- •Міністерство освіти і науки України
- •Передмова
- •Предмет метеорології та кліматології
- •1.2 Державна гідрометеорологічна служба
- •1.3 Значення метеорології та кліматології для народного господарства
- •1.4 Коротка історія розвитку метеорології та кліматології.
- •2. Атмосфера Землі
- •2.1. Хімічний склад сухого повітря нижніх шарів атмосфери
- •2.2. Склад повітря у високих шарах атмосфери
- •2.3. Густина повітря
- •2.4. Вертикальна будова атмосфери
- •2.5. Методи дослідження атмосфери
- •3. Сонячна, земна та атмосфера радіація
- •3.1. Випромінювання Сонця
- •3.2. Основні закони випромінювання
- •3.3. Спектральний склад сонячної та земної радіації
- •3.4. Сонячна стала
- •3.5. Пряма сонячна радіація
- •3.6. Послаблення сонячної радіації в атмосфері
- •3.7. Сумарна сонячна радіація
- •3.8. Засвоєння сонячної радіації земною поверхнею
- •3.9. Випромінювання земної поверхні та атмосфери
- •3.10. Радіаційний баланс земної поверхні
- •4. Тепловий режим земної поверхні та атмосфери
- •4.1. Тепловий баланс земної поверхні
- •4.2. Нагрівання й охолодження ґрунту
- •4.3. Добовий та річний хід температури поверхні ґрунту
- •4.4 Розповсюдження тепла у глибину ґрунту
- •4.5. Промерзання ґрунту. Вічна мерзлота
- •4.6. Особливості нагрівання і охолодження водойм
- •4.7. Шляхи теплообміну земної поверхні з атмосферою
- •4.8. Добовий хід температури повітря
- •4.9. Неперіодичні зміни температури повітря
- •4.10. Приморозки
- •4.11. Річні зміни температури повітря
- •4.12. Вертикальний розподіл температури повітря
- •4.13. Географічний розподіл температури повітря поблизу земної поверхні
- •4.13.1. Мінливість середніх місячних температур повітря
- •4.13.2. Приведення температури повітря до рівня моря
- •4.13.3.Географічний розподіл середньої річної температури повітря
- •4.13.4. Розподіл середньої місячної температури повітря в січні
- •4.13.5. Географічний розподіл місячної температури повітря в липні
- •4.13.6. Екстремальні температури
- •4.14. Температурні інверсії
- •4.14.1. Приземні інверсії
- •4.14.2. Висотні інверсії
- •4.15. Адіабатичні процеси в атмосфері
- •4.15.1. Сухоадіабатичні зміни температури повітря
- •4.15.2. Вологоадіабатичні зміни температури повітря
- •4.16. Стратифікація атмосфери та вертикальна рівновага сухого повітря
- •4.17. Стратифікація атмосфери та вертикальна рівновага насиченого повітря
- •4.18. Добовий хід стратифікації атмосфери та конвекції
- •4.19. Тепловий баланс системи Земля – атмосфера
- •Питання для самоперевірки
- •5. Вода в атмосфері
- •5.1. Випаровування води
- •5.1.1. Тиск насиченої водяної пари
- •5.1.2. Швидкість випаровування води
- •5.2. Географічний розподіл випаровування та випаровуваності
- •5.3. Характеристики вологості повітря
- •5.4. Добовий та річний хід тиску водяної пари
- •5.5. Добовий та річний хід відносної вологості повітря
- •5.6. Географічний розподіл вологості повітря
- •5.7. Конденсація та сублімація водяної пари в атмосфері
- •5.8. Міжнародна класифікація хмар
- •5.9. Мікроструктура та водність хмар
- •5.10. Світлові явища у хмарах
- •5.11. Добовий та річний хід хмарності
- •5.12. Тривалість сонячного сяйва
- •5.13. Серпанок, туман, імла
- •5.13.1. Умови утворення туманів
- •5.13.2. Географічний розподіл туманів
- •5.14. Наземні гідрометеори
- •5.15. Ожеледь. Ожеледиця. Зледеніння літаків
- •5.16. Умови утворення атмосферних опадів
- •5.17. Класифікація атмосферних опадів
- •5.18. Електризація хмар та опадів
- •5.19. Гроза
- •5.19.1. Куляста блискавка
- •5.19.2. Вогні святого Ельма
- •5.20. Активний вплив людини на атмосферні процеси
- •5.21. Режим атмосферних опадів
- •5.21.1. Добовий хід атмосферних опадів
- •5.21.2. Річний хід атмосферних опадів
- •5.21.3. Тривалість та інтенсивність опадів
- •5.22. Географічний розподіл атмосферних опадів
- •5.23. Показники зволоження території
- •5.23.1. Коефіцієнти зволоження території
- •5.23.2. Мінливість умов зволоження території. Посушливі явища
- •5.24. Водний баланс земної кулі
- •5.24.1. Обіг вологи в атмосфері
- •5.25. Сніговий покрив
5.4. Добовий та річний хід тиску водяної пари
Знаючи парціальний тиск водяної пари, температуру та атмосферний тиск, можна обчислити всі інші характеристики вологості повітря. Частина із них дають нам інформацію про абсолютний вміст водяної пари, а інша частина – відносний вміст. Тиск водяної пари дає уяву про абсолютну величину вмісту вологи у повітрі.
Тиск водяної пари в повітрі протягом доби змінюється у зв’язку із зміною температури. Добовий хід добре виражений при аналізі середніх багаторічних величин. Амплітуда добового ходу тиску водяної пари залежить від сезону року: весною та влітку всередині материків в помірних широтах вона не перевищує в середньому 2-3 гПа, восени та взимку не більше 1-2 гПа. В Україні добова амплітуда взимку кілька десятих гПа, а влітку 0,6-1,5 гПа.
В умовах морського клімату протягом року тиск водяної пари має простий добовий хід, такий самий як і добовий хід температури. Він найменший у момент сходу Сонця, тобто при мінімальній температурі повітря, і найбільший в післяполудневі години, коли найбільше випаровування. Вранішній мінімум тиску водяної пари пояснюється не лише малим випаровуванням у цей час, а й можливою конденсацією водяної пари при зниженні температури. Такий самий добовий хід тиску водяної пари спостерігається на суходолі взимку та в горах влітку.
Теплої частини року в середині материків протягом доби тиск водяної пари має два максимуми та два мінімуми (мал. 5.3). Перший мінімум спостерігається вранці одночасно з мінімумом температури.
Д
Мал.
5.3. Добовий хід тиску водяної пари у
Львові в липні.
Причиною денного мінімуму є розвиток конвекції. Уже о 8-10 год. у приземному шарі атмосфери встановлюється нестійка стратифікація атмосфери і виникає конвекція. Конвективні потоки повітря переносять водяну пару вверх, а випаровування з досить сухої поверхні ґрунту не встигає поповнювати ці втрати. В кінці дня конвекція припиняється і тиск водяної пари в приземному шарі збільшується.
Протягом року тиск водяної пари також змінюється залежно від температури, тобто максимум спостерігається влітку, коли і випаровування велике і при високій температурі повітря вміщує значно більше вологи, мінімум взимку. Отже, річна амплітуда тиску водяної пари тим більша, чим більша річна амплітуда температури повітря. Тому в континентальному кліматі вона більша, ніж у морському. Найбільша амплітуда тиску водяної пари спостерігається у мусонному кліматі, де зима холодна і суха, а літо тепле і вологе. Найменша амплітуда спостерігається в екваторіальній зоні. Наведемо приклади тиску водяної пари в різних умовах: Париж – морський клімат у січні 6 гПа, у серпні 14 гПа; Київ – континентальний клімат у січні 4 гПа, у липні 15 гПа; Пекін – мусонний клімат у січні 3, у липні 24 гПа; Джакарта – екваторіальний клімат у серпні 26, у квітні 29 гПа (мал. 5.4).