5.5. Добовий та річний хід відносної вологості повітря

Добовий хід відносної вологості повітря найкраще виражений при ясній погоді і значно менше при хмарній так само, як і температура. Протягом доби відносна вологість змінюється у зв’язку з добовим ходом фактичного тиску водяної пари е та з добовим ходом тиску насиченої водяної пари Е. Остання величина залежить лише від температури. Добовий хід фактичного тиску водяної пари малий, а тиску насиченої водяної пари − великий. Тому добовий хід відносної вологості повітря також великий і обернено пропорційний ходу температури. При зниженні температури відносна вологість повітря збільшується, при підвищенні – зменшується.

Отже, добовий максимум відносної вологості повітря співпадає з добовим мінімумом температури, тобто спостерігається в час сходу Сонця. Добовий мінімум відносної вологості повітря співпадає з добовим максимумом температури і спостерігається о 14-15 год. На узбережжях морів та океанів бризи порушують цей звичний добовий хід відносної вологості. Денний бриз з моря зумовлює зниження температури на узбережжі і відносна вологість збільшується. Те ж саме спостерігається в горах та в атмосфері. Висхідні рухи повітря тут переносять вдень водяну пару вверх, де повітря адіабатично охолоджується і відносна вологість збільшується.

Добова амплітуда відносної вологості повітря на суходолі більша, ніж на морі, особливо влітку. Так, в Дубліні зимою вона 7%, влітку 20%. Особливо велика амплітуда в пустелях Середньої Азії – зимою 25%, влітку 45%. В помірних широтах амплітуда зимою близько 8-10%, влітку 25-30%.

Річний хід відносної вологості на суходолі також обернено пропорційний температурі. Так, у північній половині України найбільша відносна вологість спостерігається в грудні і становить 88%, найменша у травні – 60-64%. У південній частині найбільша також у грудні 86-89%, найменша у липні-серпні – 56-60%. У мусонних районах спостерігається своєрідний річний хід відносної вологості. Так, на Далекому Сході Росії та на півночі Китаю влітку при морському мусоні вона більше 85%, а взимку при перенесенні повітря з континенту вона менше 70%. Над океаном відносна вологість протягом року змінюється мало.

5.6. Географічний розподіл вологості повітря

Вологість повітря залежить від випаровування та перенесення водяної пари повітряними течіями. Випаровування у першу чергу залежить від дефіциту насичення, а дефіцит тим більший, чим вища температура. Тому розподіл вмісту вологи в атмосфері визначається в основному розподілом температури повітря (мал. 5.4).

Найбільший парціальний тиск водяної пари спостерігається в середині тропічних широт, де протягом усього року у багатьох місцях перевищує 30 гПа. Звідси він зменшується в обох півкулях при зростанні широти місцевості так само, як температура повітря. Зимою тиск водяної пари, як і температура, менший на материках у порівнянні з океаном. Це видно за положенням ізоліній, які прогинаються на суходолі до екватора. Над дуже холодними районами Якутії в січні є замкнені ізолінії тиску водяної пари 0,1 гПа. Менший тиск водяної пари можливий лише в центральних районах Антарктиди.

Влітку температура в середині материків висока, але випаровування обмежене запасом вологи. Тому парціальний тиск водяної пари над суходолом, не дивлячись на вищу температуру, такий же, як і над океаном. Лише в пустелях спостерігається області малого вмісту водяної пари із замкненими ізолініями. На окраїнах материків, куди постійно переноситься повітря з океанів, тиск водяної пари і зимою і літом близький до океанічного. На територіях, де діють мусони, влітку парціальний тиск великий, а взимку малий. Малий вміст водяної пари у повітрі над холодними течіями, особливо це помітно біля західних берегів Америки.

Мал. 5.4. Середній багаторічний розподіл парціального тиску водяної пари (гПа):а) – січень, б) – липень.

Відносна вологість повітря завжди велика в середині тропічних широт, де вона місцями перевищує 85%. Тут випаровування постійно велике, а температура повітря при хмарній погоді відносно невисока. Така ж відносна вологість в Арктиці, у високих широтах океанів. Але це пояснюється не великим вмістом водяної пари у повітрі, а низькою температурою повітря, особливо взимку. Це ми спостерігаємо і над суходолом у високих і помірних широтах холодної частини року, за винятком Якутії, де в умовах переважання антициклональної погоди спостерігається зовсім малий вміст водяної пари (мал. 5.5).

Найменша відносна вологість протягом року спостерігається в тропічних та субтропічних пустелях, де вона завжди менша 50%. В Монголії вона мала взимку через малий вміст водяної пари, а влітку через високі температури. Взимку в Індії мала відносна вологість через панування північно-східного мусону. Влітку до цих районів приєднуються пустелі помірних широт.

Ми розглядали особливості розподілу вологості повітря поблизу земної поверхні (на висоті 2 м). При піднятті угору парціальний тиск водяної пари швидко зменшується, причому зменшується швидше, ніж атмосферний тиск і густина повітря. Це й зрозуміло, адже водяна пара надходить у повітря із земної поверхні . Тому 50% вологи зосереджено в 1,5 км шарі атмосфери, а 99% - в тропосфері. Відносна вологість повітря з висотою також зменшується, але у хмарах вона велика. Взагалі водяної пари в атмосфері багато. В середньому над кожним квадратним метром земної поверхні в повітрі є близько 28,5 кг води.

Мал. 5.5. Середній багаторічний розподіл відносної вологості повітря (%): а) – січень, б) – липень.