Муссонная циркуляция и муссонная тенденция. Муссонами называются достаточно устойчивые атмосферные течения в нижних слоях тропосферы над большими площадями земного шара, преобладающие направления которых меняются по сезонам года на противоположное или близкое к противоположному.

Муссоны не следует отождествлять с обычными ветрами. Муссоны - это всегда перенос больших масс воздуха в крупных географических областях. Ветры при этом могут быть либо переменными, либо весьма слабыми.

Муссоны весьма разнообразны. В географии различают следующие типы муссонов:

а)муссоны тропические, или субэкваториальные;

б)муссоны внетропические, или умеренных широт;

в)муссонная тенденция, свойственная субполярным широтам.

Тропические муссоны свойственны пассатному поясу, но выражены в разных местах по-разному. Наиболее ярко и устойчива муссонная циркуляция в тропических и субэкваториальных широтах материкового азиатско-африканского сектора - над Индостаном, Индокитаем, субэкваториальной Африкой и частично Северной Австралией. Слабо выражены муссоны в Америке и почти не проявляются над центральными акваториями Тихого и Атлантического океанов.

Начальной причиной образования тропических муссонов является сезонное перемещение тропических барических максимумов и экваториального минимума, т. е. поочередное нагревание северного и южного полушарий. Покажем это на примере муссонов Индостана.

В январскую часть года над Южной Азией располагается барический максимум, из которого воздух перемещается в экваториальную депрессию в направлении с востока на запад. Зимний муссон, следовательно, по направлению и генезису совпадает с пассатом северного полушария и является звеном восточного переноса воздушных масс. Из барического максимума поступает сухой и теплый воздух, который всегда несет сухую и ясную погоду.

Летом муссон дует с запада на восток. В Индостан он приходит с океана. В июльскую часть года над Южной Азией образуется Ирано-Тарский минимум. Ученые предполагают, что летний муссон не что иное, как пассат южного направления, перешедший географический экватор и втягиваемый в Ирано-Тарский минимум, куда летом смещается экваториальная депрессия. Летний муссон несет влажный и жаркий экваториальный воздух, а также экваториальные дожди большой плотности.

Однако муссонную циркуляцию нельзя считать только пассатной, механически наложенной на субэкваториальные широты.

Муссонная циркуляция во внетропических широтах - результат взаимодействия между материками и океанами (следствие работы «тепловой машины второго рода»). Материковый ряд северного полушария вызывает сезонные возмущения термического и барического поля, резко нарушая его структуру. Как летом, так и зимой изобары оконтуривают северные материки: в январе максимум, в июле минимум. Однако сезонная смена термобарических условий над сушей - это только еще возможность проявления муссонной циркуляции. В реальности она далеко не везде претворяется в действительность. Внетропические муссоны никогда не переходят в тропические.

В субполярных широтах Евразии, в зоне тундр сезонная смена ветров напоминает муссонную: зимой они дуют с материка в Северный Ледовитый океан, а летом с океана на материк. Однако эти ветры не являются типичными муссонами, т. к. не дают соответствующего муссонам климатического эффекта. Такая циркуляция называется муссонной тенденцией.

Струйные течения. Планетарные фронтальные зоны в верхней тропосфере и в стратосфере переходят в высотные. Они в обоих полушариях окаймляют земной шар и характеризуются градиентами, гораздо большими, чем у земной поверхности.

Ветры, свойственные фронтам, с высотой усиливаются (поскольку уменьшается трение). Они достигают максимума на высотах 9-12 км и имеют форму струй, откуда и приходит их название - струйные течения.

Струйными течениями называются сильные, ураганных скоростей, узкие и длинные потоки воздуха близ границы тропосферы и стратосферы. Форма струйных течений напоминает сплюснутую трубу: длина их измеряется тысячами, ширина сотнями, а высота единицами километров. Скорости ветра обычно составляют около 200, а иногда и до 700 км/час. Направлены они в основном с запада на восток. Особенно часты и сильны они над теми географическими районами, в которых значителен термический градиент: Западной Европой, Восточной Азией, восточной частью Северной Америки.

Струйные течения, хотя и находятся в верхней тропосфере, заметно влияют на приземную циркуляцию: усиливают антициклоны, разрушают циклоны в любой стадии их развития, поставляют воздух тропических максимумов и тем усиливают муссоны.

Трансформация циркуляционных течений воздуха под действием рельефа. Атмосферная циркуляция реагирует не только на распределение суши и моря, но и на рельеф материков, особенно на горные сооружения. В одних случаях (в зависимости от высоты гор и мощности воздушной массы) ветры обтекают горные массивы с боков. В других - переваливаются через них. Обращенный в сторону ветра склон называется наветренным, а противоположный - подветренным. На подветренных склонах или образуются области относительного затишья - ветровая тень, или, наоборот, происходит резкое возрастание скорости падающих по склону воздушных масс. Наиболее распространенными ветрами, возникающими при трансформации атмосферной циркуляции в горах, являются фены и бора.

Фён - это теплый, иногда горячий, сухой ветер, дующий с гор со значительной силой. Обычно он продолжается меньше суток, реже до недели. Наиболее типичный фен возникает в случае, когда воздушное течение общей циркуляции атмосферы переваливает через горный хребет. При поднятии воздуха по наветренному склону он охлаждается меньше чем на 10С на 100 м высоты, т. к. при этом выделяется скрытая теплота парообразования. При опускании по другому склону нагревание происходит уже на 10С на 100 м падения.

Допустим, что воздушная масса с начальной температурой 100С переваливает через хребет высотой 2 км. При поднятии воздух охлаждается на 0,50С на 100 м. У перевала его температура будет равно 00С. При этом из него выпадает большая часть влаги. Опускающийся воздух нагревается на 10С на каждые 100 м. У подножия его температура достигнет 200С, а влажность при этом сильно понизится.

Иногда в природе встречается особая разновидность фена - антициклональный фен. Он образуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон. Опускание, начавшееся в свободной атмосфере, захватывает не один, как в первом случае, а оба склона хребта. Опускание воздуха в свободной атмосфере, т. е. во всяком антициклоне, производит эффект фена.

Фен представляет собой, таким образом, не случайный и редкий местный ветер, а одну из важных черт горного климата. В горах феновая погода наблюдается весьма часто: например, в Кутаиси - 114 дней в году, в Инсбруке - 80 дней. Часты фены в горах Средней Азии, в Скалистых горах и др. В каждой стране этот ветер имеет свое собственное название. Ранней весной фен может вызвать быстрое таяние снега в горах и катастрофический разлив рек. Летние фены иногда приводят к гибели садов и виноградников.

Бора - штормовой и очень холодный ветер, дующий через низкие горные перевалы преимущественно в холодную часть года. В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полуострове - нордом, на Байкале - сармой, в долине Роны - мистралью. Дует бора от одних суток до недели.

Бора образуется при больших термодинамических контрастах по обе стороны от невысоких горных хребтов. Например, новороссийская и бакинская бора образуются следующим образом. На Русскую равнину вплоть до Предкавказья распространяется арктический воздух. Он обтекает Кавказский хребет с востока и запада, перетекает через низкие перевалы. При приближении холодных воздушных масс к Черному морю возникает большой барический градиент, обусловливающий очень сильные ветры со скоростями 40 и даже 60 м/сек.

Новоземельская бора еще более сильная, чем новороссийская, образуется при антициклоне на Карском море и циклоне на Баренцевом море. Бора причиняет большие разрушения городам и портам.

7. ВЛАГООБОРОТ. ПОНЯТИЕ О КЛИМАТЕ

1. Понятие о влагообороте. Формула водного баланса

Начальным источником атмосферной влаги служит Мировой океан, с поверхности которого вода испаряется. Часть ее конденсируется в облаках и выпадает в виде в виде осадков тут же на океане, завершая малый влагооборот. Другая часть испарившейся влаги в виде водяного пара переносится на сушу, где так же конденсируется в облаках и выпадает в виде жидких или твердых осадков, просачивается в грунт, стекает в реках в океан и расходуется растениями и животными. Это звено влагооборота не замкнуто, поскольку большую часть водяного пара растения в процессе фотосинтеза разлагают на водород и кислород, а меньшую связывают, безвозвратно исключая ее из водообмена. Количественно влагооборот характеризуется водным балансом.

Водный баланс - это алгебраическая сумма всех форм прихода и расхода влаги в атмосфере, на избранной территории или на море, на материке или океане и на земной поверхности в целом.

Осадки (Р), выпавшие на территорию, частично испаряются (Е) в атмосферу, частично стекают (R): в океан

P = E + R

то есть осадки равны испарению плюс сток.Это и есть водный баланс. Приведенное уравнение было предложено А. И. Воейковым в 1884 г.

В 1932 г. Н. Высоцкий предложил уравнение, в котором испарение и сток разделены на их составные части. Суммарное испарение Е состоит из непосредственного испарения Ен и транспирации Т:

Е = Ен + Т

Полный сток R был расчленен на поверхностный S и подземный U:

К = S + U

В водном балансе территории участвует также запас или недостаток подземных вод в прошлые годы ±W.

В настоящее время формула водного баланса имеет вид:

P = Eн + T + S + U ±W

Полное уравнение водного баланса ограниченной территории включает (кроме уже перечисленных составляющих) конденсацию влаги на поверхности, поверхностный приток, подземный приток, изменение запасов воды в снежном покрове, то же в болотах, водозабор, переброску в другие системы и возвращение воды из хозяйственных нужд. При помощи немногих компонентов оно отражает многообразную взаимосвязь между водой, воздухом атмосферы, почвой и растительностью.

Испарение и испаряемость.

Испарение заключается в переходе воды из жидкой или твердой фазы в газообразную и в поступлении водяного пара в атмосферу.

Испарение - это процесс энергетический. Он зависит от количества тепловой энергии, которая может быть затрачена на данной поверхности в единицу времени, и определяется, следовательно, уравнением теплового баланса на земной поверхности. На океанах на испарение затрачивается до 90% энергии солнечной радиации.

Вторым метеорологическим условием, определяющим величину испарения, является влагоемкость воздуха, степень его сухости или влажности. Количественно она характеризуется дефицитом влажности, который в свою очередь зависит от температуры воздуха и в меньшей степени от ветра. Разумеется, испарение может происходить только при наличии воды. На суше это условие имеется далеко не везде и не всегда: аридным зонам свойствен дефицит влаги, в гумидных зонах влаги может не хватать в отдельные периоды. В связи с этим в метеорологии выработано понятие об испаряемости (Ец).

Испаряемость - это максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях, не лимитированное запасами влаги. То же относится к термину «потенциально возможное испарение».

Испарение принадлежит к числу важнейших процессов географической оболочки. На него расходуется большая часть солнечного тепла. Скрытая теплота парообразования, выделяющаяся при конденсации влаги, нагревает атмосферу, и этот источник тепла для атмосферы является основным. Испарившаяся влага поступает на материки и обеспечивает их осадками. При фазовых переходах воды происходит поглощение или выделение тепла, а при циркуляции атмосферы оно перераспределяется. Один из видов испарения--транспирация--участвует в биологических процессах и образовании биологической массы.

Климатическое и, особенно, биофизическое значение испаряемости заключается в том, что она показывает иссушающую способность воздуха: чем больше может испариться при ограниченных запасах влаги в почве, тем ярче выражена засушливость. В одних местах это приводит к появлению пустынь, в других - вызывает временные засухи, в-третьих, где испаряемость ничтожна, создаются условия переувлажнения.

В Северной Европе испарение близко к своему верхнему пределу - испаряемости--около 100 мм в год. В зоне сухих степей Юго-Востока Европы, а также в аридных областях средиземноморских субтропиков испаряемость достигает 1200 - 1300 мм, а действительное испарение вследствие недостатка влаги составляет только 300 мм. Дефицит влаги - разница между осадками и испаряемостью в аридных зонах составляет примерно 600--800 мм.

Максимальная испаряемость, естественно, в пустынях, особенно в Сахаре. В центральных ее частях она превышает 4500 мм. Испарение, ограниченное ничтожным количеством осадков, не превышает 100 мм в год. Здесь на испарение расходуются не только осадки, но и подземная вода, стекающая с Атласских гор и из бассейна Центральной Африки. Разница между потенциальным (4500 мм) и фактическим (около 100 мм) испарением выражает степень сухости Сахары.

Наибольшее испарение (около 1 200 мм) происходит на заболоченных низинах Центральной Африки--в бассейне озера Чад и Верхнего Нила. Растения, обеспеченные здесь теплом и влагой, дают наибольший на Земле прирост растительной массы. В экваториальной Африке испаряется за год слой воды в 1000 мм.

Испаряемость и испарение отражают и режим осадков, и режим тепла. Соотношение прихода и расхода атмосферной влаги называется атмосферным увлажнением.

Влажность воздуха

Водяной пар обладает только ему присущим свойством, резко отличающим его от других газов атмосферы: его количественное содержание, или влажность воздуха, зависит от температуры воздушной массы. В 1 кг воздуха может содержаться при температуре 27 0 С 23 г пара, при 0 ° - 4 г, при - 33°С - 0,2 г. В то время как при понижении температуры воздушной массы основные газы - кислород и азот только уплотняются, молекулы их сближаются и замедляют движение, водяной пар выпадает, количество его уменьшается (в приведенном примере в 115 раз). Влажность воздуха характеризуется несколькими показателями.

Абсолютная влажность - количество водяного пара в граммах, содержащегося в 1 м3 воздуха.

Абсолютная влажность повышается с ростом температуры воздуха, поскольку чем теплее воздушная масса, тем больше она может содержать пара.

Относительная влажность - отношение в процентах фактического насыщения к максимально возможному при данной температуре. С охлаждением воздуха абсолютная влажность падает, поскольку уменьшается его влагоемкость. Температура, при которой воздух становится насыщенным, называется точкой росы. Дальнейшее охлаждение воздуха приводит к конденсации влаги. Относительная влажность зависит, конечно, и от абсолютной.

В среднем влажность воздуха, приходящего с океана, равна 80%. Если внутри материков она падает до 40%, осадки уже не образуются. Однако при подъеме воздушных масс по склонам гор температура их понижается, влажность повышается, достигает 100% и начинается конденсация.

Половина всей влаги тропосферы сосредоточена в нижнем полуторакилометровом слое. Большая часть второй половины не поднимается выше 5 км. В тропосфере одновременно содержится около 15 000 км3 воды; продолжительность пребывания воды в тропосфере составляет около 25 дней.

Конденсация и сублимация.

Конденсация - переход пара в капельно-жидкое состояние. Сублимация - переход влаги в твердое (снег, лед) состояние.

Для конденсации необходимы следующие два условия:

-понижение температуры воздуха до точки росы;

-наличие ядер конденсации - микроскопических тел, на которых возможно оседание пара.

Конденсация и сублимация бывают и на поверхности Земли и местных предметов и в свободной атмосфере. В первом случае образуются роса или иней. На льду, снегу или в песках пустынь оседает слой влаги, участвующий в их водном балансе. При адвекции теплого воздуха на охлажденную территорию на предметах (стенах, стволах и др.) оседает жидкий налет, а если температура ниже 0°, твердый.

В свободной атмосфере все осадки образуются при адиабатическом охлаждении воздуха. Этот процесс определяет важнейшие свойства погоды и климата - температуру, влажность, осадки.

Адиабатическое охлаждение происходит:

во-первых, в вертикальных восходящих токах нагретого от земли воздуха; облака и осадки, образующиеся в этом случае, называются внутримассовыми;

во-вторых, при подъеме воздуха на фронтах; облачность и осадки называются фронтальными;

в-третьих, при движении воздуха вверх по склонам; облачность и осадки, возникающие при этом, называются орографическими.

Ядрами конденсации служат аэрозоли - твердые или жидкие частицы, взвешенные в воздухе. Около 30% их образуется из морской воды (с океана в атмосферу ежегодно поднимается около 1010 т солей). Второй источник ядер конденсации - поверхность материков, которая поставляет аэрозоли как естественного, так и антропогенного происхождения.

Уровень конденсации. Известно, что адиабатически воздух охлаждается на каждые 100 м высоты примерно на 0, 6° С. Влажному и холодному воздуху достаточно подняться на 100 - 300 м, чтобы температура его достигла точки росы. Сухой и теплый воздух пустыни должен подняться на 5--6 км, чтобы охладиться до такой степени, при которой начнется конденсация немногочисленной в нем влаги.

Высота, на которой в процессе подъема воздуха происходит конденсация или сублимация влаги, называется уровнем конденсации. Положение уровня конденсации зависит от температуры и влажности воздуха, от географических условий и времени года. При фронтальном подъеме больших воздушных масс уровень конденсации всегда ниже, чем во внутримассовых конвекционных токах.

Система океан -- атмосфера -- материки.

Все природные воды - океанские, атмосферные и внутриматериковые (реки, озера, ледники, подземные воды) образуют единую систему, объединенную влагооборотом. Каждое звено влагооборота необходимо изучать только как часть целостной системы.

Океан служит важнейшим начальным источником атмосферной влаги и играет решающую роль в увлажнении материков. В системе «океан-атмосфера-материки» прослеживаются следующие взаимодействия»:

1. С поверхности полярных океанов - Северного Ледовитого и Южного - испарение незначительное, летом прибрежная суша теплее воды, условия для конденсации неблагоприятны, а зимой ледовый покров вовсе не дает влаги. Суша, прилегающая к этим океанам, получает мало осадков.

2. В умеренных поясах с западным переносом воздушных масс испарившаяся на океанах влага подхватывается западными ветрами и переносится далеко в глубь материков (Евразия) или сосредоточивается на западных склонах прибрежных горных систем (Северная Америка, Чили). Особенно благоприятны условия для конденсации влаги над территориями, омываемыми теплыми течениями (Северо-Западная Европа, Северо-Западная Америка).

3. Восточные берега материков умеренных широт (Лабрадор и Камчатка) омываются холодными течениями, испарение с поверхности которых и конденсация над которыми менее интенсивны, чем на западных берегах в тех же широтах.

4. В тропических широтах западные берега материков омываются холодными Канарским и Калифорнийским течениями (в северном полушарии), Перуанским, Бенгальским и Западноавстралийским (в южном полушарии). Над ними образуется температурная инверсия, препятствующая конденсации влаги. Кроме того, пассатами она уносится от берегов в океан и к экватору, а те незначительные воздушные массы, которые все-таки проникают на континент, оказываются над нагретой поверхностью и удаляются от точки росы.

5. Восточные берега в тропических широтах омываются теплыми течениями (ветви Пассатного течения): Гвианским и Бразильским у берегов Южной Америки, Сомалийским и Мозамбикским у берегов Африки и Восточноавстралийским у берегов Австралии. С поверхности теплой воды испаряется много влаги. Падение температуры с высотой благоприятно для конденсации, и пассаты несут влагу на материк.

Сравнением западных и восточных секторов материков в умеренных и жарком тепловых поясах выявляется замечательная закономерность влагооборота в системе «океан - атмосфера - материки»: западно-восточная диссимметрия.

6. Наветренные склоны гор благодаря орографическому поднятию и адиабатическому охлаждению воздуха оказываются влажными даже в аридных областях Средней и Центральной Азии. Именно к наветренным склонам гор приурочено и максимальное количество дождей (Гавайские острова, вулкан Камерун и др.).

Туманы.

Если водяной пар конденсируется в приземном слое воздуха, то образуются туманы. Охлаждение при этом происходит не в результате адиабатического процесса, а вследствие теплоизлучения или адвекции теплых или холодных воздушных масс.

Туманом называется скопление в приземном слое атмосферы мелких капель воды или кристаллов льда или тех и других вместе. При этом уменьшается прозрачность воздуха и видимость. Если она меньше 1 км, то это туман, если в пределах от 1 до 10 км - дымка. Замутнение, создаваемое скоплением в сухом воздухе твердых частиц--пыли, дым и др., называется мглой.

По физическим причинам и географическим условиям формирования туманы разделяются на туманы охлаждения и туманы испарения.

В туманах охлаждения различаются радиационные, адвективные и склоновые:

1. Радиационные туманы образуются в теплое время года вечером и ночью при тихой и ясной погоде над реками, озерами и низинами. После захода Солнца вода еще долгое время остается теплой и испаряется; пар поступает в уже охлажденный воздух и конденсируется.

2. Адвективные туманы возникают в теплой воздушной массе при продвижении ее в холодные места, например с теплого моря на относительно холодную сушу. Особенно часты такие туманы в прибрежных странах, например в Западной Европе.

3. Склоновые туманы образуются на склонах гор в результате адиабатического охлаждения воздуха при подъеме.

В туманах испарения также выделяют несколько видов:

4. Морские туманы, которые бывают над полыньями (незамерзающие участками моря) в зимнее время, когда с водной поверхности пар поступает в морозный воздух.

5. Осенние туманы возникают над реками, озерами, низинами, когда на относительно теплую воду натекает холодный воздух с суши.

6. Туманы смешения образуются при горизонтальном смешении различных по температуре и влажности воздушных масс. Они часты в местах встреч теплых и холодных течений, например, у Ньюфаундленда. Такую же природу имеют гаруа - туманы на побережьях тропических пустынь), омываемых холодными течениями. Эти туманы в виде мелкой, все пронизывающей водяной пыли увлажняют песчаную почву и обеспечивают влагой растения пустынь.

7. Городские туманы могут быть вызваны любой из указанных причин, но всегда усиливаются за счет обилия ядер конденсации - продуктов горения. Кроме обычных туманов из водяных капель, в индустриальных центрах, особенно Западной Европы, стал частым смог -- удушливая смесь тумана, гари дымовых труб и выхлопных газов автомобилей.

Как и всякая особенность климата, туманы подчиняются определенным географическим закономерностям. В полярных широтах они бывают часто и держатся устойчиво. В Арктике отмечается 100 дней с туманами в год. В умеренном поясе особенно часты туманы на берегах морей: на Аляске число туманных дней достигает 24--28 в месяц, на Дальнем Востоке--около 80 в год. В материковом климате туманов значительно меньше. В тропическом поясе туманы редки, но, как уже указывалось, их много на западных берегах, омываемых холодными течениями.

Туманы - часто повторяющееся метеорологическое явление, неблагоприятное для авиации, транспорта и других видов деятельности людей. В настоящее время в метеорологии и экологии интенсивно разрабатывается методика их прогнозирования.

Облака. Классификация облаков.

Конденсация и сублимация влаги в свободной атмосфере дает облака. На ядрах конденсации возникают первичные очень мелкие облачные капли. Обычно они сразу же замерзают и становятся ядрами дальнейшего роста капель как путем конденсации, так и коагуляции--взаимного слияния. Это происходит при температуре на 10--15° ниже 0° С.

В современной метеорологии выделяют следующие типы облаков:

1. Перистые облака находятся на высоте выше 6 км и состоят из ледяных кристаллов и игл: белые, тонкие облака волокнистого строения, прозрачные, без собственных теней. Основные виды: нитевидные и плотные; много разновидностей. Осадков не дают.

2.Перисто-кучевые облака располагаются на высоте выше 6 км и состоят из ледяных кристаллов и игл: белые тонкие слои или гряды в виде мелких волн и хлопьев, без собственных теней. Делятся на два вида: 1) волнистые и 2) кучевообразные. Осадков не дают.

3. Перисто-слоистые облака находятся на высоте выше 6 км и состоят из ледяных кристаллов. Имеют вид белой однородной тонкой пелены, иногда слегка волнистой; не размывают солнечного или лунного диска. Осадки земли не достигают.

4. Высококучевые облака располагаются на высоте 2-6 км и состоят из мельчайших капелек, часто переохлажденных: белые, иногда сероватые или синеватые в виде волн, куч, гряд, хлопьев, между которыми видны просветы голубого неба. Иногда могут сливаться. Виды высококучевых облаков: 1) волнистые и 2) кучевообразные. Осадки не выпадают.

5. Высокослоистые облака концентрируются на высоте 2-6 км и состоят из смеси снежинок и мельчайших капелек: серая или синеватая однородная пелена слегка волнистая. Солнце и Луна просвечивают как сквозь матовое стекло. Обычно закрывают все небо. Летом осадки земли не достигают, зимой дают снегопад. Виды: 1) туманообразные и 2) волнистые.

6. Слоисто-кучевые облака располагаются на высоте 2-6 км и состоят из капелек однородных размеров: серые крупные гряды, волны, кучи или пластины; могут быть разделены просветами или сливаться в сплошной покров. От высококучевых отличаются несколько меньшей высотой, большими размерами куч и большей плотностью. Редко выпадают слабые непродолжительные дожди. Обычно осадков не дают. Виды слоисто-кучевых облаков: 1) волнистые и 2) кучевообразные.

7. Слоистые облака располагаются ниже 2 км, внизу они могут сливаться с туманами: однообразный серый слой, сходный с туманом, иногда внизу разорван в клочья. Обычно закрывают все небо, могут быть также в виде разорванных масс. Виды слоистых облаков: 1) туманообразные, 2) волнистые, 3) разорваннослоистые. Могут выпадать морось или редкий снег.

8. Слоисто-дождевые облака находятся на высоте ниже 2 км, внизу могут сливаться с туманом; состоят из крупных капель внизу и мелких вверху: темно-серый облачный слой как бы слабо освещенный изнутри. Выпадают обложные дожди или снег, иногда с перерывами. Видов нет.

9.Кучевые облака представляют собой облака вертикального развития и находятся в пределах нижнего и среднего ярусов до 2-3 км; состоят из капелек, система устойчивая, без осадков. Плотные высокие облака с белыми кучевыми и куполообразными вершинами и плоскими основаниями серого или синего цвета. Могут быть в виде отдельных облаков или больших скоплений. Осадки обычно не выпадают. Виды кучевых облаков: 1) плоские, 2) средние, 3) мощные. Много разновидностей - разорвано-кучевые, башеннообразные, орографические и др.

10. Кучево-дождевые (грозовые) облака располагаются на высоте до 2 км и состоят из капель внизу и кристаллов вверху: белые плотные облака с темным основанием, имеют вид огромных наковален, гор и др. Виды кучево-дождевых (грозовых) облаков: 1) лысые, 2) волосатые. Выпадают ливневые дожди, град, сопровождаемые грозами

Каждое облако представляет собой быстро изменяющееся образование: в одних его частях капельки испаряются и облако как бы «тает», в других - образуются новые облачные массы. Они могут состоять из капель воды, кристаллов льда и быть смешанными. Поэтому и облака различают 1) водяные, 2) ледяные и 3) смешанные. Даже наиболее мощные облачные массы содержат воды относительно немного, до 5 г/м3.

В зависимости от характера вертикальных движений воздуха, высоты его подъема, времени года, объема испарения и других причин облака могут быть весьма разнообразными.

По международной классификации облачность делится на ярусы:

- нижний ярус: 2 км и ниже;

- средний ярус: от 2 до 6 км;

- верхний ярус - выше 6 км.

Средняя годовая облачность для всей Земли оценивается в 5,4 балла, над сушей - 4,8 балла, над океанами - 5,8 балла. Самые облачные места - северные части Атлантического и Тихого океанов, где облачность превышает 8 баллов, самые безоблачные - пустыни, не более 1 - 2 баллов.

Географическое значение облаков состоит в том, что из них выпадают осадки; они задерживают часть солнечной радиации и тем самым влияют на световой и тепловой режимы земной поверхности, препятствуют тепловому излучению Земли, создавая «тепличный эффект». Наконец, облака осложняют работу авиации, аэрофотографирование и др.

Образование атмосферных осадков.

Атмосферными осадками называется вода во всех видах твердой и жидкой фазы, которую получает земная поверхность из атмосферы. Атмосферные осадки подразделяются на следующие две группы:

а) наземные осадки, образующиеся непосредственно на земных предметах (иней, изморозь);

б) осадки, выпадающие из облаков (дождь, снег, град, крупа, ледяной дождь).

Основную массу осадков доставляют дождь и снег. Начальные облачные капли очень малы, их диаметр колеблется от 7 до 10 мкм. В 1 см3 облака содержится несколько сотен капель воды. Капли таких малых размеров упасть на землю не могут, так как они поддерживаются теми восходящими токами, которые обеспечили образование самого облака. Вследствие взаимного слияния - коагуляции - капли растут. Если сила восходящих токов невелика (например, при спокойном скольжении по фронтальной плоскости, особенно в холодную осеннюю погоду), то даже небольшие капли преодолевают сопротивление воздуха и выпадают в виде мелких моросящих дождей. При мощных восходящих токах в жаркие летние дни, а также всегда в экваториальном поясе на земную поверхность могут упасть только крупные капли. Вот почему грозовые и экваториальные дожди состоят из больших капель, особенно в начале, когда надо пробить мощный восходящий поток теплого воздуха.

Осадки выпадают только из тех облаков, вертикальная мощность которых не менее 3 км, а водность не менее 1 г/м3. В этом случае идут только моросящие дожди. Интенсивные осадки выпадают из смешанных облаков, которые коллоидально неустойчивы и в которых на ледяных кристаллах быстро осаждается влага. Водность таких облаков достигает 4 г/м3. При высокой температуре воздуха и мощных восходящих токах на высотах в 4--6 км, где температура составляет - 10 - -15°С, образуются снежинки.

По интенсивности и продолжительности выделяются следующие виды осадков:

1) ливневые осадки, выпадающие из кучево-дождевых (грозовых) облаков;

2) обложные осадки, выпадающие из фронтальных слоисто-дождевых и высококучевых облаков;

3) моросящие осадки, идущие из слоистых и перисто-слоистых облаков.

Океанско-атмосферно-материковый влагооборот

Испарение на океане и на материках, перенос пара над океанами и в глубь материков воздушными течениями, выпадение осадков, потребление влаги организмами и сток с материков образуют влагообмен между компонентами географической оболочки. Его объем достоверно еще не определен.

Влагооборот - единый и один из важнейших географических процессов. Посредством влагооборота осуществляется обмен веществом (влагой и солями) и энергией (теплом) между всеми компонентами природы.

Единовременно в атмосфере находится около 13--15 тыс. км3 воды. Атмосфера - наиболее активное звено влагооборота: вода полностью сменяется каждые 9--10 дней.

На материках различают осадки внешние (ОВ), принесенные непосредственно с океана, и осадки внутренние, или местные (ОМ), образующиеся от испарения с материка.

Водяной пар, поступивший на сушу с океана, частично расходуется на осадки внешние (ОВ), частично переносится дальше в глубь материка. Этот перенос называется атмосферным стокам (АС).

Чтобы оценить роль внешних и внутренних осадков на материках, необходимо выяснить соотношение испарения и осадков. В этом плане существенны следующие закономерности:

1. Испарение интенсивно при антициклональной циркуляции (ясное небо, сухой воздух), но в этом случае влага не поднимается, не конденсируется, а просто переносится в другие области атмосферы.

2.При циклонической погоде условия для конденсации благоприятны, но испарение незначительно из-за большой облачности и влажности воздуха. Следовательно, на тех акваториях и территориях, где испарение большое, осадков мало, а там, где осадков много, испарение невелико. Испарение и осадки, как процессы противоположные, редко совмещаются в пространстве. Распределение осадков по земной поверхности

Распределение осадков на материках и на океанах - результат взаимодействия звеньев системы «океан - атмосфера - материк». Решающую роль в распределении осадков по земной поверхности играют:

а) солнечная радиация и тепловые свойства воздушных и водных масс;

б) циркуляция атмосферы и гидросферы;

в) широтное положение, величина и конфигурация материков.

Так как величину испарения определяют напряжение солнечной радиации и температура воздуха и воды, то количество осадков больше в жарких климатах и меньше в холодных. Действительно, почти половина всех дождей выпадает в поясе между 20° с.ш. и 20° ю.ш.

На оба полярных пояса приходится только 4% влагооборота.

В экваториальном поясе среднее годовое количество осадков приближается к 2000 мм, в полярных странах оно меньше 200 мм.

Роль динамики атмосферы в распределении осадков двоякая. Вертикальная ее составляющая - тепловая конвекция, фронтальное скольжение, орографическое поднятие - обеспечивает конденсацию пара, а нисходящие токи в антициклонах или при опускании воздуха по склонам ее исключают. Горизонтальное перемещение воздушных масс перераспределяет влагу. Теплые и холодные океанские течения оказывают влияние и на испарение влаги, и на ее перенос.

В результате сочетания перечисленных процессов и географических факторов, участвующих в формировании атмосферных осадков, распределены они по поверхности земного шара зонально-регионально.

Зональность проявляется в существовании чередующихся зон максимумов и минимумов выпадения осадков: экваториальный максимум сменяется минимумами тропических поясов обоих полушарий, за которыми идут максимумы умеренных широт и минимумы полярных стран.

Региональность состоит в том, что каждая зона в направлении с запада на восток распадается на участки - регионы с разным количеством осадков.

Экваториальная зона максимального количества осадков простирается приблизительно от 17° с.ш. до 20° ю.ш. В эту зону входят Амазония, территории северней и южней ее, Центральная Африка, область джунглей на южных склонах Гималаев, Зондский архипелаг, Новая Гвинея. Образование экваториального максимума дождей вызвано, во-первых, поступлением огромного количества парообразной влаги из тропических поясов, во-вторых, мощным подъемом воздуха, обусловленного выделением скрытой теплоты фазового перехода воды из пара в жидкость, и его адиабатическим охлаждением с высотой.

Наибольшее количество осадков выпадает на склонах гор, где поднимаются влажные воздушные массы пассатов: Кауаи на Гавайских островах - 11684 мм, Черрапунджа на склоне хребта Хассия в Гималаях - 11 633 мм, Дебунджа на склоне вулкана Камерун - 10 287 мм, Кибдо в Андах Колумбии - 8 992 км.

Тропические пояса, от 20 до 32° обоих полушарий, характеризуются господством сухого воздуха. Здесь располагаются два пояса пустынь. Сухость воздуха объясняется его адиабатическим нагреванием и иссушением в нисходящих токах антициклонов. У западных берегов, омываемых холодными течениями, температурная стратификация неблагоприятна для образования осадков: у водной поверхности воздух холоднее, чем вверху и над сушей. Влага, испарившаяся с океанов в тропических широтах, переносятся к экватору.

В пустынях осадков выпадает меньше, чем 200 мм в год. Наименьшее в мире их количество - только 0,8 мм - наблюдается в Арике в пустыне Атакама; в Вади-Хальфе в Судане - 2,5 мм, в Адене - 43.9 мм, в Мулке в Австралии - 102,9 мм.

Восточные части материков - Флорида и район Рио-де-Жанейро, Юго-Восточная Азия, Юго-Восток Африки и Восточная Австралия - орошаются дождями, приносимыми пассатами, дующими с океана. Здесь климат влажный тропический.

Начиная от 30° с.ш. и ю.ш. в субтропических и умеренных поясах количество осадков увеличивается и в средних широтах (от 40 до 60° с.ш. и ю.ш.) достигает второго максимума, хотя и значительно меньшего: в среднем 560 - 860 мм, в прибрежных горных странах может достигать 3000 и даже 5000 мм в год.

Образование максимума осадков умеренных широт обусловлено: а) западным переносом воздушных масс с океана в Евразию, Северо-Западную Америку и Южные Анды, б) циклонической деятельностью, в) подъемом воздуха на арктическом и умеренном фронтах и г) муссонной циркуляцией в Восточной Азии.

Умеренному поясу в соответствии с наибольшей площадью материков именно в этих широтах и особенностями атмосферной циркуляции свойственны наибольшие региональные различия в распределении влаги. Взаимодействие звеньев системы «океан - атмосфера - материк» таково, что и на материках и на океанах ярко выражены секторы с большим и малым количеством осадков.

В субтропических и северном умеренном поясах (в южном умеренном поясе площадь суши незначительна) выделяются три сектора: 1) западный с обильными осадками, 2) центральный с их минимумом и 3) восточный, в котором количество осадков снова увеличивается.

Западные регионы - Западная Европа, Северо-Западная Америка, западный склон Анд - первыми встречают морские воздушные массы мУВ и серии циклонов, что обусловливает выпадение обильных осадков. На западных берегах Европы - в Пиренеях, Ирландии, Норвегии выпадает около 1000 мм, а в Скандинавских горах - даже 3000 мм осадков. На склонах Кордильер у Аляски, в Андах Южного Чили проходят изогиеты (линии равного количества осадков) в 2000 и 3000 мм. Наибольшее для умеренных широт количество осадков зарегистрировано на западном склоне Кордильер в Канаде: в Гендерсон-Лейке 6655 мм.

Во внутриконтинентальных районах Евразии и Северной Америки образуются зоны и регионы недостаточного и скудного увлажнения: степные с осадками от 500 мм на западе до 300 мм на востоке; полупустынные и пустынные. Самое сухое место в Европе - Астрахань с годовой суммой осадков 162,6 мм в год. В умеренных пустынях Азии и Северной Америки осадков выпадает хотя и несколько больше, чем в тропических пустынях, но тоже крайне мало - от 200 до 100 мм (в Турткуле 82 мм в год).

За полярными кругами находятся два высокоширотных минимума осадков. Их существование объясняется слабой солнечной радиацией, низкими температурами воздуха и малым возможным влагосодержанием холодного воздуха, ничтожным испарением, а также антициклональной циркуляцией воздуха. Здесь выпадает в среднем около 200 - 250 мм в год. Региональные различия не велики: западные побережья, омываемые теплыми водами, получают осадков больше (Кола 400 мм/год), восточные меньше (устье Лены только 90 мм/год). При низких температурах и малом испарении эта разница не существенна.

Снежный покров. В умеренных широтах зимой, а в полярных странах во все месяцы осадки выпадают преимущественно в виде снега и образуют снежный покров. В Арктике и Антарктике снег лежит круглый год, на севере Сибири - около 8 месяцев, в средней полосе умеренного пояса - меньше полугода, а на широте 45° - около месяца. Южнее снежный покров - неустойчивый. На севере Крыма и Средней Азии он лежит в среднем около 20 дней; на этих же широтах в Западной Европе его не бывает вообще.

Снег выпадает на северных берегах Средиземного моря (в Неаполе 1, в Афинах 6 дней в году), исключительно редко в Атласе, Алжирской Сахаре, Месопотамии, в Южном Китае, на острове Кюсю. В Северной Америке снег выпадает примерно до линии Калифорния - Флорида.

В южном полушарии наиболее северными пунктами, где случается выпадение снега, являются г. Буэнос-Айрес, мыс Доброй Надежды, город Сидней, южный остров Новой Зеландии. Снежный покров в южном полушарии, за исключением Антарктиды, не образуется - в соответствующих широтах нет суши.

Снежный покров - результат и показатель климатических условий средних и высоких широт, сам оказывает огромное влияние на климат: отражая большую долю солнечных лучей, содействует выхолаживанию земной поверхности.

С другой стороны, он смягчает губительное действие очень низких температур на почву и предохраняет ее от глубокого промерзания, а сельскохозяйственные культуры - от вымерзания.

Большую роль играет снежный покров в гидрологическом режиме умеренных широт. В холодное время осадки накапливаются, а весной талые снеговые воды частично стекают, частично пополняют грунтовые воды.

Годовой режим осадков

В природе отчетливо выступают следующие типы сезонного распределения осадков:

I. Экваториальный тип. Дожди выпадают во все месяцы, но неравномерно.

Теоретически в экваториальном поясе должно быть два максимума, соответствующих зенитному положению Солнца, и два минимума во время солнцестояний. Действительно, во многих экваториальных странах наблюдается именно такой режим. Он хорошо выражен в Центральной Африке, особенно в бассейне Конго.

Местные вариации системы «океан-атмосфера - материк» обусловливают довольно сложное распределение осадков и по времени, и по территории экваториального пояса. Однако практически всюду здесь отсутствует сухой период (в смысле условий существования растений), и это позволяет говорить о равномерном увлажнении территории в течение года.

2. Субэкваториальный муссонный тип присущ саваннам. Большая часть годовых осадков выпадает летом. Дождливый летний сезон продолжительностью в несколько месяцев сменяется сухим периодом. Наиболее ярко этот тип распределения осадков выражен в Судане, где за сезон дождей выпадает 90% осадков. На втором месте стоит Индостан, в котором на лето приходится около 80% осадков, затем Северная Австралия, Мадагаскар и Юго-Восточная Африка - до 70% годовой величины осадков.

В некоторых муссонных странах дождливый сезон приходится на зиму. Это необычное явление объясняется приходом зимнего муссона с моря. Такие области распространены спорадически.

3.Осадки пустынь тропических широт не только незначительны, но и выпадают случайно. В Асуане, например, за пять лет упало всего несколько капель, в Атакаме в Икике в течение 14 лет не было ни одного дождя.

4. В средиземноморских странах отчетливо выражены зимний максимум осадков, связанный с умеренными воздушными массами, и летнее бездождие в период господства тропического воздуха.

5. Восточным окраинам Евразии в субтропических широтах свойственны муссоны. Они коренным образом изменяют в сравнении со средиземным годовой ход осадков. Летний муссон дует с моря и обеспечивает летний максимум дождей. Если субтропикам в целом свойственно сухое лето, то в Юго-Восточной Азии и Китае оно влажное. Зима в муссонных странах сухая. Однако в Китае и в это время выпадают дожди, так как сюда приходит умеренный воздух и формируется умеренный фронт. Приблизительно такая же картина наблюдается на Юго-Востоке США, но типичного муссонного хода осадков, как и муссонной циркуляции там нет.

6.Субтропики в глубине материков, расположенные между средиземноморской и китайской климатическими провинциями (например, юг Средней Азии, Иран), отличаются засушливостью и именуются сухими субтропиками. Годовой ход осадков в них напоминает средиземноморский, только это более засушливый вариант.

7. В умеренных широтах выделяется морской тип годового хода осадков. Он свойствен странам, находящимся под большим влиянием океана и западного переноса воздушных масс, Западной Европе, Северо-Западной Америке, Южному Чили. Обильные дожди выпадают ежемесячно, максимум приходится на зиму, когда суша холоднее моря. На берегах Магелланова пролива в году 325 дождливых дней, а в Ньюфаундленде 120 дней с туманами.

8. В материковых областях умеренных широт максимум осадков приходится на лето, когда на суше большое испарение и усиливаются внутриматериковые влагообороты. Увлажняющий эффект этих осадков в сравнении с осенними снижается за счет увеличения испарения. Поэтому воздух и почва летом суше, чем в другие сезоны года.

9. В пустынях умеренных широт (в отличие от тропических пустынь) осадки выпадают ежегодно, хотя и в малом количестве. Летом сухо, зимой держится снеговой покров, весной количество дождей и влажность воздуха и почвы увеличиваются. Весеннее увлажнение - характерная черта внутриматериковых пустынь, связанная с умеренным фронтом.

10. На восточных окраинах материков, особенно в Восточной Азии, годовой режим осадков обусловлен сменой муссонов; ясно выступает летний максимум и зимний минимум осадков.

11. В субполярных странах осадки выпадают в каждом месяце. Максимум приходится на лето, когда увеличивается испарение. Зимние суммы осадков невелики, снега выпадает мало.

Атмосферное увлажнение.

На земной поверхности постоянно происходят два противоположно направленных процесса - орошение местности осадками и иссушение ее испарением. Оба эти процесса сливаются в единый и противоречивый процесс атмосферного увлажнения, под которым понимается соотношение количества осадков и испаряемости.

Существует более двадцати способов выражения атмосферного увлажнения. Показатели называются индексами и коэффициентами или сухости или атмосферного увлажнения. Наиболее известны следующие:

Гидротермический коэффициент Г. Т. Селянинова:

ГТК = 10 R / Et

Где R - месячное количество осадков,

Еt - сумма температур за то же время; она близка к показателю испаряемости.

Радиационный индекс сухости М.И.Будыко:

Ri = R / LE - отношение радиационного баланса к сумме тепла, необходимого для испарения осадков за год.

В диапазоне радиационного индекса сухости от 0,35 до 1,1 располагаются гумидные зоны (тудровая зона и лесные зоны разных широт); от 1,1 до 2,2 - семигумидные зоны (лесостепная, саванновая, степная); от 2,2 до 3,4 - полупустыни; свыше 3,4 - пустыни.

Коэффициент увлажнения Г.Н.Высоцкого - Н.Н.Иванова:

К = R / Ep

где R - сумма осадков (в мм) за месяц,

Ep - месячная испаряемость.

Лучше всего ее выразить в процентах (?). Например, в тундре осадков выпадает 300 мм, а испаряемость только 200 мм. Следовательно, осадки превосходят испаряемость в 1,5 раза; атмосферное увлажнение равно 150 %, или К = 1,5.

Увлажнение бывает избыточным, больше 100%, или К >1,0, когда осадков выпадает больше, чем может их испариться; достаточным, при котором сумма осадков и испаряемость приблизительно равны (около 100%), или K = 1,0; недостаточным, меньше 100 %, или К < 1,0, если испаряемость превосходит количество осадков; в последней градации полезно выделить ничтожное увлажнение, в котором осадки составляют ничтожную (13% и меньше, или = 0,13) долю испаряемости.

...