлення поверхні до об'єму. Поверхня випаровування над дрібної краплею більше по відношенню до її обсягу, ніж поверхня випаровування над великою краплею.
Злиття крапельок перешкоджає повітряна плівка на їх поверхні. Однак при швидких турбулентних рухах, особливо в хмарах вертикального розвитку, крапельки стикаються і зливаються. Злиття крапельок відбувається також при різнойменних зарядах їх.
Частинки хмар, туманів і опадів часто бувають електрично зарядженими. Особливо сильні електричні заряди мають купчасто-дощові хмари, що містять великі краплі. В хмарах відбувається поділ зарядів: одна частина хмари має позитивний заряд, інша частина - негативний. Це призводить до величезних значень напруженості електричного поля атмосфери в хмарах і між хмарами і землею. Напруга знімається електричними розрядами, які називаються блискавками.
Причини електризації хмар і опадів недостатньо ясні. Однією з причин є захоплення краплями і кристалами іонів, особливо при випаданні опадів.
Для річного режиму опадів в екваторіальних широтах характерні два дощових періоду (після рівнодення), розділених двома сухими. У напрямку до тропіків вологі періоди зближуються і поблизу тропіків зливаються в один рясний дощами період, що триває 4 місяці на рік. Субтропічні широти також мають один дощовий період, який припадає на зиму. У помірних широтах над морем переважають зимові опади, над сушею - літні. Літні опади типові і для полярних широт. Розподіл опадів по земній поверхні показано на рис. 16.
Максимальна середня річна кількість опадів випадає в Черрапунджі (Індія) - близько 12 000 мм. Найбільша річна сума опадів досягала там майже 23 000 мм, а добовий максимум понад 1000 мм. У внутрішніх частинах континентів і на західному побережжі в субтропічних широтах дощі місцями не випадають протягом декількох років.
Опади, вішають на поверхню землі у вигляді снігу, при досить низькій температурі утворюють сніговий покрив. Висота снігового покриву в помірних широтах зазвичай 30-50 см; в горах вона може досягати декількох метрів. Сніговий покрив добре охороняє грунт від глибокого промерзання.
Володіючи великим альбедо і великим випромінюванням, сніговий покрив сприяє зниженню температури приземних шарів повітря. У полярних і високогірних районах сніжний покрив лежить постійно. У помірних широтах тривалість залягання його коливається в великих межах, в залежності від кліматичних умов.