3.1.3. Атмосферна ланка колообігу води

Атмосферна волога, її фазові переходи та вологообіг грають велику роль у формуванні клімату і водного режиму суші. На випаровування з поверхні океану та суходолу витрачається біля 30% поглиненої Сонячної радіації. При конденсації водяної пари в атмосфері це тепло передається повітрю. Вміст водяної пари змінюється в залежності від фізико-географічних умов, циркуляції атмосфери, пори року та інших факторів. Біля земної поверхні процентний його вміст в середньому складає від 0,2% у полярних районах до 2,5% біля екватора.

Щорічно з поверхні Землі випаровується 577 тис. км³ води (1,130 м). Більша частина припадає на Світовий океан — 505 км³. Річна сума опадів, що випадають на поверхню океану складає 458 км³. Різниця, у вигляді водяної пари, переноситься атмосферними потоками на суходіл (47 тис. км³) і утворює тут річки, озера, болота, підземні води, льодовики. Такий же об’єм повертається в океани у вигляді стоку (річок, підземних вод, льодовиків).

Вологообіг над суходолом поділяють на зовнішній та внутрішній. Під першим розуміють такий, що включає випадіння опадів з водяної пари принесеної ззовні. Якщо взяти певну територію суходолу, то випаровування з неї і формування місцевих опадів називають внутрішнім вологообігом.

Основні запаси вологи в атмосфері зосереджені до висот 7-9 км. В теперішній час існують достатньо повні відомості про основні закономірності горизонтального перенесення вологи в цих шарах. Найбільший інтерес представляють зональні складові цього процесу. Вони перевищують меридіональні у 3-4 рази. На рис. 3.3 показано зональні складові перенесення вологи для січня. Знак «+» прийнято для напрямку з заходу на схід. Як бачимо в пасатній зоні переноситься основна частина вологи, в основному над океанами і у східному потоці. В Індійському океані та над Індонезією в районі екватору існує західна протитечія. В Атлантиці сильно виражені південні пасати, які переходять у північну півкулю. У цій півкулі в субтропічних широтах над океанами формується значний західний потік вологи. Він також переважає у помірних широтах, але з меншою інтенсивністю. Західний потік над Євразією та Північною Америкою переважає майже скрізь. Він досягає Якутії та Забайкалля. Дещо північніше — над Гренландією та Північною частиною Тихого океану розвинуті осередки східного переносу. Вони частково захоплюють північно-східні частини материків. У південній півкулі надзвичайно сильно виражена смуга (зона) західних вітрів навколо Антарктиди («ревучі сорокові»).

На рис. 3.4 показано зональні складові потоків вологи для липня. Як бачимо, всі зони зсунуті на північ і дещо трансформовані. У приекваторній зоні над Індією сформована дуже потужна зона мусонів з західним потоком вологи. Збільшився східний перенос у помірних та приполярних широтах північної півкулі. А у південній півкулі він навпаки розширив свою зону, але зменшив інтенсивність. Сформовано також осередок західного переносу над Австралією.

Крім описаних закономірностей проводяться також дослідження по оцінці деяких загальних параметрів зонального перенесення вологи в атмосфері, які характеризують вологообіг. Розрахунки показують, що повне оновлення водяної пари в атмосфері відбувається за 8,1 доби. Таким чином швидкість умовного вологообігу складає приблизно 45 раз на рік. Абсолютні швидкості зонального перенесення вологи складають в середньому 2,9 м/с. Але в зонах східного та західного переносу вона збільшується. Наприклад на 60° пн. широти вона складає 4,1 м/с.

Орієнтовні розрахунки показують, що для Земної кулі в цілому число замін вологи за один оберт поздовж паралелі складає Якщо б не було випаровування, то з повітря, що поступило з океану на материк, могло б виділитися тільки 0,5 вологи. Далі, при незмінній температурі, конденсація не відбувалася б і волога проходила б транзитом. Таким чином вплив випаровування приводить до збільшення можливих опадів у 27 раз. Не дивлячись на це все одно приблизно 34% океанічної вологи проходить над материками транзитом (над Азією, Пн. та Пд. Америкою — 20%, над Африкою — 38%, над Європою — 48% і над Австралією — 76%).

Зволожуючий вплив океанів проявляється не завжди. Для цього необхідні певні умови. У першу чергу це загальні напрямки потоків повітря, які можуть змінюватися посезонно. По-друге, може впливати відносний розподіл вмісту вологи у повітрі. Наприклад, влітку в районі арктичних морів вміст вологи набагато менший ніж над континентом. Тому їх вторгнення приводять до прогріву, пониження відносної вологості і можуть викликати посуху. Ще одним фактором є сприятлива для утворення опадів стратифікація атмосфери. Таким чином не скрізь і не завжди близькість до океану та його вплив приводять до збільшення опадів та зволоженості територій.

Загальний розподіл опадів показано на рис. 3.5. Але кількість опадів не визначає автоматично зволоженість територій. При однакових кількостях опадів утворюються, наприклад, заболочена тундра та напівпустеля. Це означає, що слід враховувати також термічний режим (тепловий баланс) поверхні. Такий вплив враховують індекси сухості. Найбільш відомим є радіаційний індекс сухості М.І. Будико:

(3.3)

де R — радіаційний баланс, L — захована теплота пароутворення, Х — опади. Він показує — яка частка радіаційного балансу витрачається на випаровування. При клімат характеризується як надлишково вологий. При — вологий, при 1,0-3,0 — недостатньо вологий, а при — сухий. З цим показником пов’язане розповсюдження рослинності (ландшафтні зони). Він також генералізовано, разом з радіаційним балансом, впливає на коефіцієнт стоку (див. 2.4.6.). Його використовують у класифікації клімату. Таким чином можна підкреслити взаємопов’язаність клімату, зволоженості територій та ландшафтів.