Таким чином, тепло, яке надходить з водної поверхні в атмосферу, складається з двох частин — явного й прихованого тепла. Оскільки теплоємність повітря майже не залежить від температури, явне тепло, необхідне для відновлення рівноваги за існування даної різниці в температурах, також не залежить від температури. Навпаки, вміст вологи в насиченому повітрі збільшується із зростанням температури. У результаті кількість прихованого тепла збільшується в міру нагрівання повітря. Таким чином, для того, щоб підвищити температуру повітря на один градус, потрібно затратити набагато більше тепла в тропіках, ніж у полярних районах. Якщо над океаном повітря завжди близьке до стану насичення, то над суходолом це не так. Оскільки волога, яка насичує повітря над сушею, надходить із ґрунту або з поверхні рослинності, приповерхневий шар повітря, особливо в посушливих районах, буде мати низьку відносну вологість. Тому повітря переноситиме незначну кількість прихованого тепла. Таке повітря нагріватиметься швидше, і тому літні температури над суходолом вищі, ніж над океаном. Витрати тепла на випаровування й швидке збільшення вмісту водяної пари із зростанням температури визначають межі нагрівання повітря над океаном. Наявність водної поверхні обмежує максимум температури повітря.

Перенос прихованого тепла спричинює зміну температури води, а саме випаровування водяної пари — збільшення солоності моря. Необхідність збереження глобального балансу між випаровуванням та опадами зумовлює на локальному рівні виникнення потоку вологи в атмосфері між різними широтами. Між екватором і 23" пн.ш. загальний потік спрямований на південь, північніше цієї широти існує тенденція переміщення водяної пари до полюса.

Оскільки щільніші шари води опускаються на глибину, витісняючи більш теплі й легкі шари нагору, придонна частина океанів заповнена холодними антарктичними водами, а більш теплі екваторіальні води підстилають холодні води з підвищеною солоністю, сформовані близько максимуму солоності. Таким чином, обмін теплом і солями на поверхні океану, контролюючи зміну щільності поверхневих вод, визначає і глибинну циркуляцію океанічних вод. Після опускання водної маси на глибину її характеристики можуть змінюватися тільки шляхом змішування з іншими водами. Тому характеристики морських вод залежать винятково від взаємодії моря з атмосферою.

Вологообіг

Вологообіг охоплює такі процеси: випаровування вологи з поверхні суші (особливо з поверхні океану), конденсацію водяної пари і її перетворення на опади внаслідок неупорядкованого й упорядкованого вертикального переміщення в атмосфері, випадання вологи і її повернення в океан через ріки та підземний стік. Цей кругообіг води в природі відбувається неперервно.

Під дією сонячної енергії щорічно з поверхні Світового океану випаровується близько 453 тис. км3 води. Із цієї кількості приблизно 412 тис. км3 потрапляє назад в океан у вигляді опадів. Решта — 41 тис. км3 — переноситься в системі циркуляції атмосфери на суходіл. Крім того, з поверхні суходолу, а також озер, річок, із рослинного покриву випаровується близько 73 тис. км3 води. У цілому у вигляді опадів над суходолом випадає близько 114 тис. км3 води, а перевищення кількості опадів над випаровуванням — приблизно 41 тис. км3 — повертається назад у Світовий океан через річковий стік* Цей цикл вологообігу (випаровування — опади — стік) є замкнутим. Ймовірні відхилення балансу вологи в цьому циклі можуть бути пов'язані з нагромадженням вологи, яка випадає в Антарктиді й Гренландії у вигляді снігу та льоду. Однак у найближчому часовому проміжку відтік води з Антарктиди й Гренландії у вигляді айсбергів і нагромадження опадів, очевидно, будуть компенсувати один одного.

Решта — близько 40 тис. км3 прісної води — це той резерв, яким людство володіло, володіє і буде володіти в майбутньому. Якщо водні ресурси використовувати раціонально, їх вистачить людству (за середніх масштабів споживання 1 тис. м3 іводи на рік) приблизно для 20 млрд чол.

Список використаної літератури

1. Абачиеп С. К. Концепции современного естествознания (в 2-х частях). Балашиха. - 1988. - I ч.: 150 с, II ч.: 190 с.

2. Ампер А. Электродинамика. М.: ИЛ. — 1954. — 369 с.

3. Античная цивилизация. — М.: Наука. — 1973. — 269 с.

4. Аристотель. Соч. В 4-х тт. Т. 4. - М.: Мысль. - 1983. - 828 с.

5. Арцимович Л. А. Управляемые термоядерные реакции. М.: Гос. изд. физ.-мат. лит. - 1961.-468 с.

6. Арцимович Л. А. Элементарная физика плазмы. М.: Госатомйздат. — 1963. — 192 с.