Учение об атмосфере

В результате развивающаяся конвекция - перенос влаги в более верхние слои - происходит быстрее, чем поступление ее в воздух с испаряющейся поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой днем поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях воздуха накапливается влага, создавая около 20 - 21 часа второй (вечерний) максимум. Годовой ход абсолютной влажности также соответствует годовому ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум - в 15 -16 часов.

Распределение абсолютной и относительной влажности по широтам. В экваториальных широтах относительная влажность всегда высока - до 855. Абсолютная влажность здесь большая, а температуры не слишком велики из-за большой облачности (восходящие движения). В тропических и субтропических широтах (25 - 400 с. и ю. ш.) абсолютная влажность небольшая (нисходящие движения), температуры высокие, отсюда относительная влажность уменьшается до 70%. В субполярных и полярных областях относительная влажность увеличивается до 80%, т.к. температуры низкие, абсолютная влажность невелика, но отношение их свидетельствует о наличии значительного количества водяного пара, выраженного в процентах от максимального его количества при данной температуре.

Географическое распределение влажности воздуха.

Это зависит от: 1) от испарения в каждом данном районе и 2) от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие. Испарение пропорционально дефициту насыщения, а последний, в общем, тем больше, чем выше температура. Поэтому распределение влажности (давление пара, массовой доли пара или абсолютной влажности) в общем, следует распределению температуры.

Изменение влажности с высотой.

1. С высотой давление водяного пара убывает; убывает и абсолютная влажность воздуха. Это вполне понятно: ведь давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой. Замечательно, однако, то, что процентное содержание водяного пара по отношению к постоянным газам воздуха также убывает с высотой. Это значит, что давление и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее (даже значительно быстрее), чем общее давление и общая плотность воздуха. Зависит это от того, что водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу, и постепенно распространяясь вверх, конденсируется в более или менее высоких слоях вследствие понижения температуры. Поэтому в нижних слоях его больше по отношению к сухому воздуху, чем в верхних. Убывание влажности с высотой в отдельных случаях происходит по-разному в зависимости от условий перемешивания воздуха и от вертикального распределения температуры. В среднем давление водяного пара падает с высотой так, как об этом говорилось в главе второй. Вместе с давлением пара так же быстро убывает с высотой и абсолютная влажность воздуха. Таким образом, половина всего водяного пара приходится па нижние 1,5 км и свыше 99%-на тропосферу. В горных районах влажность воздуха несколько больше, чем на тех же высотах в свободной атмосфере, так как здесь ближе источник влаги -земная поверхность. Существуют эмпирические формулы, описывающие распределение давления и массовой доли пара с высотой в горах и свободной атмосфере. 2. Относительная влажность меняется с высотой менее закономерно. В общем она с высотой убывает. Но на уровнях, где происходит облакообразование, относительная влажность, конечно, повышена. В слоях с температурными инверсиями она уменьшается очень резко вследствие повышенной температуры. 3. Зная распределение абсолютной влажности по высоте, можно подсчитать, сколько водяного пара содержится во всем столбе воздуха над единицей площади земной поверхности. Эту величину называют влагосодержанием атмосферного столба. В среднем над каждым квадратным метром земной поверхности в воздухе содержится около 28,5 кг водяного пара. Напомним, что масса такого столба воздуха при среднем атмосферном давлении более 10 т (примерно в 300 раз больше массы водяного пара).

4. Конденсация и сублимация. В воздухе, насыщенном водяным паром, при понижении его температуры до точки росы или увеличения в нем количества водяного пара происходит конденсация - переход воды из газообразного состояния в жидкое. При температуре ниже 0С вода может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией.

И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах конденсации, на земной поверхности и на поверхности различных предметов. Уровень, на котором начинается облакообразование, называется уровнем конденсации.

При соприкосновении более теплого влажного воздуха с поверхностью охлажденных предметов, температура соприкасающегося слоя воздуха понижается до точки росы. В этом случае продукты конденсации осаждаются на поверхности твердых предметов. К явлениям такого рода относится образование росы, инея, изморози, образование жидкого и твердого налета и гололед.

Роса - образование капелек росы является наиболее простым видом конденсации. После захода Солнца, особенно при ясной погоде, земная поверхность излучает тепло в приземный слой воздуха и довольно быстро остывает. Особенно быстро остывают травинки, листья, ветви и крупинки верхнего слоя почвы. Воздух, соприкасаясь с охлажденными предметами, сам охлаждается, и достигнув точки росы, выделяет излишек водяных паров в виде капелек росы на поверхность охлажденных предметов. Количество выделившейся росы находится в прямой зависимости от степени влажности воздуха и степени охлаждения предметов. В умеренных широтах за ночь роса дает 0,1 - 0,3 мм, а за год 10 - 50 мм влаги.

Иней. Если охлаждение паров происходит при температуре ниже 00С, то вместо капелек росы образуются ледяные кристаллики, известные под названием инея. Если при образовании росы выделяется скрытая теплота, при образовании инея тепло, наоборот, поглощается.

Изморозью называется слой белого рыхлого льда, оседающий в холодное время на телеграфных проводах, тонких ветвях деревьев из воздуха, насыщенного влагой.

Жидкий и твердый налет - тонкая водяная или ледяная пленка, образующаяся на поверхности предметов при смене холодной погоды на теплую, в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью. Особенно часто этот процесс проявляется в горах, где на скалах, телеграфных столбах ледяной налет нередко достигает 50 см.

После сильных морозов на поверхности почвы, на дороге, на стенах и на деревьях очень часто образуется осадок в виде гладкого прозрачного ледяного слоя. Это явление известно под названием гололед и гололедица. Причиной его может быть также переохлажденный, или «ледяной» дождь. Он бывает в тех случаях, когда температура нижних слоев воздуха значительно ниже температуры тех слоев, где образуются капли дождя. При этих условиях капли падают на землю переохлажденными и тут же замерзают.

Конденсация и сублимация в свободной атмосфере. Воздух в различных слоях атмосферы охлаждается от подъема вверх, от встречи с холодными воздушными течениями и путем излучения тепла в окружающее пространство. Во всех случаях относительная влажность увеличивается. В конечном итоге происходит перенасыщение, т.к. температура оказывается равной точке росы. Эта граница называется уровнем конденсации. Выше при наличии ядер конденсации происходит образование облаков. Нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации. Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции - границы распространения восходящих токов воздуха. Она часто совпадает с задерживающими слоями.

Исследования показали, что для образования мельчайших капелек или ледяных кристалликов необходимо присутствие в воздухе твердых, жидких или газообразных частиц, около которых может начаться конденсация.

Эти мельчайшие частички, около которых начинают оседать мельчайшие водяные капельки или кристаллики льда, называются ядрами конденсации (сублимации). Если зародыш капельки возникает без ядра, он оказывается неустойчивым. Роль ядра конденсации заключается в том, что вследствие своей гигроскопичности оно увеличивает устойчивость образовавшегося зародыша капельки.

Важнейшими ядрами являются частички растворимых гигроскопичных солей, особенно морской соли, которая всегда обнаруживается в виде осадков, продукты горения или органического распада. Частицы морской соли попадают в воздух в больших количествах при волнении моря и разбрызгивании морской воды и при последующем испарении капелек в воздухе. Пузырьки морской пены на гребнях волн наполнены воздухом, и когда они лопаются, происходит разбрызгивание. Разрыв только одного пузырька диаметром в 0,5 см дает 1000 капелек, которые испаряются в воздухе. От каждой капельки остаются мельчайшие частицы соли, вокруг которых и происходит конденсация и сублимация. Гигроскопические ядра также попадают в атмосферу при распылении почвы. Конденсация происходит и на гигроскопических твердых частицах, капельках, являющихся продуктами сгорания или органического распада. В промышленных центрах в атмосфере содержится особенно большое количество таких ядер конденсации.

Возникшие, таким образом, ядра конденсации имеют размеры порядка десятых и сотых долей микрона, а наиболее крупные - до 1 микрона и более. Ядра конденсации вследствие своих размеров не оседают сами и переносятся воздушными потоками на большие расстояния. При этом, вследствие своей гигроскопичности, они часто плавают в атмосфере в виде мельчайших капелек. При повышении относительной влажности капельки начинают расти, а при значениях влажности около 100%, они превращаются в видимые капельки облаков и туманов. Конденсация водяного пара в свободной атмосфере сопровождается образованием облаков и туманов.

Туман - это скопление продуктов конденсации в атмосфере у земной поверхности.

В том случае, когда помутнение вызвано не продуктами конденсации, а содержанием в воздухе большого количества твердых коллоидных частиц, явление называется мглой. Мгла особенно часто наблюдается в результате пыльных бурь, задымления воздуха при лесных пожарах и над промышленными центрами. При этом относительная влажность может быть невелика. Дальность видимости при сильной мгле может уменьшаться значительно.

Опасное явление представляет собой смог - дымный туман в больших городах или индустриальных центрах. Это сильный туман, смешанный с дымом, часто ядовитым, или выхлопными газами автомашин. При смоге в Лондоне наблюдалось резкое увеличение смертности от болезней дыхательных путей и сердечно-сосудистой системы. В декабре 1962 г. концентрация сернистого ангидрита при смоге в Лондоне превышала норму в 14 раз. Достаточно опасные для людей смоги в Лос-Анжелесе, где огромные объемы выхлопных газов, а топография поверхности способствует застою воздуха и образованию туманов.

При густом тумане дальность видимости может уменьшиться до нескольких метров. При положительных температурах туман будет состоять из капелек, при низких до минус 80 - из переохлажденных капелек. И лишь при температуре ниже минус 100 в тумане наряду с капельками появляются и кристаллики, и он становится смешанным.

Условия образования туманов. Туман возникает в том случае, когда у земной поверхности создаются благоприятные условия для конденсации водяного пара. Нужные для этого ядра конденсации существуют в воздухе всегда. Однако, в больших промышленных центрах содержание в воздухе ядер конденсации, причем крупных, резко возрастает. Поэтому повторяемость и плотность туманов в больших городах больше, чем в загородных местностях. Вследствие гигроскопичности ядер конденсации образование тумана начинается при относительной влажности меньше 100%, т.е. еще до достижения точки росы. Приближение к состоянию насыщения происходит преимущественно в результате охлаждения воздуха (туманы охлаждения). Второстепенную роль играет возрастание влагосодержания воздуха вследствие испарения с теплой поверхности в холодный воздух (туманы испарения).

В зависимости от причин образования туманы делятся на два основных класса: туманы охлаждения и туманы испарения.

Туманы охлаждения наиболее распространены. Охлаждение у земной поверхности происходит вследствие влияния самой поверхности. Охлаждение может происходить при разных условиях. Во-первых, воздух может перемещаться с более теплой подстилающей поверхности на более холодную и охлаждаться. Туманы, которые при этом возникают называются адвективными туманами (адвекция - перенос в горизонтальном направлении воздуха, а вместе с ним и ряда его качеств).

Во-вторых, воздух может охлаждаться потому, что сама подстилающая поверхность под ним охлаждается радиационным путем. Такие туманы называются радиационными туманами. Речь идет о радиационном охлаждении поверхности почвы, снежного покрова, а не воздуха, т.к. воздух охлаждается уже от земной поверхности.

При взаимодействии адвективных и радиационных причин образуется адвективно-радиационный туман.

Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, движущихся на более холодную поверхность. Это значит, что воздушная масса движется из низких широт в высокие, или зимой с теплого моря на холодную сушу, летом - с теплой суши на холодное море и по другим причинам.

На суше адвективные туманы наблюдаются чаще всего осенью и зимой, когда существуют особенно значительные различия в температурах между низкими и высокими широтами и когда суша охлаждена в сравнении с морем., чаще всего летом и весной. Адвективные туманы простираются в высоту на сотни метров. Они возникают при значительных скоростях ветра, поэтому в них может происходить коагуляция (свертывание) капелек и осадки принимают моросящий характер.

Радиационные туманы подразделяются на два вида: поземные и высокие. Поземные туманы наблюдаются только над сушей в ясные ночи со слабым ветром. Они связаны с ночным радиационным выхолаживанием почвы или снежного покрова. Вверх они распространяются невысоко, до нескольких десятков метров. Распределение их носит локальный характер, они могут возникать участками, особенно в низинах, вблизи болот, на лесных полянах. Над реками они не возникают вследствие конвекции над теплой (в ночные часы) водой. Туманы образуются в ясную погоду, но должен быть небольшой ветер, т.к. он создает турбулентность, которая способствует распространению охлаждения и росту тумана вверх. Поземные туманы возникают в слое приземной инверсии и после восхода Солнца исчезают вместе с ней.

Высокие радиационные туманы могут наблюдаться и над сушей, и над морем в холодное время года. Вследствие турбулентного переноса водяного пара вверх, на высоте нескольких сотен метров развиваются облака. Затем эти облака распространяются сверху вниз до земной поверхности и тогда их уже называют высоким радиационным туманом. Такой туман может сохраняться неделями над большими районами, захватывая их целиком.

Туманы испарения возникают чаще всего осенью и зимой в холодном воздухе над более теплой открытой водой. С более теплой поверхности в холодный воздух происходит испарение. Над сушей они появляются вечером или ночью над реками и озерами, куда стекает воздух, охлажденный над соседними участками суши. Туман испарения может возникать также вечером во время или после дождя, когда почва увлажнена и сильно испаряет, а температура воздуха падает. Над морем в полярных широтах туманы испарения возникают над полыньями или над открытой водой у кромки льда, куда переносится воздух с ледяного покрова. Зимой они наблюдаются над внутренними морями (Балтийское и Черное), при переносе на них холодных воздушных масс с суши. Туман испарения обычно клубится и быстро рассеивается, т.к. нагревается снизу от теплой воды. Но если причина туманообразования сохраняется долго, то и туман также сохраняется.

В суточном ходе туманы на равнине имеют максимум интенсивности и повторяемости утром. На высоких уровнях в горах туманы распределяются в течение суток равномерно или имеют слабый максимум в послеполуденные часы. Причина этого явления в особых условиях образования туманов в горах. Горный туман, по существу, представляет собой облако, возникающее в связи с восходящим движением воздуха по горным склонам. Этот туман, связанный с адиабатическим охлаждением воздуха, выделяется в особый тип тумана склонов. (Адиабатический процесс - процесс, который проходит без теплообмена с окружающей средой. Если масса воздуха в атмосфере адиабатически расширяется, то давление в ней падает, а вместе с ним падает и температура. Если воздух адиабатически сжимается, то давление и температура растут).

Географическое распределение туманов.

Часта повторяемость туманов в Арктике: число дней в году с туманом может превышать 80. Причина: 1) перенос теплых воздушных масс на холодную поверхность льда (адвективные туманы) и 2) перемещение холодного воздуха со льда или с холодной суши на открытую воду (туманы испарения). В умеренных широтах северного полушария частыми туманами отличается район о. Ньюфаундленд (до 80 дней и более).

В субтропических широтах южного полушария часты туманы в прибрежных пустынях Атакама и Намиб (до 80 дней и более). Теплый воздух, поднимаясь, попадает на холодные океанические течения.

Выше средней повторяемость туманов в средней Европе, на берегах Калифорнии, на атлантическом побережье Южной Америки, на Мадагаскаре. В этих областях высокая повторяемость туманов объясняется термическими особенностями подстилающей поверхности, над которой проходят преобладающие воздушные течения. Незначительное количество туманов во внутренних частях материков, особенно в пустынях, где содержание водяного пара в воздухе невелико, а температуры высоки (нисходящее движение воздуха).

5. ОБЛАКА. Туман - это скопление продуктов конденсации у земной поверхности. Облака - скопление продуктов конденсации (капелек и кристаллов) в атмосфере. Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность в воздухе, содержащим облака убывает, то облака испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется и утяжеляется настолько, что выпадает из облака в виде осадков. Таким путем вода возвращается из атмосферы на земную поверхность.

Отдельные облака существуют очень короткое время (до 10 - 15 мин. минимум). Это значит, что недавно возникшие капельки, из которых состоит облако, снова быстро испаряются. Но даже, когда облако наблюдается очень долго, это не значит, что оно не изменяется. Облака находятся в процессе постоянного новообразования и исчезновения (испарения). Одни элементы облака испаряются, другие - возникают вновь. Длительно существует определенный процесс облакообразования, облако же является только видимой в данный момент частью общей массы воды, вовлекаемой в этот процесс.

Это особенно ясно при образовании облаков над горами. Если воздух непрерывно протекает через гору, то на некоторой высоте он адиабатически охлаждается при подъеме настолько, что возникают облака. Эти облака кажутся неподвижно привязанными к гребню хребта. Но в действительности они, перемещаясь вместе с воздухом, все время испаряются в передней части, где перетекающий воздух начинает спускаться, и все время заново образуются в тыловой части из нового водяного пара, приносимого поднимающимся воздухом.

Высотное положение облаков также обманчиво. Если облако не меняет своей высоты, то это не значит, что составляющие его элементы стабильны. Жидкая или твердая частичка в облаке может опускаться, но достигая нижней границы облака, она переходит в менее насыщенный воздух и здесь испаряется. В результате облако будет казаться длительно находящимся на одном уровне.

Микроструктура и водность облаков. По своему строению облака делятся на три класса:

1.Водяные (капельные) облака, состоящие только из капелек. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при температурах ниже нуля (до минус 10С). В этом случае капельки будут находиться в переохлажденном состоянии.

2.Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных капелек и ледяных кристалликов при температурах от минус 10С до минус 40С.

3.Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледяных кристаллов при температурах минус 40С - минус 50С и ниже.

В теплое время года, водяные облака образуются, главным образом, в нижних слоях тропосферы, смешанные - в средних слоях, ледяные - в верхних. В холодное время года при низких температурах смешанные и ледяные облака могут возникать вблизи земной поверхности.

Содержание воды в облаках в жидком и твердом виде называют водностью облаков. В водяных облаках на каждый кубический метр облачного воздуха приходится от 0,2 до 5 г воды. В кристаллических облаках водность значительно меньше - сотые и тысячные доли грамма на кубический метр.

Международная классификация облаков. Мы познакомились уже с различными видами облаков: перламутровые (стратосфера), серебристые (мезосфера), электронные (ионосфера). Форма облаков в тропосфере достаточно разнообразна. Но их можно свести к относительно небольшому числу основных типов. В современном варианте международной классификации облака делятся на 10 основных родов по их внешнему виду. Эти 10 основных родов составляют 4 семейства, которые различаются друг от друга по высоте и внешнему виду.

1семейство. Облака верхнего яруса, находящиеся на высоте более 6000 м. Сюда относятся:

1род. Cirus (C) - перистые. Отдельные нежные облака, волокнистые или нитевидные, без «теней», обычно белые, часто блестящие.

2 род. Cirocumulus (Cc) - перисто-кучевые. Слои и гряды прозрачных хлопьев и шариков без теней. Часто похожи на рябь на поверхности воды или песка.

3 род. Cirrostratus (Cs) - перисто-слоистые. Тонкая, белая, просвечивающая пелена или вуаль.

Все облака этого яруса ледяные. Это самые высокие облака тропосферы. Встречаются при наиболее низких температурах. Их объединяет и внешний вид. Они все белые, полупрозрачные, мало затеняющие солнечный свет.

2семейство. Облака среднего яруса, расположенные на высоте 2000 - 6000 м. Сюда относятся:

4 род. Altocumulus (Ac) - высококучевые. Представляют собой облачные пласты или гряды белого или серого цвета. Они достаточно тонки, но все же затеняют Солнце. Состоят из мельчайших капелек воды.

5 род. Altostratus (AS) - высокослоистые. Мощность достигает нескольких километров. Внешний вид - светлый, молочно-серый покров, застилающий небосвод полностью или частично. Это типично смешанные облака: наряду с мельчайшими капельками в них содержатся мелкие снежинки. Эти облака дают осадки, но слабые, и в теплое время года они, как правило, испаряются по пути к земной поверхности. Зимой из высокослоистых облаков часто выпадает мелкий снег.

3семейство. Облака нижнего яруса, располагаются на высоте ниже 2000 м. Сюда относятся:

6 род. Stratocumulus (Sc) - слоисто-кучевые. Представляют гряды или слои серых или беловатых облаков, которые почти всегда имеют более темные части. В большинстве случаев слоисто-кучевые облака состоят из мелких и однородных капелек. Из них выпадает слабая морось или очень слабый снег (при низких температурах).

7 род. Nimbostratus (Ns) - слоисто-дождевые, представляют собой мощный слой в несколько километров толщиной, который начитается в нижнем ярусе, но может простираться и в верхний ярус. Состоят они, особенно в нижних слоях, из крупных капель и снежинок. Они имеют серый цвет и Солнце через них не видно. Из них выпадает обложной дождь или снег, который достигает земной поверхности.

8 род. Stratus (St) - слоистые. Являются самыми близкими к земной поверхности облаками. На равнинной территории их высота может быть всего несколько десятков метров над землей. Это однородный на вид серый слой капельного строения, из которого может выпадать морось. При низких температурах из облаков могут выпадать ледяные иглы, мелкий снег, снежные зерна. Временами слоистые облака представляют собой разрозненные части, тогда их называют разорванно-дождевыми (Fractonimbus - Fn).

4 семейство - облака вертикального развития.

9 род. Cumulus (Cu) - кучевые. Это отдельные облака в нижнем и среднем ярусах, плотные, с резко очерченными контурами, в виде куполов, башен. Они имеют клубообразный характер, на Солнце кажутся ярко-белыми с темным, почти горизонтальным основанием. Часто имеют разорванные края. В этом случае их называют разорванно-кучевыми (Fractocumulus). Кучевые облака состоят из водяных капель. Осадков, как правило, не дают. И только в тропиках, где водность облаков велика, в результате слияния отдельных капель могут выпадать небольшие дожди.

10 род. Cumulonimbus - кучево-дождевые. Являются дальнейшей стадией развития кучевых облаков. Они представляют собой мощные кучевообразные массы, которые охватывают все три яруса. Они закрывают Солнце, имеют мрачный вид и сильно уменьшают освещенность. Основание их располагается на высоте около 1500 м, вершина - 9000 м. Кучево-дождевые облака состоят в верхней части из ледяных кристаллов, а в нижней - из кристаллов и капель воды различной величины. Контуры облаков четкие. Они дают осадки ливневого характера: это интенсивные дожди, иногда с градом, зимой сильный густой снег, крупа. С ними часто связаны грозовые явления. Очень часто на их фоне наблюдается радуга.

Образование облаков связано с конвекцией, нагреванием неоднородной поверхности, турбулентным переносом водяного пара вместе с воздухом от земной поверхности вверх и адиабатическим охлаждением, с процессом восходящего скольжения (встречаются холодная и теплая масса воздуха, теплая масса поднимается вверх по слабонаклонной поверхности раздела между разнотемпературными массами). В тропиках основная роль принадлежит облакам конвекции, во внетропических широтах преобладают облака восходящего скольжения. Причем, если теплый воздух медленно поднимается по слабонаклонной поверхности, образуется сплошной облачный слой, простирающийся на сотни километров (700 - 900). В нижней части этого слоя располагаются разорванно-дождевые облака, над ними - слоисто-дождевые, выше - высокослоистые, перисто-слоистые и перистые облака. Если же теплый воздух быстро поднимается по слабонаклонной поверхности, образуется иная облачная система. В нижней части формируются кучево-дождевые облака, а выше могут располагаться и другие виды облаков. Облака, образующиеся при подъеме теплого воздуха по холодному, называются фронтальными, если же происходит натекание воздуха на склоны, и подъем его - орографическими облаками.

Облачность, ее суточный и годовой ход. Степень покрытия небесного свода облаками называют облачностью. Для подсчета облачности предложена 10-ти балльная система, 1 балл равен 10% площади неба. Облачность имеет большое значение для теплооборота на Земле. Она отражает прямую солнечную радиацию и, следовательно, уменьшает ее приток к земной поверхности. Она также увеличивает рассеяние радиации, уменьшает эффективное излучение, меняет условия освещенности.

В суточном ходе облачности над сушей в умеренных широтах летом намечаются два максимума (утром и после полудня). Утром усиливается испарение, а днем - конвекция и дневной максимум выражен сильнее. В холодное время года преобладает утренний максимум, т.к. конвекция выражена слабо. В тропиках весь год преобладает послеполуденный максимум, т.к. конвекция здесь наблюдается в течение всего года. В годовом ходе облачность в разных климатических областях меняется по-разному. В низких широтах она в течение года существенно не изменяется.

Над континентами ее ход различен из-за циркуляции атмосферы. В Европе максимум приходится на зиму (циклоническая деятельность), минимум - на весну и лето. В Восточной Сибири и в Забайкалье максимум приходится на лето, минимум - на зиму (антициклон).

Географическое распределение облачности. Здесь следует отметить два основных фактора, влияющих на распределение облачности. Первый фактор - это общая циркуляция атмосферы, второй фактор - распределение суши и моря.

Облачность больше на всех широтах над морем. При наличии нисходящих токов облачность понижена. Особенно это резко выражено над пустынями. Повышенная облачность над экватором обусловлена восходящими токами воздуха, в умеренных широтах - действием циклонов. Пониженная облачность в тропических широтах - антициклональная циркуляция, нисходящие движения, слой инверсии.

6.Световые явления в атмосфере. В результате преломления, отражения света в каплях и ледяных кристаллах облаков возникают гало, венцы, радуги.

Гало образуются в ледяных кристаллах перисто-слоистых облаков. Это светлые круги вокруг солнечного диска, формирующиеся в результате преломления, отражения света.

Венцы - светлые слегка окрашенные кольца, окружающие просвечивающие сквозь тонкие водяные облака Солнце и Луну. Венец может быть один, а может быть и несколько колец, разделенных промежутками. Причина их появления - дифракция света при прохождении его между капельками и кристаллами облака. Большие белые венцы вокруг Солнца или Луны, «ложные солнца» и столбы - признаки сохранения хорошей погоды.

Радуга представляет собой светлую дугу, окрашенную в спектральные света от красного (внешний край дуги) до фиолетового (внутренний край дуги). Эта дуга является частью окружности, центр которой находится на уровне глаза наблюдателя. Высота радуги зависит от высоты Солнца над горизонтом. С самолета радуга может быть окружностью. Образуется она при преломлении и отражении солнечных лучей в капельках воды.

7.Осадки. При определенных условиях из облаков выпадают осадки, т.е. капли и кристаллы настолько крупных размеров, что они уже не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Наиболее распространены снег и дождь, но бывают и другие виды осадков, которые отличаются от дождя и снега.

Под количеством выпавших осадков подразумевается не общий объем воды, а высота слоя, который мог бы образоваться, если бы вода не стекала, не впитывалась в почву и не испарялась. Дождь, образовавший слой воды в 1 мм, выливает на 1 гектар 100 м3 воды, т.е. около 900 ведер. Слабый дождь дает 2 - 3 мм осадков, умеренный - 5 - 10 мм.

Из слоисто-дождевых и высокослоистых облаков выпадают обложные осадки. Это длительные осадки средней интенсивности. Они выпадают сразу на больших площадях, порядка сотен тысяч квадратных километров, сравнительно равномерно и достаточно продолжительно (часами и десятками часов). Наибольший процент в общем количестве осадков в умеренных широтах составляют именно обложные осадки.

Из кучево-дождевых облаков выпадают ливневые осадки. Это интенсивные, но малопродолжительные осадки. Они являются основным видом осадков в низких широтах. В средней полосе России во время ливня может выпадать 35 - 40 мм осадков, т.е. 30 тыс. ведер воды. Но бывают ливни необычайной интенсивности. Так в Курской области в 1882 г. выпало во время ливня 158 мм осадков.

Сила ливней увеличивается в южных широтах. В Крыму ливни дают 3 мм осадков в минуту, на Кавказе - 5-6 мм/мин., т.е. в 2 - 4 раза больше, чем в средней полосе. А в тропиках отмечаются ливни, которые дают за сутки более 1 м осадков, т.е. в 2 раза больше, чем в Москве за целый год.

Ливни относятся к грозным явлениям погоды. Они наносят большой вред сельскому хозяйству. Стекая по поверхности, вода смывает верхний слой почвы, нарушает ее строение, образует глубокие промоины и овраги. Ливневые потоки заносят песком реки, размывают их берега, вызывают высокие паводки, разрушают дороги, железнодорожные насыпи, вызывают оползни. Область распространения ливневых дождей всегда оконтурена резкой границей. Это объясняется строением кучево-дождевых облаков, которые имеют совершенно отвесные края.

В июне 1924 г. в Москве, в центральной части, за 1,5 часа выпало 95 мм осадков, в то время как на окраинах не выпало ни капли дождя. В центре города, на улице Герцена, образовалась бурная река, по которой плыл снесенный газетный киоск.

Последствия ливней можно предотвратить. Леса и луга - лучшие регуляторы движения воды на земной поверхности. Поэтому лесонасаждения, создание лесоохранных зон около рек, особенно в их верховьях, надежный способ борьбы с последствиями ливней.

Кроме обложных и ливневых осадков различают еще и моросящие осадки. Выпадают они из слоистых и слоисто-кучевых облаков. Вертикальная мощность этих облаков невелика. Выпадающие осадки - морось - состоят из очень мелких капелек. Зимой при низких температурах эти облака могут содержать кристаллы. Тогда вместо мороси из них выпадают мелкие снежинки и снежные зерна. Моросящие осадки не дают существенных суточных количеств.

Форма осадков. Дождь состоит из капель диаметром от 0,5 мм до 5 мм (но не более 8 мм). В ливневых дождях величина капель больше, чем в обложных дождях.

Морось состоит из капель диаметром 0,5 - 0,05 мм с очень малой скоростью выпадения. Они легко переносятся ветром в горизонтальном направлении.

Снег состоит из сложных ледяных кристаллов (снежинок). Диаметр выпадающих снежинок около 1 мм. Снежинки, слипаясь при падении, образуют хлопья.

Град состоит из кусочков льда, чаще всего неправильной формы, выпадающие из облаков большей частью вместе с дождем. Град выпадает преимущественно в теплое время года. В жаркие дни он может достигать значительных размеров, с голубиное яйцо. В отдельных случаях вес градин достигал 1 кг. В мае 1939 г. в Индии выпал град, в котором встречались градины диаметром до 130 мм и весом до 1 кг. Выпадает град из кучево-дождевых облаков (т.е. как и ливень) и обычно сопровождается грозой.

Строение кучево-дождевых облаков отличается большой мощностью (до 7,5 км). У основания облака фиксируются положительные температуры до +10С, а в верхней части - до минус 30С. В связи с такими температурами, нижняя треть облака состоит из капель воды, вторая - из переохлажденной воды, которая быстро замерзает и образует град и крупу, а верхняя - из снега.

Структура града дает представление об условиях его образования. У крупной градины, разрезанной пополам, слоистое строение, напоминающее луковицу. В центре находится непрозрачное ядро, затем идут наслоения прозрачные и непрозрачные. Толщина слоев изменяется от десятков долей миллиметра до нескольких миллиметров. Слои в градине образуются вследствие намерзания воды вокруг ее ядра. Степень прозрачности слоев зависит от скорости замерзания. Чем быстрее замораживается слой, тем прозрачнее лед.

Скорость замерзания зависит от температуры воды. Переохлажденные капли воды в средней части облака, захваченные сильным воздушным потоком, устремляются вверх, где соприкасаются с ледяными кристаллами и быстро замерзают. Когда восходящий поток ослабевает, градина опускается в нижние слои, и т.к. она холоднее окружающего воздуха, насыщенного каплями воды, то на ее поверхности намерзают новые слои льда. Новая струя вертикального потока поднимает градину снова в верхнюю часть облака, где она опять охлаждается и увеличивает свой объем от намерзания капель.

Таким образом, для образования крупного града необходимо, чтобы в кучево-дождевых облаках был очень мощный восходящий поток, распространяющийся на большую высоту. Скорость потока может колебаться от 10 м/сек. до 50 м/сек. (средняя годовая скорость ветра в Антарктиде - 22 м/сек.). В облаке, в момент образования градин царит настоящий вертикальный ураган, способный поднимать крупные градины. Скорость восходящего потока не бывает постоянной, она то усиливается, то уменьшается. Град падает в момент затишья и устремляется вверх при следующем порыве. Когда градина отяжелеет настолько, что восходящий поток не сможет поддерживать ее, градина падает на землю. Каждое большое кучево-дождевое облако несет в себе град, и если он не всегда достигает земли, то только лишь потому, что успевает растаять в пути.

Если учесть данные статистики градобитий, то выявятся определенные районы, особенно часто и сильно поражаемые градом. Это районы Кавказа, окрестности Киева, Тамбова, Пензы. Против града может вестись успешная борьба с помощью установок «Град». В облако, где зарождается град, забрасывается специальный реагент (йодистое серебро), который кристаллизует в облаке воду, образуя кристаллики, которые не смерзаются между собой и не образуют град.

Гроза. Капли облаков и туманов, как и твердые частицы в них, чаще бывают электрически заряженными, чем нейтральными. В кучево-дождевых облаках, содержащих крупные капли, а также значительные по размерам кристаллы, возникают особенно сильные электрические заряды. Скопление электричества одного знака в одной части облака и другого знака - в противоположной части облака, приводит к огромным значениям напряженности электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и землей. Причины электризации элементов облаков и осадков, а также разделение зарядов обоих знаков в облаках до конца еще не ясны. Развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, с многократными электрическими разрядами в облаках или между облаком и землей. Разряды искрового характера называют молниями, а сопровождающие их звуки - громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра, называют грозой.

Для гроз нужна высокая температура и большая влажность воздуха. При накоплении зарядов разных знаков в разных частях облака создается огромная разность потенциалов. Когда напряженность поля достигает критического значения (25 - 50 тыс. в/м), разности потенциалов выравниваются посредством искровых разрядов - молний. Разрядка происходит между разноименно заряженными облаками, или частями облака, между облаком и землей. Молния состоит из многих последовательных разрядов - импульсов, которые проходят по одному и тому же пути, который называется каналом. Канал молнии виден потому, что воздух в нем раскаляется до ослепительно розово-фиолетового свечения (температура в канале достигает 25 000 - 30 0000С).

Быстрое и сильное нагревание, а, следовательно, быстрое расширение воздуха в канале молнии производит взрывную волну, которая создает звуковой эффект - гром. Т.к. звук от различных точек пути молнии доходит до наблюдателя не одновременно, а также вследствие отражения звука от облаков и от земли, гром имеет характер длительных раскатов.

Число дней с грозой, как правило, уменьшается от экватора к полярным широтам, так как для гроз нужна высокая температура и большая влажность воздуха, которые убывают от экватора к полюсам. У северного полярного круга грозы очень редки. Но и в низких широтах есть области, где грозы практически отсутствуют (в пустынях, где сухой воздух). В южном полушарии грозы южнее 50 - 550ю.ш. не встречаются. Экваториальная зона характеризуется тем, что во время дождливого периода здесь наблюдаются ежедневные полуденные грозы, а иногда и ночные. У экватора на материках грозовых дней бывает 100 - 150в тропических широтах 75 - 100, а на Крайнем Севере - несколько дней в году.

Суточный ход осадков.

На суше различают два основных типа суточного хода осадков - континентальный и морской, но в связи с местными условиями наблюдаются многочисленные отступления от этих типов и их усложнения.

В континентальном типе главный максимум осадков приходится после полудня из-за дневной конвекции и слабый второй максимум рано утром в результате ночного образования слоистых облаков. Главный минимум прослеживается после полуночи, второй - перед полуднем.

В морском типе единственный максимум осадков приходится на ночь и утро, а минимум - на послеполуденные часы (причина - разность температур воздуха на суше и на море).

Годовой ход осадков зависит от общей циркуляции атмосферы и от местной физико-географической обстановки. Выделяют следующие основные типы:

Экваториальный - вблизи экватора до 100 с. и ю. ш. Годовое количество осадков - 1800 - 1900 мм. В году два дождевых сезона, разделенные сравнительно сухими сезонами. Дождливые сезоны приходятся на время после равноденствий - сентябрь, март. Главный минимум приходится на лето северного полушария, т.к. Солнце в зените, выражены процессы конвекции.

Тропический - по мере приближения к тропикам два максимума в годовом ходе температур сливаются в один летний. Вместе с тем, два дождливых периода объединяются в один дождливый период.

Средиземноморский - максимум осадков приходится на зиму и осень (южный берег Крыма).

Внутриматериковый тип умеренных широт - максимум осадков приходится на лето, а минимум на зиму.

Морской тип умеренных широт - преобладают зимние осадки или равномерное распределение осадков в течение года.

Муссонный тип умеренных широт - максимум осадков прослеживается летом, а минимум - зимой, но амплитуда осадков больше за счет обильных летних осадков.

Полярный тип - годовой ход этого типа над материками характеризуется летним максимумом осадков, однако в океанических районах максимум может приходиться на зиму.

Географическое распределение осадков. На земном шаре за год выпадает 511 тыс. км3 осадков, что дает среднюю высоту слоя осадков 1000 мм. Из них 403 тыс. км3 выпадают над Мировым океаном, давая высоту слоя воды 1120 мм, а 108 тыс. км3 - над сушей, со средней высотой слоя 720 мм. Таким образом, 21% всех осадков выпадает над сушей и 79% - над океаном, хотя он занимает 71% всей площади Земли. Почти половина всех осадков выпадает между 200 с. и ю.ш. На обе полярные зоны приходится 4% осадков.

Общее количество воды на земном шаре, средний уровень Мирового океана и влагосодержание атмосферы в современную геологическую эпоху остаются постоянными. Это объясняется тем, что большая часть выпавшей на земную поверхность воды испаряется, а меньшая - стекает в реки и затем в Океан.

Распределение осадков по земной поверхности зависит в первую очередь от распределения облачности, от водности облаков, от наличия в них ядер конденсации. Все эти факторы в свою очередь зависят от особенностей общей циркуляции атмосферы и температурных условий, то есть распределение осадков обладает зональностью. Эта зональность осложняется азональными факторами (распределение суши и моря, орография).

В высоких широтах даже при большой облачности выпадает немного осадков, потому что влажность воздуха, водность облаков там при низких температурах мала. В более низких широтах водность облаков выше. Но если они при этом также не достигают уровня конденсации, осадков в них не образуется, или образуется мало (пассаты над тропиками).

Между 200 с. и ю. ш. при высоких температурах влагосодержание воздуха велико и может развиваться сильная конвекция (восходящие движения). Поэтому количество осадков здесь достаточно велико - 1000 мм и более в год. На суше количество осадков больше, над морем - меньше, т.к. в областях действия пассатов, облака менее развиты по вертикали и реже достигают уровня оледенения. Наибольшее количество осадков выпадает в узкой экваториальной зоне, в зоне сходимости пассатов (1800 - 1900 мм, что в 1,5 раза больше испарения), т.к. зоной сходимости обусловлены сильные восходящие токи воздуха. Как следствие, значительны процессы облакообразования и облачность достигает таких высот, на которых возможно появление в облаках твердой фазы.

Особенно богаты осадками Центральная Америка, бассейн Амазонки, берега Гвинейского залива, острова Индонезии. Здесь выпадает 5000 - 7000 мм осадков в год. Значительные количества осадков отмечаются на тропических островах, где имеются благоприятные орографические условия, т.е. поток пассата поднимается по горным склонам и адиабатически охлаждается.

Сильно развитая муссонная циркуляция в бассейне Индийского океана приводит к перемещению зоны наибольшего количества осадков в более высокие широты обоих полушарий. В предгорьях Гималаев на высоте около 1300 м находится самый дождливый район Земли - Маусинрам (25,30с.ш., 91,80 в.д.), располагающийся в 40 км к востоку от Черрапунджи. Здесь выпадает около 12000 мм в год (максимальное количество - 23000мм, минимальное - 7000 мм). Главная причина - подъем воздуха летнего юго-западного муссона по склонам Гималаев. На острове Кауаи (Гавайские о-ва) зафиксировано 11981 мм осадков в год, что связано с подъемом по склонам горы Вэшаль пассатного воздуха.

В субтропиках обоих полушарий облачность мала и количество осадков резко убывает из-за антициклональной циркуляции. В пустынях этой зоны максимальное годовое количество осадков достигает 100 - 250 мм, в отдельных местах годовое количество осадков равно нескольким мм, или нулю. Аналогичная картина отмечается во внутриматериковых пустынях на юге умеренных широт северного полушария, где при высоких летних температурах облачность мала, а зимой высокое атмосферное давление также способствует малой облачности.

От субтропиков к умеренным широтам количество осадков увеличивается. В умеренных широтах развита циклоническая деятельность с восходящими токами воздуха и, как следствие, велика облачность, развиваются мощные облака, которые достигают уровня оледенения. Осадки на материках убывают в направлении с запада на восток, по мере удаления от океана. Поскольку с него происходит основной перенос влаги на материк западными ветрами. Но там, где на восточных окраинах материков существует муссонная циркуляция, количество осадков вновь увеличивается за счет обильных летних дождей (Иркутск - 440 мм, Владивосток - 570 мм, Петропавловск-Камчатский - 1000 мм). Влияет на распределение осадков в умеренных широтах и орография.

От умеренных широт к полюсу количество осадков вновь убывает из-за уменьшения влагосодержания атмосферы, а с ним и водности облаков. В Антарктиде влияет и малая облачность над материком. В тундре годовое количество осадков составляет около 200 мм. В южном полушарии количество осадков убывает от 1000 мм на 400ю.ш., до 250 мм на полярном круге. В глубине материка Антарктида в год выпадает несколько десятков мм.

7.Снежный покров. При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на дневную поверхность, остается на ней в виде снежного покрова. На важность изучения снежного покрова впервые указал рус. клим. А.И.Воейков. Снежный покров может лежать от несколько дней и недель в низких широтах, до 8-9 месяцев в высоких. Может лежать в течение всей зимы, а может исчезать по нескольку разу за зиму. Снежный покров охлаждает воздушные массы, и над ним часто образуются инверсии. Малая теплопроводность снега приводит к потере тепла с поверхности снега, а под снежным покровом почвенный слой сохраняет более высокие температуры. При озимых посадках снег предохраняет всходы от вымерзания. Температура под снегом может быть теплее на 5 - 150. Запасы воды, накапливаемые за зиму в снежном покрове, примерно на 50% обеспечивают питание рек России. С таянием снега связаны половодья на реках. На Кавказе, Крыму, средней Азии устойчивый снежный покров отсутствует, в среднем он лежит 4-10 дней. Высоко в горах может лежат круглый год. В полярных широтах снежный покров сохраняется круглый год. В умеренных и тропических широтах снег постоянно лежит лишь на больших высотах в горах, выше снеговой линии. На равнинах умеренных широт снежный покров стаивает весной и устанавливается вновь осенью. Высота и продолжительность сохранения снежного покрова зависит от температур и количества осадков. В таянии снежного покрова основную роль играет адвекция теплых воздушных масс с температурой больше 00С. Нагревание снега солнечной радиацией имеет второстепенное значение вследствие большого значения альбедо снега. В городах загрязненный снег нагревается солнечными лучами больше и тает быстрее, чем чистый. В снежном покрове содержится много воздуха, плотность мала. Свежевыпавший, рыхлый снежный покров обладает наименьшей теплопроводностью.

За зиму снежный покров слеживается, увеличивается его плотность, особенно при оттепелях или весенних дождях. Если поверхность снега подтаивает, а затем снова подмерзает, образуется твердая ледяная пленка - наст. В низких широтах прослеживается область спорадического выпадения снега, т.е. снег выпадает лишь изредка (Северная Африка, Сирия, Палестина). В России первый снег появляется на Новосибирских островах в конце августа, в Москве - в начале ноября. Устойчивый покров удерживается от 7 месяцев на северо-востоке России до 4 дней на юго-восточном побережье Каспия.

Высота снежного покрова тем больше, чем больше выпадает снега и чем меньше оттепелей в зимний период. Высокий снежный покров по многолетним данным в центре Камчатки составляет около 1 метра, а в горах Сахалина - до 3 метров. В горах Западного Кавказа мощность снежного покрова достигает 4 - 5 метров, а иногда и 7 - 8 метров. На большей части Европейской территории России высота снежного покрова достигает 50 см.

Распределение снежного покрова зависит и от особенностей рельефа местности.

Климатическое значение снежного покрова. Снежный покров является продуктом атмосферных процессов, но в то же время и сам влияет на особенности микроклимата и на другие компоненты ПТК. Температура на поверхности снежного покрова всегда ниже, чем на поверхности почвы, т.к. альбедо снега - 80 - 90%, препятствует прогреванию его поверхности. Предохраняет почву от промерзания и от резких колебаний температуры, особенно свежевыпавший рыхлый снег. Чем больше высота снежного покрова, тем сильнее его теплоизолирующее действие на воздух. Поэтому малоснежные зимы бывают холоднее, чем зимы с кратковременным и невысоким снежным покровом.

Таяние снежного покрова происходит из-за следующих факторов:1) адвективным притоком теплого воздуха почти 70%; 2) действием солнечной радиации; 3)выпадением дождя с положительной температурой. Южные склоны от солнечной радиации быстрее освобождаются от снега, чем северные. Талые воды проникают в почву и поэтому развивается растительность. Запасом воды в снежном покрове считается высота слоя воды, который может получиться после таяния снега при отсутствии стока, просачивания и испарения. Велика роль снега для сельского хозяйства. Зимой предохраняет почву от промерзания, предотвращает гибель озимых культур, зимующих растений. Весной снеготаяние является одним из основных источников увлажнения почвы. При малом снеге или позднем выпадении растения гибнут от вымерзания, ледяной корки. Если раньше сойдет снег, то могут погибнуть от мороза. Чтобы правильно использовать снежный покров применяют разные способы: снегозадержание, снегонакопление, сажают лесополосы, оставляют стебли растений, разбрасывают хворост. Для ускорения таяния снежного покрова поверхность снега зачерняют золой, сажей, землей, навозом и земля лучше поглощает талые воды.