Укрупнившиеся кристаллы начинают выпадать обычно из верхней части облака, где они преимущественно находятся. По пути они продолжают укрупняться путем сублимации, а кроме того, сталкиваются с переохлажденными капельками, примораживают их к себе и еще более увеличиваются в размерах. Капельки, замерзшие при соприкосновении с кристаллами, и обломки кристаллов во много раз увеличивают число частиц, на которых происходит кристаллизация. В нижней части облака или облачного слоя появляются, таким образом, крупные кристаллы. Если в этой нижней части облака температура выше нуля, кристаллы тают, превращаясь в капли, которые и выпадают из облака в виде дождя. Получившиеся при этом капельки с разной скоростью падения могут коагулировать (сливаться) между собой и с другими капельками облака. В других случаях кристаллы тают уже под основанием облака и также выпадает дождь. Наконец, если температура под облаками отрицательна до самой земной поверхности, осадки выпадают в виде снега или крупы. Более сложные условия имеют место, если осадки выпадают в виде града или ледяного дождя, по существо явления то же.
Осадки могут выпадать и из чисто ледяных облаков, также вследствие сублимационного укрупнения кристаллов. Но обычно эти облака высоки (в верхнем ярусе) и осадки из них испаряются, не достигая земной поверхности. «Метлы» и «хвосты» некоторых видов перистых облаков, по существу, являются именно полосами падения осадков.
Гололед и обледенение
Особенно важное практическое значение имеет образование ледяного налета на земной поверхности и на предметах в результате выпадения мороси или дождя и при осаждении обильного тумана. Это явление называется гололедом. Гололед, таким образом, не выделяется из воздуха путем непосредственной сублимации на наземных предметах, как рассмотренные выше виды твердых гидрометеоров. Для его образования необходимо выпадение переохлажденных капелек, возникших в атмосфере.
Гололед возникает при не слишком низких отрицательных температурах (от 0 до -10 — -15°). Осадки при этом выпадают в виде переохлажденных капелек, но при соприкосновении с земной поверхностью или предметами замерзают, покрывая их ледяным слоем. Различают гололед прозрачный и мутный (матовый). Последний возникает при более мелких капельках (мороси) и при более низких температурах. Корка намерзшего льда может достигать в толщину нескольких сантиметров (а иногда многих сантиметров) и вызывать поломку сучьев и обрыв проводов; телеграфные столбы могут падать под тяжестью льда, осевшего на проводах. Улицы и дороги могут превратиться в сплошные катки. Гололед обилен в горах в морском климате; ели в горных лесах иногда превращаются гололедом в бесформенные глыбы.
Гололед часто наблюдается зимою на юге Европейской территории России. Вред, причиняемый гололедом связи и транспорту, заставляет особенно внимательно относиться к его прогнозу.
30. Электричество облаков и осадков
Капли облаков и туманов, как и твердые элементы в них, чаще бывают электрически заряженными, чем нейтральными. Наиболее часто встречаются такие туманы, все капли которых несут заряды одного знака; но примерно в 25% случаев капли заряжены разноименно. Средний заряд капелек в туманах имеет порядок величины от десятков до тысяч элементарных зарядов (элементарным зарядом называют заряд электрона). К условиям в туманах, по-видимому, близки и условия в мелкокапельных облаках, не дающих осадков.
В кучево-дождевых облаках, содержащих крупные капли, а также и значительные по размерам кристаллы, возникают особенно сильные электрические заряды. О них можно судить по-зарядам выпадающих осадков. Капли ливневого дождя несут заряды в среднем около 30-4*10^-3 абс. эл. ст. ед. Это в 10 миллионов раз больше элементарного заряда. Но наибольшие заряды капель могут быть еще в десятки раз больше этого среднего значения. Твердые элементы облаков и осадков заряжены так же, как капли, или еще сильнее.
Дожди значительно чаще выпадают на земную поверхность с положительными, чем с отрицательными зарядами; со снегом дело обстоит менее определенно.
Разделение зарядов в кучево-дождевых облаках, т. е. скопление электричества одного знака в одной части облака и другого знака в другой, приводит к огромным значениям напряженности электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и землей.
Причины электризации элементов облаков и осадков, а также разделения зарядов обоих знаков в облаках недостаточно ясны; существует много различных теорий. Указывают такие причины, как захват ионов капельками и кристаллами, особенно при выпадении осадков; столкновение крупных и мелких капель; дробление (разбрызгивание) капель; сублимация, дробление и испарение кристаллов; замерзание переохлажденных капелек на кристаллах и пр.

Гроза

Типичное развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, а именно с многократными электрическими разрядами в облаках или между облаком и землей. Такие разряды искрового характера называют молниями, а сопровождающие их звуки — громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра — шквалами, называется грозой.
По происхождению грозы делятся на те же типы, что и кучево-дождевые облака. Различают внутримассовые и фронтальные грозы.
Внутримассовые грозы наблюдаются двух типов: в холодных воздушных массах, перемещающихся на теплую земную поверхность, и над прогретой сушей летом (местные, или тепловые, грозы). В обоих случаях развитие грозы связано с мощным развитием облаков конвекции, а следовательно, с сильной неустойчивостью стратификации атмосферы и с сильными вертикальными перемещениями воздуха.
Фронтальные грозы связаны главным образом с холодными фронтами, где теплый воздух вытесняется вверх продвигающимся вперед холодным воздухом. Но летом над сушей они нередко связаны и с теплыми фронтами. Континентальный теплый воздух, поднимающийся летом над поверхностью теплого фронта, может оказаться очень неустойчиво стратифицированным, а потому над поверхностью фронта может возникнуть сильная конвекция.
Продолжительность грозы в каждом отдельном месте обычно невелика: от минут до нескольких часов. Число молний при сильной грозе измеряется десятками в одну минуту. Как правило, гроза сопровождается ливневыми осадками, иногда градом.
Грозы особенно часты над сушей в тропических широтах: здесь есть районы, где в году 100—150 дней и более с грозами. На океанах в этой зоне гроз гораздо меньше, примерно 10— 30 дней в году. Тропические циклоны всегда сопровождаются жестокими грозами; однако сами эти возмущения наблюдаются редко.
В субтропических широтах, где преобладает высокое давление, гроз гораздо меньше: над сушей 20—50 дней с грозами в году, над морем 5—20 дней. В умеренных широтах 10—30 дней с грозами над сушей и 5—10 дней над морем. В полярных широтах грозы — уже единичное явление.
Молния и гром
Необходимым условием грозы является возникновение очень больших разностей электрического потенциала в облаках, или между облаками, или между облаками и земной поверхностью. Это возможно при сильной электризации облаков. Облачные элементы по тем или иным причинам получают электрические заряды разного знака, и происходит разделение этих зарядов: заряды одного знака накапливаются в одной части облака, заряды другого знака — в другой. В кучево-дождевых облаках этот процесс настолько интенсивен, что создаются огромные разности потенциалов. При этом напряженность поля, т. е. разность потенциалов на единицу длины, иногда измеряется сотнями тысяч, вольт на каждый метр.
Так как электропроводность воздуха вообще очень мала, то быстро возникающие разности потенциалов не могут выравняться постепенно, путем тока проводимости. Когда напряженность поля достигает некоторого критического значения (порядка 25—50 тыс. в/м и более), разности потенциалов выравниваются посредством искровых разрядов — молний — между разноименно заряженными облаками или частями облаков или между облаком и землей. На пути в несколько километров (а такова обычная длина молнии) разность потенциалов может достигать сотен миллионов вольт, а сила тока в молнии будет порядка десятков тысяч ампер. Одна молния переносит за доли секунды несколько кулонов электричества; по некоторым данным, даже в среднем около 30 кулонов.
Молния состоит из нескольких, иногда многих последовательных разрядов — импульсов — по одному и тому же пути, называемому каналом молнии. Этот канал извилистый и разветвленный, потому что разряды происходят по пути наименьшего электрического сопротивления в атмосфере, а стало быть, по такому пути, где плотность атмосферных ионов особенно велика. Канал молнии виден потому, что воздух в нем раскаляется до ослепительного розово-фиолетового свечения. Температура в канале достигает 25000—30000°. Интервалы между отдельными импульсами — порядка 0,05 секунды, а продолжительность всей молнии составляет десятые доли секунды.
Каждый разряд начинается с лидера, т. е. с предварительного разряда, который как бы прокладывает канал молнии, увеличивая в нем плотность ионов и тем самым повышая его проводимость. Этот процесс происходит по типу электронной лавины. Относительно небольшое сначала число свободных электронов, распространяясь от облака (или соответствующей его части с большим отрицательным зарядом), ионизирует на своем пути молекулы воздуха. Вследствие этого создаются все новые свободные электроны, в свою очередь увеличивающие ионизацию канала. Сразу же после того, как канал проложен, по нему происходит сильный главный разряд. Повторные разряды бывают слабее.
При разрядах между облаками и землей (а к ним относится примерно 40% молний) к земле переносится преимущественно отрицательное электричество. Причина в том, что в нижней части грозового облака обычно накапливаются отрицательные заряды, а земная поверхность под облаком заряжается при этом положительно путем индукции. При грозовом разряде происходит, таким образом, пополнение общего отрицательного заряда земной поверхности.

Шаровая молния. Огни Святого Эльма

Замечательно, но еще недостаточно объяснено явление шаровой молнии. Это светящийся шар диаметром в десятки сантиметров, перемещающийся вместе с ветром или вообще с током воздуха (если попадает внутрь помещения). При соприкосновении с наземными предметами он может взорваться, что сопровождается разрушениями и ожогами; бывают и человеческие жертвы. Имеется много еще гипотетических объяснений шаровой молнии. Возможно, что она возникает в раскаленном воздухе канала обычной молнии и состоит из неустойчивых соединений азота и кислорода, образование которых сопровождается поглощением большого количества тепла. При охлаждении до некоторой критической температуры вещество шаровой молнии мгновенно распадается на азот и кислород с выделением всей поглощенной энергии, что и создает взрыв.
При наличии достаточно больших разностей потенциалов в атмосфере, кроме искровых разрядов, наблюдается истечение электричества с остроконечных предметов (с остриев), которое иногда сопровождается свечением. Эти тихие (или сопровождающиеся слабым треском) разряды называют огнями Святого Эльма. Они могут наблюдаться и в отсутствии грозовых облаков, особенно при метелях и пыльных бурях, наиболее часто в горах. Объясняются они следующим образом.
Если напряженность поля вообще велика, то над выдающимися и остроконечными предметами она может стать еще значительно большей. Тогда непосредственно возле остриев могут создаваться такие значения напряженности, которые приближаются к критическому. Воздух в непосредственной близости к остриям становится проводящим, и с остриев происходит заметное истечение электричества. При особенно сильной напряженности это истечение становится видимым, как светящиеся нити, кистями расходящиеся от острия вверх (кистевые разряды).
31. Характеристики режима осадков
Измерение осадков на метеорологических станциях производится простыми приборами — дождемерами (осадкомерами). Они собирают осадки, выпадающие на верхнюю, открытую (приемную) поверхность сосуда (ведра) определенной площади. Количество накопленных осадков измеряется особым градуированным стаканом, который показывает толщину слоя выпавших осадков в миллиметрах.
В зимнее время точность показаний дождемера недостаточна. Турбулентные завихрения, образующиеся около прибора, могут препятствовать попаданию снежинок в дождемерное ведро или даже «выдувать» снег из него. С другой стороны, при ветре в ведро может попадать снег, поднятый с поверхности снежного покрова. Для уменьшения выдувания осадков из дождемера применяются различные защиты, окружающие дождемерное ведро.
Существуют и самопишущие приборы — плювиографы, непрерывно регистрирующие прирост осадков, а также суммарные дождемеры, приспособленные для накопления осадков в течение длительного времени.
Таким образом, количество осадков, выпавших в том или ином месте за определенное время, выражается в миллиметрах слоя выпавшей воды. Утверждение, что выпало 68 мм осадков, означает, что если бы вода осадков не стекала, не испарялась и не впитывалась почвой, она покрыла бы подстилающую поверхность слоем толщиной 68 мм.
Твердые осадки (снег и др.) также выражают толщиной слоя воды, который они образовали бы растаяв.
Одному миллиметру осадков соответствует объем выпавшей воды в количестве одного литра на один квадратный метр, или одного миллиона литров на один квадратный километр. В весовых единицах это с достаточной точностью равно одному килограмму на квадратный метр, или 1000 тонн на квадратный километр.
Для характеристики климата подсчитывают многолетние средние количества (суммы) осадков по месяцам и за год. Иногда подсчитывают осадки по десятидневкам или пятидневкам. Для выяснения суточного хода осадков определяют их средние часовые суммы по записям самописцев. По многолетним средним месячным суммам осадков определяют их годовой ход.
Кроме средних месячных и годовых сумм, представляет большой интерес изменчивость осадков. По отклонениям месячных и годовых сумм в отдельные годы от многолетних средних величин вычисляют среднюю изменчивость и крайние отклонения.
В дополнение к средним суммам осадков подсчитывают еще среднее число дней с осадками за месяц и за год, среднюю месячную и годовую продолжительность осадков в часах, общую или в течение дня с осадками. Вычисляют и вероятность осадков, т. е. отношение числа часов с осадками к общему числу часов в месяце или в году. Определяют также вероятность осадков для различных градаций их количества.
Определяют еще плотность осадков, т. е. среднюю интенсивность осадков в миллиметрах за сутки с осадками, а также интенсивность осадков в миллиметрах за минуту или за час для осадков различной продолжительности.
Суточный ход осадков 31
Для определения суточного хода количества осадков выражают осадки, выпавшие за определенный часовой интервал суток, в процентах от общего суточного количества. При этом исключаются абсолютные значений осадков, сильно варьирующие от одного места к другому и затрудняющие сравнение.
Суточный ход осадков очень сложен, и даже в многолетних средних величинах в нем нередко не обнаруживается ясной закономерности.
На суше различают два основных типа суточного хода осадков— континентальный и береговой, которыми, однако, не ограничивается все разнообразие явлений. В связи с местными условиями наблюдаются многочисленные отступления от этих типов и их усложнения.
В континентальном типе главный максимум осадков приходится после полудня и слабый вторичный максимум — рано утром. Главный минимум приходится после полуночи, вторичный минимум — перед полуднем. Главный максимум связан с дневным возрастанием конвекции, вторичный — с ночным образованием слоистых облаков. Летом главный максимум выражен резче, чем зимой, что объясняется годовым ходом конвекции.
Этот тип суточного хода резче и регулярнее выражен в тропиках, чем в высоких широтах, так как в тропиках дневная конвекция развивается сильнее, а повторяемость фронтальных облаков (не имеющих существенного суточного хода) меньше.
В береговом типе единственный максимум осадков приходится на ночь и утро, а минимум — на послеполуденные часы. Этот тип суточного хода выражен летом лучше, чем зимой. Некоторые плоские побережья в дневные часы летом отличаются особенно малой облачностью и, стало быть, уменьшенными осадками. Дело в том, что при переходе воздуха с моря на нагретую сушу в дневные часы относительная влажность в нем падает и развитие облаков затрудняется. Но дальше в глубь материка облачность и осадки возрастают вследствие увеличения неустойчивости стратификации.
В некоторых районах суточный ход осадков зимой относится к береговому типу, а летом — к континентальному (например, в Париже).
Суточный ход повторяемости осадков над сушей совпадает с суточным ходом количества осадков. Интенсивность осадков на суше наименьшая до полудня, наибольшая после полудня и вечером. Так, в дни с осадками в Потсдаме летом утром выпадает в среднем 1,13 мм в. час, а после полудня 2,54 мм в час. Зимой разница гораздо меньше.
В средних широтах максимальная интенсивность осадков приходится на 14—16 часов, минимум — на 4—6 часов.
Годовой ход осадков 31…
Годовой ход осадков зависит как от общей циркуляции атмосферы, так и от местной физико-географической обстановки.
1. Экваториальный тип
Вблизи экватора (примерно до 10° широты в каждом полушарии) в году имеются два дождливых сезона, разделенные сравнительно сухими сезонами. Дождливые сезоны приходятся на время после равноденствий, когда внутритропическая зона конвергенции (тропический фронт) близка к экватору и конвекция получает наибольшее развитие. Главный минимум приходится на лето северного полушария, когда внутритропическая зона конвергенции наиболее удалена от экватора
2. Тропический тип
По мере приближения к внешним границам тропического пояса два максимума в годовом ходе температуры сливаются в один — летний. Вместе с этим и два дождливых периода объединяются в один летний дождливый период при наивысшем стоянии солнца. Вблизи тропика примерно 4 месяца в году будут с обильными дождями и 8 месяцев — сухих.
3. Тип тропических муссонов
В тех районах тропиков, где хорошо выражена муссонная циркуляция (например, Индия, юго-восточный Китай, район Гвинейского залива, северная Австралия), годовой ход осадков такой же, как в типе 2, с максимумом летом и минимумом зимой, но с большей амплитудой.
Влияние орографии может весьма значительно увеличивать летние муссонные осадки и тем самым делать годовой ход осадков исключительно резким.
4. Средиземноморский тип
На островах и в западных частях материков субтропических широт также наблюдается различие, иногда очень резкое, между влажным и сухим сезонами. Максимум осадков приходится, однако, не на лето, а на зиму или осень. Сухое лето обусловлено здесь влиянием субтропических антициклонов, создающих малооблачную погоду. Зимой антициклоны отодвигаются в более низкие широты и циклоническая деятельность умеренных широт захватывает субтропики. Влажный и сухой сезоны длятся примерно по полгода. Особенно резко этот тип годового хода осадков выражен в средиземноморских странах, а также в Калифорнии, на юге Африки, на юге Австралии, где имеются сходные условия атмосферной циркуляции. К этому типу относятся и осадки Южного берега Крыма, наиболее северной окраины средиземноморского климата. Годовой ход осадков в пустынях Средней Азии можно отнести к этому же типу.
5. Внутриматериковый тип умеренных широт
Внутри материков в умеренных широтах максимум осадков приходится на лето, а минимум — на зиму, при преобладании антициклонов. В Азии этот годовой ход выражен особенно резко, так как зимой здесь господствуют очень мощные антициклоны с их сухой погодой. Но этот тип годового хода существует и в Европе, и в Северной Америке
6. Морской тип умеренных широт
В западных частях материков умеренных широт циклоны чаще бывают зимою, чем летом. Поэтому там преобладают зимние осадки или распределение осадков в течение года достаточно равномерное. Так, в прибрежных районах Западной Европы наиболее богаты осадками осень и зима, наиболее сухи весна и раннее лето. Тот же годовой ход наблюдается и над океанами в умеренных широтах.
7. Муссонный тип умеренных широт
В муссонных районах умеренных широт, преимущественно на востоке материка Азии, максимум осадков приходится на лето, как и внутри материка, а минимум — на зиму. Но годовой ход в муссонных районах еще более резкий: амплитуда больше, чем во внутриматериковых районах, особенно за счет обильных летних осадков.
8. Полярный тип
Годовой ход этого типа над материками характеризуется летним максимумом осадков, так как летом влагосодержание воздуха выше, чем зимой, а интенсивность циклонической деятельности не очень сильно меняется в течение года.
32. Продолжительность и интенсивность осадков
В степной зоне СНГ годовая изменчивость осадков больше, чем в более северных районах; в летние месяцы изменчивость здесь особенно велика, как указано выше. Большая изменчивость осадков в степной зоне при весьма ограниченном среднем их количестве приводит к тому, что в некоторые годы осадков не хватает и возникают засухи. Это зона неустойчивого увлажнения. Случалось, что в степной зоне СНГ число дней подряд без дождя в большом районе составляло 60—70. При длительном отсутствии дождей летом и при высоких температурах запасы влаги в почве иссякают вследствие испарения. Создаются неблагоприятные условия для нормального развития растений, а урожай полевых культур снижается или гибнет. Вредное влияние засушливой погоды в течение вегетационного периода может быть смягчено достаточно большим запасом влаги, сохранившимся в почве с весны в результате таяния снежного покрова. Поэтому важное значение имеют такие средства борьбы с засухой, как снегозадержание и задержка весеннего стока полезащитными лесными полосами.
Засухи с неблагоприятными последствиями для урожая характерны для степной зоны СНГ (Южная Украина, Нижнее Поволжье, Северный Казахстан и другие районы) и США. Реже засухи распространяются на лесостепную зону. Один-два раза в 100 лет засухи бывают даже в Финляндии и Швеции.
Число дней с осадками за месяц или за год наряду с суммами осадков является существенным климатическим элементом. Для растительности небезразлично, выпало ли то или иное количество осадков в течение всего нескольких дней месяца или же осадки выпадали часто и распределялись сравнительно равномерно от начала до конца месяца. В степной зоне летом даже значительный ливень мало может улучшить засушливое положение, если он оказывается единственным.
В средних широтах летом продолжительность осадков в часах наименьшая, зимой наибольшая, несмотря на то что месячные суммы осадков летом больше. В Ленинграде в январе средняя месячная сумма осадков невелика — 30 мм, но число дней с осадками 21, а средняя продолжительность осадков в день с осадками 11,3 часа. Понятно, что такие частые и продолжительные осадки имеют малую интенсивность. С другой стороны, в степях на юге Европейской территории СССР летом в дождливый день число часов с осадками не более 1,5—2,0, т. е. осадки выпадают в виде сравнительно интенсивных ливней.
В качестве климатической характеристики интенсивности осадков применяют плотность осадков. Она вычисляется как среднее количество осадков, выпавшее в день с осадками. На побережье Норвежского моря в среднем за год это около 10 мм, в Средней Европе 4—8 мм, в Джакарте 12 мм. В Черрапунджи плотность осадков в среднем годовом 65 мм, а летом 106 мм.
Отдельные дожди могут иметь значительно большую интенсивность. При этом наибольшую интенсивность имеют короткие ливневые дожди.

Географическое распределение осадков

Распределение осадков по земной поверхности зависит от ряда причин. Непосредственной причиной является распределение облаков. Однако играет роль не только степень покрытия неба облаками, но еще и водность облаков, и наличие в них твердой фазы. То и другое зависит от температурных условий. В высоких широтах даже при большой облачности выпадает немного осадков, потому что влажность воздуха, а стало быть, и водность облаков там, при низких температурах, малы. В более низких широтах водность облаков больше. Но если они при этом также не достигают уровня оледенения, осадков из них выпадает немного; таковы, например, условия в областях пассатов над тропическими океанами. Итак, распределение осадков связано с распределением облачности и температуры и, стало быть, также обладает зональностью. Однако эта зональность еще более, чем у температуры и облачности, перекрывается действием незональных факторов, таких, как распределение суши и моря и орография.
Распределение осадков на суше крайне неравномерно; оно очень сильно зависит от местных условий, особенно от рельефа, даже в малом масштабе. Поэтому, представляя распределение осадков на карте, приходится его очень сильно генерализировать, отвлекаясь от местных особенностей.
Определение сумм осадков на океанах возможно лишь с небольшой точностью. Приходится делать косвенные заключения о количестве осадков на океанах из наблюдений над их повторяемостью, экстраполируя их интенсивность из наблюдений на побережьях материков и на островах.
Внутри тропиков, при высоких температурах, влагосодержание воздуха велико и может развиваться сильная конвекция. Поэтому количества осадков здесь вообще значительны, в среднем 1000 мм в год и более. На суше они больше, в открытом море меньше, так как здесь, в областях пассатов, облака менее развиты по вертикали и реже достигают уровня оледенения. Наибольшие количества осадков в тропиках — 2000—3000 мм и более — выпадают в сравнительно узкой внутритропической зоне конвергенции, где сближаются линии тока пассатов двух полушарий. Эта зона не всегда лежит вблизи экватора; она обладает сезонным перемещением. Сходимость линий тока вызывает здесь особенно сильные восходящие движения воздуха. Поэтому здесь наблюдается наибольшее облакообразование и облачность достигает таких высот, на которых возможно появление в облаках твердой фазы.
Особенно богаты осадками Средняя Америка, бассейн Амазонки, берега Гвинейского залива, острова Индонезии. На некоторых станциях Средней Америки выпадает до 5000—6500 мм в год, в Колумбии — до 7000 мм и более, в Западной Африке — до 4000—5000 мм, а в Дебундже, на юго-западном склоне пика Камерун, — даже свыше 9000 мм. До 7000 мм осадков выпадает и на некоторых станциях Индонезии.
Очень большие суммы осадков отмечаются на тропических островах там, где имеются благоприятные орографические условия, т. е. где поток пассата поднимается по горным склонам. На Гавайских островах есть горные станции, где осадков выпадает свыше 9000 мм в год и даже свыше 12 000 мм. Последнее число, впрочем, сомнительно.
От субтропиков к умеренным широтам осадки вообще увеличиваются. В умеренных широтах хорошо развита циклоническая деятельность, облачность достаточно велика, облака обладают значительной мощностью и часто достигают уровня оледенения. В степной зоне, где порядок величин годовых сумм осадков 300—500 мм, осадков все-таки выпадает меньше, чем может испаряться. Мы уже говорили, что здесь бывают засушливые годы, когда осадков недостаточно для нормального развития сельскохозяйственных культур. Это зона неустойчивого увлажнения.
В лесной зоне годовые суммы осадков составляют уже 500— 1000 мм. Испарение здесь в общем меньше осадков; это зона избыточного увлажнения. Избыток осадков удаляется здесь путем речного стока. При этом осадки на материках убывают в направлении с запада на восток, по мере удаления от океана, с которого происходит основной перенос влаги на материк западными ветрами. Так, в большей части Европы выпадает от 500 до 1000 мм осадков и более, тогда как в Восточной Сибири с ее зимним режимом высокого давления — менее 500 мм, а в некоторых районах — даже менее 250 мм. Однако там, где в восточных частях материков существует муссонная циркуляция, осадки снова увеличиваются за счет обильных летних дождей. Так, например, годовая сумма осадков в Иркутске 440 мм, в Минусинске 310 мм, но во Владивостоке уже 570 мм. В Петропавловске-Камчатском, где осадки значительны и зимой, их выпадает свыше 1000 мм.
Очевидно влияние горных хребтов на осадки в умеренных широтах. На наветренных склонах в горах как фронтальные, так и конвективные осадки вообще возрастают вследствие усиления вертикальных движений при вынужденном восхождении воздуха по склонам.
На подветренных склонах, напротив, осадки убывают. На Атлантическом побережье Норвегии, в Бергене, наблюдается 1730 мм осадков в год, тогда как в Осло, за хребтом, — только 560 мм. Резкий контраст в осадках существует между Тихоокеанским побережьем Северной Америки и материком к востоку от Скалистых гор. Резко увеличены осадки на западных берегах в сравнении с восточными на юге Южной Америки и в Новой Зеландии, что также объясняется орографией. Даже такие невысокие горы, как Урал, оказывают значительное влияние на распределение осадков: в Уфе выпадает за год в среднем 600 мм, а в Челябинске 370 мм.
От умеренных широт к высоким осадки снова убывают вследствие уменьшения влагосодержания атмосферы, а с ним и водности облаков, а в Антарктике также вследствие малой облачности над материком. В зоне тундры выпадает в общем менее 300 мм в год, а в восточносибирской тундре — даже менее 200 мм в год, несмотря на большое число дней с осадками. Однако тундра является зоной избыточного увлажнения, так как испарение там еще меньше, чем осадки. Еще меньше осадки в Арктическом бассейне.
В южном полушарии осадки убывают примерно от 1000 мм на 40-й параллели до 250 мм на полярном круге. В глубине материка Антарктиды осадки измеряются десятками миллиметров в год.

 

33. Характеристики увлажнения

Количество выпадающих осадков само по себе еще не определяет условий увлажнения почвы. Примерно одинаковые суммы осадков выпадают и в полупустыне Прикаспийской низменности, и в тундре. Но в первом случае недостаток увлажнения приводит к типичной ксерофильной растительности, а во втором случае создается избыточное увлажнение и заболачивание.
Стало быть, для оценки условий увлажнения нужно учитывать не только выпадающие осадки, но и возможность их испарения.
Мы знаем, что испаряемостью называют величину испарения, возможную в данной местности при неограниченном запасе влаги. Она зависит от всего комплекса климатических условий, местности, в первую очередь от температурных условий. Естественно характеризовать условия увлажнения за год, за месяц или за сезон отношением суммы осадков г к испаряемости E за тот же период. Такое отношение называют коэффициентом увлажнения.
Он показывает, в какой доле выпадающие осадки в состоянии возместить потерю влаги. Если осадки больше испаряемости, то запас влаги в почве увеличивается и можно говорить об избыточном увлажнении. Если осадки меньше испаряемости, увлажнение недостаточное и почва теряет влагу.
По H. H. Иванову, при коэффициенте увлажнения k во все месяцы года не менее 100% местность имеет постоянно влажный климат, при k меньше 100% в течение части месяцев — непостоянно влажный климат, при k между 25 и 100% во все месяцы — постоянно умеренно влажный климат, при k меньше 25% в части месяцев — непостоянно засушливый климат к при k меньше 25% во все месяцы — постоянно засушливый климат. Возможно также, что часть месяцев будет относиться к влажным, а другая часть — к засушливым. Тогда получим засушливо-влажный или влажно-засушливый климат, смотря по тому, будет ли влажный период продолжительнее или короче засушливого.
Степень засушливости климата вместе с его температурными условиями определяет тип растительности и всего географического ландшафта в данной местности.
M. И. Будыко показал, что на годовую испаряемость в данном месте должно затрачиваться количество тепла, равное годовому радиационному балансу избыточно увлажненной подстилающей поверхности в этом месте. При этом предполагается, что в сумме за год обмен теплом между почвой и воздухом путем теплопроводности так мал, что им можно пренебречь. Отсюда радиационный индекс сухости К для целого года можно написать так.
35. Карты барической топографии
Пространственное распределение атмосферного давления непрерывно меняется с течением времени. Это значит, что непрерывно меняется расположение изобарических поверхностей в атмосфере. Чтобы следить за изменениями барического, а также и термического поля, в практике службы погоды ежедневно составляют по аэрологическим наблюдениям карты топографии изобарических поверхностей — карты барической топографии.
На карту абсолютной барической топографии наносят высоты определенной изобарической поверхности над уровнем моря на разных станциях в определенный момент времени, например поверхности 500 мб в 6 часов утра 1 января 1967 г. Точки с равными высотами соединяют линиями равных высот — изогипсами (абсолютными изогипсами). По изогипсам можно судить о распределении давления в тех слоях атмосферы, в которых располагается данная изобарическая поверхность.
В атмосфере всегда существуют области, в которых давление повышено или понижено по сравнению с окружающими областями. Фактически вся атмосфера состоит из таких областей повышенного или пониженного давления, расположение которых все время меняется. При этом в областях пониженного давления — циклонах или депрессиях — давление на каждом уровне самое низкое в центре области, а к периферии растет. Давление, кроме того, всегда понижается с высотой; поэтому изобарические поверхности в циклоне прогнуты в виде воронок, снижаясь от периферии к центру. Следовательно, на карте абсолютной топографии в центре циклона будут находиться изогипсы с меньшими значениями высоты, а на периферии — изогипсы с большими значениями. В области повышенного давления — антициклоне, напротив, на каждом уровне в центре будет наивысшее давление; поэтому изобарические поверхности в антициклоне будут иметь форму куполов, и на карте абсолютной барической топографии в центре антициклона мы найдем изогипсы с наивысшими значениями.Составляют еще карты относительной барической топографии. На такую карту наносят высоты определенной изобарической поверхности, но отсчитанные не от уровня моря (как на картах абсолютной барической топографии), а от другой, лежащей ниже изобарической поверхности.
Такие высоты называются относительными, а проведенные по ним изогипсы — относительными изогипсами. Относительная высота одной изобарической поверхности над другой зависит от средней температуры воздуха между этими двумя поверхностями (рис. 56). Из главы второй известно, что барическая ступень зависит от температуры. Но барическая ступень, т. е. расстояние между двумя уровнями с давлением, различающимся на единицу, в сущности и есть относительная высота одной изобарической поверхности над другой.
В областях тепла толщина атмосферного слоя между двумя поверхностями увеличена, в областях холода — уменьшена.
Чем больше относительная высота, тем выше температура слоя. Следовательно, карты относительной топографии показывают распределение температуры в атмосфере . Иногда говорят, что карты абсолютной и относительной топографии вместе представляют термобарическое поле атмосферы. Составляют карты барической топографии и по осредненным данным за промежутки времени от нескольких дней до месяца. Для климатологических целей применяются карты барической топографии, составленные по многолетним средним данным.
На карты барической топографии, строго говоря, наносят не высоты изобарических поверхностей, а их геопотенциалы. Геопотенциалом (абсолютным) называется потенциальная энергия единицы массы в поле силы тяжести. Иначе говоря, геопотенциал изобарической поверхности в каждой ее точке есть работа, которую нужно затратить против силы тяжести, чтобы поднять единицу массы от уровня моря в данную точку.
Относительный геопотенциал соответственно равен разности абсолютных геопотенциалов двух точек, лежащих на одной вертикали.
Изобары
Карты абсолютной барической топографии для нескольких изобарических поверхностей в своей совокупности наглядно представляют барическое поле атмосферы в тех слоях, в которых располагаются эти изобарические поверхности. Но, кроме того, с давних пор принято изображать барическое поле на уровне моря с помощью линий равного давления — изобар. Для этого наносят на географическую карту величины атмосферного давления, измеренные в один и тот же момент на уровне моря или приведенные к этому уровню, соединяют точки с одинаковым давлением изобарами. Каждая изобара является следом пересечения какой-то изобарической поверхности с уровнем моря.
Изобары можно построить не только для уровня моря, но и для любого вышележащего уровня. Однако в службе погоды составляют для свободной атмосферы не карты изобар, а описанные выше карты барической топографии.
На карте изобар также обнаруживаются уже упоминавшиеся области пониженного и повышенного давления — циклоны и антициклоны. В циклоне самое низкое (минимальное) давление наблюдается в центре; напротив, в антициклоне в центре наблюдается самое высокое давление. На картах изобар для уровня моря, как и на картах барической топографии, обнаруживается постоянное перемещение этих областей и изменение их интенсивности, а следовательно, и постоянные изменения барического поля. В практике службы погоды не применяются отдельные карты изобар. Составляют комплексные синоптические карты, на которые, кроме давления на уровне моря, наносят и другие метеорологические элементы по наземным наблюдениям. На этих картах и проводят изобары.
В климатологии применяются карты изобар для уровня моря, составленные по многолетним средним данным.

Барические системы

Области пониженного и повышенного давления, на которые постоянно расчленяется барическое поле атмосферы, называют барическими системами. Барические системы основных типов — циклон и антициклон — на приземных синоптических картах обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами неправильной, в общем округлой или овальной формы.
При этом в центре циклона давление ниже, чем на периферии, а в центре антициклона давление выше, чем на периферии. Изобарические поверхности в циклоне прогнуты вниз в виде воронок, а в антициклоне выгнуты вверх в виде куполов. Горизонтальные барические градиенты в циклоне направлены от периферии к центру, а в антициклоне — от центра к периферии. Размеры циклонов и антициклонов очень велики; их поперечники измеряются тысячами километров (в так называемых тропических циклонах — сотнями километров).
Кроме описанных барических систем с замкнутыми изобарами, различают еще барические системы с незамкнутыми изобарами. К ним относятся ложбина (пониженного давления) и гребень (повышенного давления).
Ложбина — это полоса пониженного давления между двумя областями повышенного давления. Изобары в ней либо близки к параллельным прямым, либо имеют вид латинской буквы V (в последнем случае ложбина является вытянутой периферийной частью циклона). Изобарические поверхности в ложбине напоминают желоба с ребром, обращенным вниз. Центра в ложбине нет, но есть ось, т. е. линия, на которой давление имеет минимальное значение или (если изобары имеют вид буквы V) на которой изобары резко меняют направление. На каждом уровне ось совпадает с ребром изобарического желоба. Барические градиенты в ложбине направлены от периферии к оси.
Гребень представляет собой полосу повышенного давления между двумя областями пониженного давления. Изобары в гребне либо напоминают параллельные прямые, либо имеют форму латинской буквы U. В последнем случае гребень является периферийной частью антициклона, характеризующейся выпучиванием изобар. Изобарические поверхности в гребне имеют вид желобов, обращенных выпуклостью вверх. Гребень имеет ось, на которой давление максимальное или на которой изобары сравнительно резко меняют направление. Барические градиенты в гребне направлены от оси к периферии.
Различают еще седловину — участок барического поля между двумя циклонами (или ложбинами) и двумя антициклонами (или гребнями), расположенными крест-накрест. Изобарические поверхности в седловине имеют характерную форму седла: они поднимаются в направлении к антициклонам и опускаются в направлении к циклонам. Точка в центре седловины называется точкой седловины.
36. Горизонтальный барический градиент
Рассматривая изобары на синоптической карте, мы замечаем, что в одних местах изобары проходят гуще, в других — реже.
Очевидно, что в первых местах атмосферное давление меняется в горизонтальном направлении сильнее, во-вторых — слабее. Говорят еще: «быстрее» и «медленнее», но не следует смешивать изменения в пространстве, о которых идет речь, с изменениями во времени.
Точно выразить, как меняется атмосферное давление в горизонтальном направлении, можно с помощью так называемого горизонтального барического градиента, или горизонтального градиента давления. В главе четвертой говорилось о горизонтальном градиенте температуры. Подобно этому горизонтальным градиентом давления называют изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости (точнее, на поверхности уровня); при этом расстояние берется по тому направлению, в котором давление убывает всего сильнее. А таким направлением наиболее сильного изменения давления является в каждой точке направление по нормали к изобаре в этой точке.
Таким образом, горизонтальный барический градиент есть вектор, направление которого совпадает с направлением нормали к изобаре в сторону уменьшения давления, а числовое значение равно производной от давления по этому направлению. Обозначим этот вектор символом — Ñр, а числовую его величину -dp/dn, где п — направление нормали к изобаре.
Как всякий вектор, горизонтальный барический градиент можно графически представить стрелкой; в данном случае стрелкой, направленной по нормали к изобаре в сторону убывания давления. При этом длина стрелки должна быть пропорциональна числовой величине градиента.
В разных точках барического поля направление и величина барического градиента будут, конечно, разными. Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния по нормали к изобаре больше; там, где изобары раздвинуты, оно меньше. Иначе говоря, величина горизонтального барического градиента обратно пропорциональна расстоянию между изобарами.
Если в атмосфере есть горизонтальный барический градиент, это означает, что изобарические поверхности в данном участке атмосферы наклонены к поверхности уровня и, стало быть, пересекаются с нею, образуя изобары. Изобарические поверхности наклонены всегда в направлении градиента, т. е. туда, куда давление убывает.
Горизонтальный барический градиент является горизонтальной составляющей полного барического градиента. Последний представляется пространственным вектором, который в каждой точке изобарической поверхности направлен по нормали к этой поверхности в сторону поверхности с меньшим значением давления. Числовая величина этого вектора равна –dp/dn; но здесь n — направление нормали к изобарической поверхности. Полный барический градиент можно разложить на вертикальную и горизонтальную составляющие, или на вертикальный и горизонтальный градиенты. Можно разложить его и на три составляющие по осям прямоугольных координат X, Y, Z. Давление меняется с высотой гораздо сильнее, чем в горизонтальном направлении. Поэтому вертикальный барический градиент в десятки тысяч раз больше горизонтального. Он уравновешивается или почти уравновешивается направленной противоположно ему силой тяжести, как это вытекает из основного уравнения статики атмосферы. На горизонтальное движение воздуха вертикальный барический градиент не влияет. Дальше в этой главе мы будем говорить только о горизонтальном барическом градиенте, называя его просто барическим градиентом.

38. Скорость ветра
Как нам уже известно из главы второй, ветром называют движение воздуха относительно земной поверхности, причем, как правило, имеется в виду горизонтальная составляющая этого движения. Однако иногда говорят о восходящем или о нисходящем ветре, учитывая также и вертикальную составляющую. Ветер характеризуется вектором скорости. На практике под скоростью ветра подразумевается только числовая величина скорости; именно ее мы будем в дальнейшем называть скоростью ветра, а направление вектора скорости — направлением ветра.
Скорость ветра выражается в метрах в секунду, в километрах в час (в особенности при обслуживании авиации) и в узлах (в морских милях в час). Чтобы перевести скорость из метров в секунду в узлы, достаточно умножить число метров в секунду на 2.
Существует еще оценка скорости (или, как принято говорить в этом случае, силы) ветра в баллах, так называемая шкала Бофорта, по которой весь интервал возможных скоростей ветра делится на 12 градаций. Эта шкала связывает силу ветра с различными его эффектами, такими, как степень волнения на море, качание ветвей и деревьев, распространение дыма из труб и т. п. Каждая градация по шкале Бофорта носит определенное название. Так, нулю шкалы Бофорта соответствует штиль, т. е. полное отсутствие ветра. Ветер в 4 балла, по Бофорту называется умеренным и соответствует скорости 5—7 м/сек; в 7 баллов — сильным, со скоростью 12—15 м/сек; в 9 баллов — штормом, со скоростью 18—21 м/сек; наконец, ветер в 12 баллов по Бофорту— это уже ураган, со скоростью свыше 29 м/сек.
Различают сглаженную скорость ветра за некоторый небольшой промежуток времени, в течение которого производятся наблюдения, и мгновенную скорость ветра, которая вообще сильно колеблется и временами может быть значительно ниже или выше сглаженной скорости. Анемометры обычно дают значения сглаженной скорости ветра, и в дальнейшем речь будет идти именно о ней.
У земной поверхности чаще всего приходится иметь дело с ветрами, скорости которых порядка 4—8 м/сек и редко превышают 12—15 м/сек. Но все же в штормах и ураганах умеренных широт скорости могут превышать 30 м/сек, а в отдельных порывах достигать 60 м/сек. В тропических ураганах скорости ветра доходят до 65 м/сек, а отдельные порывы — до 100 м/сек. В маломасштабных вихрях (смерчи, тромбы) возможны скорости и более 100 м/сек. В так называемых струйных течениях в верхней тропосфере и в нижней стратосфере средняя скорость ветра за длительное время и на большой площади может доходить до 70—100 м/сек.
Скорость ветра у земной поверхности измеряется анемометрами разной конструкции. Чаще всего они основаны на том, что давление ветра приводит во вращение приемную часть прибора (чашечный анемометр, мельничный анемометр и пр.) или отклоняет ее от положения равновесия (доска Вильда). По скорости вращения или величине отклонения можно определить скорость ветра. Есть конструкции, основанные на манометрическом принципе (трубка Пито). Имеется ряд конструкций самопишущих приборов — анемографов и (если измеряется также и направление ветра) анеморумбографов. Приборы для измерения ветра на наземных станциях устанавливаются на высоте 10—15 м над земной поверхностью. Измеренный ими ветер и называется ветром у земной поверхности.
Направление ветра
Нужно хорошо запомнить, что, говоря о направлении ветра, имеют в виду направление, откуда он дует. Указать это направление можно, назвав либо точку горизонта, откуда дует ветер, либо угол, образуемый направлением ветра с меридианом места, т. е. его азимут. В первом случае различают 8 основных румбов горизонта: север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад — и 8 промежуточных румбов между ними: север-северо-восток, восток-северо-восток, восток-юго-восток, юг-юго-восток, юг-юго-запад, запад-юго-запад, запад-северо-запад, север-северо-запад (рис. 68). 16 румбов, указывающих направление, откуда дует ветер, имеют следующие сокращенные обозначения, русские и международные:
Если направление ветра характеризуется углом его с меридианом, то отсчет ведется от севера по часовой стрелке. Таким образом, северу будет соответствовать 0° (360°), северо-востоку 45°, востоку 90°, югу 180°, западу 270°. При наблюдениях над ветром в высоких слоях атмосферы направление его, как правило, указывается в градусах, а при наблюдениях на наземных метеорологических станциях — в румбах горизонта.
Направление ветра определяется с помощью флюгера, вращающегося около вертикальной оси. Под действием ветра флюгер принимает положение по направлению ветра. Флюгер обычно соединяется с доской Вильда.
Так же как и для скорости, различают мгновенное и сглаженное направление ветра. Мгновенные направления ветра значительно колеблются около некоторого среднего (сглаженного) направления, которое определяется при наблюдениях по флюгеру.
Однако и сглаженное направление ветра в каждом данном месте Земли непрерывно меняется, а в разных местах в одно и то же время оно также различно. В одних местах ветры различных направлений имеют за длительное время почти равную повторяемость, в других — хорошо выраженное преобладание одних направлений ветра над другими в течение всего сезона или года. Это зависит от условий общей циркуляции атмосферы и отчасти от местных топографических условий.
При климатологической обработке наблюдений над ветром можно для каждого данного пункта построить диаграмму, представляющую собой распределение повторяемости направлений ветра по основным румбам, в виде так называемой розы ветров (рис. 69). От начала полярных координат откладываются направления по румбам горизонта (8 или 16) отрезками, длины которых пропорциональны повторяемости ветров данного направления. Концы отрезков можно соединить ломаной линией. Повторяемость штилей указывается числом в центре диаграммы (в начале координат). При построении розы ветров можно учесть еще и среднюю скорость ветра по каждому направлению, умножив на нее повторяемость данного направления. Тогда график покажет в условных единицах количество воздуха, переносимого ветрами каждого направления.
Для представления на климатических картах направление ветра обобщают разными способами. Можно нанести на карту в разных местах розы ветров. Можно определить равнодействующую всех скоростей ветра (рассматриваемых как векторы) в данном месте за тот или иной календарный месяц в течение многолетнего периода и затем взять направление этой равнодействующей в качестве среднего направления ветра. Но чаще определяется преобладающее направление ветра. Именно, определяется квадрант с наибольшей повторяемостью. Средняя линия этого квадранта принимается за преобладающее направление.
Порывистость ветра
Ветер постоянно и быстро меняется по скорости и направлению, колеблясь около каких-то средних величин. Причиной этих колебаний (пульсаций, или флуктуации) ветра является турбулентность, о которой говорилось в главе второй. Колебания эти можно регистрировать чувствительными самопишущими приборами. Ветер, обладающий резко выраженными колебаниями скорости и направления, называют порывистым. При особенно сильной порывистости говорят о шквалистом ветре.
При обычных станционных наблюдениях над ветром определяют среднее (сглаженное) направление и среднюю его скорость за промежуток времени порядка нескольких минут. При наблюдениях по флюгеру Вильда наблюдатель должен в течение двух минут следить за колебаниями флюгарки и в течение двух минут за колебаниями доски Вильда, а в результате определить среднее (сглаженное) направление и среднюю (сглаженную) скорость за это время. Чашечный анемометр дает возможность определить среднюю скорость ветра за любой конечный промежуток времени.
Однако представляет интерес также и изучение порывистости ветра. Порывистость можно характеризовать отношением амплитуды колебаний скорости ветра за некоторый промежуток времени к средней скорости за то же время; при этом берется либо средняя, либо наиболее часто встречающаяся амплитуда. Под амплитудой подразумевается разность между последовательными максимумом и минимумом мгновенной скорости. Есть и другие характеристики изменчивости, в том числе и направления ветра.
Порывистость тем больше, чем больше турбулентность. Следовательно, она сильнее выражена над сушей, чем над морем; особенно велика в районах со сложным рельефом местности; больше летом, чем зимой; имеет послеполуденный максимум в суточном ходе.
В свободной атмосфере турбулентность может приводить к болтанке самолетов. Болтанка особенно велика в сильно развитых облаках конвекции. Но она резко возрастает и при отсутствии облаков в зонах так называемых струйных течений.

Влияние препятствий на ветер

Всякое препятствие, стоящее на пути ветра, будет как-то на него влиять, возмущать поле ветра. Такие препятствия могут быть и крупномасштабными, как горные хребты, и мелкомасштабными, как здания, деревья, лесные полосы и т. д. Прежде всего препятствие отклоняет воздушное течение: оно должно либо обтекать препятствие с боков, либо перетекать через него сверху. При этом горизонтальное обтекание происходит в большей степени. Перетекание происходит тем легче, чем неустойчивее стратификация воздуха, т. е. чем больше вертикальные градиенты температуры в атмосфере. Перетекание воздуха через препятствия приводит к очень важным следствиям, таким, как увеличение облаков и осадков на наветренном склоне горы при восходящем движении воздуха и, наоборот, рассеяние облачности на подветренном склоне при нисходящем движении.
Обтекая препятствие, ветер перед ним ослабевает, но с боковых сторон усиливается, особенно у выступов препятствий (углы зданий, мысы береговой линии и пр.). Линии тока в таких местах сгущаются. За препятствием скорость ветра уменьшается, там имеется ветровая тень.
Очень существенно усиливается ветер, попадая в суживающееся орографическое ложе, например между двумя горными хребтами. При продвижении воздушного потока его поперечное сечение уменьшается; а так как сквозь уменьшающееся сечение должно пройти столько же воздуха, то скорость возрастает (рис. 74). Этим объясняются сильные ветры в некоторых районах; например, северные ветры во Владивостоке сильнее, чем в районах, расположенных севернее его. Тем же объясняется и усиление ветра в проливах между высокими островами и даже на городских улицах.
Перед препятствием и за ним иногда создаются так называемые наветренные и подветренные вихри.
Влияние полезащитных лесных полос на микроклиматические условия полей связано в первую очередь с тем ослаблением ветра в приземных слоях воздуха, которое создают лесные полосы. Воздух перетекает поверх лесной полосы, и, кроме того, скорость его ослабевает при просачивании его сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра резко ослаблена. На более далеком расстоянии за полосой скорость ветра увеличивается. Однако первоначальная, неослабленная скорость ветра восстанавливается только на расстоянии, равном 40—50-кратной высоте деревьев полосы, если полоса ажурная (несплошная). Влияние сплошной полосы распространяется на расстояние, равное 20—30-кратной высоте деревьев и меньше.
39. Ускорение воздуха под действием барического градиента
Ветер возникает в связи с неравномерным распределением атмосферного давления, т. е. в связи с наличием горизонтальных разностей давления. Если бы давление воздуха в каждой горизонтальной плоскости (на каждой поверхности уровня) было во всех точках одинаково, ветра не было бы. При неравномерном распределении атмосферного давления воздух стремится перемещаться из мест с более высоким давлением в места с более низким давлением.
Мерой неравномерности распределения давления является горизонтальный барический градиент. Воздух стремится двигаться от высокого давления к низкому по наиболее короткому пути; это и есть направление барического градиента. При этом воздух получает ускорение тем большее, чем больше барический градиент. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т. е. вызывающая ветер и меняющая скорость ветра.
Горизонтальный барический градиент есть равнодействующая сил давления, действующих в горизонтальном направлении на единицу объема воздуха (подобно тому, как вертикальный барический градиент, о котором мы говорили в главе второй, есть равнодействующая сил давления, действующих на единицу объема по вертикали). Следовательно, он является силой, отнесенной к единице объема, что видно и из его размерности, которая есть размерность силы, деленная на размерность объема:
Но в уравнениях гидродинамики и динамической метеорологии силы относят к единице массы. Для того чтобы получить силу барического градиента, действующую на единицу массы, нужно разделить величину градиента на плотность воздуха. Тогда мы получим для силы горизонтального барического градиента числовое значение – 1/ρ*dp/dn. Но направлению эта сила
в каждой точке барического поля совпадает с направлением нормали к изобаре в сторону убывания давления.
Только сила барического градиента приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Все другие силы, проявляющиеся при движениях воздуха, могут лишь тормозить движение и отклонять его от направления градиента.
Сила, рассчитанная на единицу массы, равна ускорению, сообщаемому этой силой. Следовательно, выражение — 1/ρ*dp/dn представляет собой ускорение, которое получает воздух под действием барического градиента. Найдем порядок величины этого ускорения.
Если бы на воздух действовала только сила барического градиента, то движение воздуха под действием этой силы было бы равномерно ускоренным. Хотя ускорение, сообщаемое воздуху силой градиента, невелико, при более или менее длительном действии этой силы воздух получил бы очень большие и притом неограниченно растущие скорости. В действительности этого не бывает. Воздух движется, как правило, со скоростью порядка нескольких метров и, очень редко, нескольких десятков метров в секунду, причем обычно скорость ветра мало меняется в течение длительного времени. Это значит, что, кроме силы градиента, на движущийся воздух действуют другие силы, более или менее уравновешивающие силу градиента.
Отклоняющая сила вращения Земли
Мы уже знаем, что под ветром имеется в виду движение воздуха относительно земной поверхности, т. е. относительно системы координат, вращающейся вместе с Землей. В механике доказывается, что при движении любого тела во вращающейся системе координат возникает отклонение от первоначального направления движения относительно этой системы. Иными словами, тело, движущееся во вращающейся системе координат, получает относительно этой системы так называемое поворотное ускорение, или ускорение Кориолиса, направленное под прямым углом к скорости. Таким образом, поворотное ускорение не меняет величину скорости, а только меняет направление движения.
Будем под вращающейся системой координат разуметь поверхность вращающейся Земли, а под телом — воздух. На вращающейся Земле поворотное ускорение (здесь и дальше речь идет о его горизонтальной составляющей) направлено в северном полушарии вправо от скорости, в южном — влево.
Поворотное ускорение объясняется не тем, что есть какая-то внешняя сила, отклоняющая воздух от первоначального направления движения. На самом деле воздух стремится сохранить по инерции свое первоначальное направление движения, но не относительно вращающейся Земли, а относительно мирового пространства, относительно неподвижной системы координат. Система же координат, связанная с земной поверхностью, к которой относят ветер, поворачивается под движущимся воздухом в процессе суточного вращения Земли. Таким образом, не воздух отклоняется от первоначального направления относительно Земли, а Земля с ее параллелями и меридианами поворачивается под движущимся воздухом в противоположную сторону.
Поворотное ускорение на Земле имеет величину А =2ω sin φV, где ω есть угловая скорость вращения Земли, φ — географическая широта и V — скорость движения (ветра). Повторим, что речь идет только о горизонтальной составляющей поворотного ускорения.
Условно можно назвать поворотное ускорение отклоняющей силой вращения Земли (отнесенной к единице массы) или силой Кориолиса.
Отклоняющая сила вращения Земли обращается в нуль у экватора и имеет наибольшую величину на полюсе. Она также пропорциональна скорости ветра V и обращается в нуль при скорости, равной нулю. Если тело неподвижно, то никакого ускорения относительно Земли оно получить не может. Направлена отклоняющая сила под прямым углом к скорости, вправо в северном полушарии и влево в южном.

Геострофический ветер

Простейший вид движения воздуха, который можно представить теоретически, — это прямолинейное равномерное движение без трения. Такое движение при отклоняющей силе, отличной от нуля, называют геострофическим ветром.
При геострофическом ветре, кроме движущей силы градиента G = - 1/ρ*dp/dn на воздух действует еще отклоняющая сила вращения Земли A = 2ω*sinφ*V. Поскольку движение предполагается равномерным, обе силы уравновешиваются, т. е. равны по величине и направлены взаимно противоположно. Отклоняющая сила вращения Земли в северном полушарии направлена под прямым углом к скорости движения вправо. Отсюда следует, что сила градиента, равная ей по величине, должна быть направлена под прямым углом к скорости влево. А так как под прямым углом к градиенту лежит изобара, то это значит, что геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя низкое давление слева (рис. 75).
Ветер у земной поверхности всегда более или менее отличается от геострофического ветра и по скорости, и по направлению. Это происходит потому, что у земной поверхности достаточно велика сила трения, которая для геострофического ветра предполагается равной нулю. Но в свободной атмосфере, примерно начиная с 1000 м, действительной ветер уже очень близок к геострофическому, т. е. дует приблизительно по изобарам со скоростью, определяемой формулой (2). Сила трения на этой высоте и на более высоких уровнях так мала, что ею можно пренебречь. Кривизна траекторий воздуха в большинстве случаев там также мала, т. е. движение воздуха близко к прямолинейному. Наконец, хотя действительный ветер, как правило, не является вполне равномерным движением, все же ускорения в атмосфере обычно невелики.
В действительности ветер в свободной атмосфере все-таки отклоняется от изобар в ту или иную сторону, но на очень небольшой угол, порядка нескольких градусов. Скорость его также хотя и близка к скорости геострофического ветра, но не в точности равна ей. Тем не менее близость действительного ветра в свободной атмосфере к геострофическому ветру дает важную возможность с достаточным приближением определять скорость и направление действительного ветра на высотах по распределению давления.
Градиентный ветер
Если движение воздуха происходит без действия силы трения, но криволинейно, то это значит, что, кроме силы градиента и отклоняющей силы вращения Земли, появляется еще центробежная сила, выражающаяся как С = V²/r, где V — скорость, a r — радиус кривизны траектории движущегося воздуха. Направлена центробежная сила по радиусу кривизны траектории наружу, в сторону выпуклости траектории.
Тогда в случае равномерного движения должны уравновешиваться уже три силы, действующие на воздух, — градиента, отклоняющая и центробежная.
Допустим, что траектории движения являются окружностями (рис. 76, 77). Скорость в любой точке траектории направлена по касательной к окружности в этой точке. Отклоняющая сила направлена под прямым углом к скорости, стало быть, по радиусу окружности вправо (в северном полушарии). Центробежная сила также направлена по радиусу кривизны круговой траектории всегда в сторону ее выпуклости. Сила градиента должна уравновешивать геометрическую сумму этих двух сил и лежать на одной прямой с ними, т. е. на радиусе окружности. Это значит, что и барический градиент направлен под прямым углом к скорости. Поскольку под прямым углом к градиенту лежит касательная к изобаре, то, стало быть, ветер направлен по изобаре.
Такой теоретический случай равномерного движения воздуха по круговым траекториям без влияния трения называют градиентным ветром. Из изложенного видно, что траектории в случае градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, так же как и геострофический, направлен по изобарам, в этом случае уже не прямолинейным, а круговым.
В понятие градиентного ветра часто включают также и геострофический ветер, как предельный случай градиентного ветра при радиусе кривизны изобар, равном бесконечности.

Термический ветер

Геострофический или градиентный ветер направлен, как мы уже знаем, по изобарам. Приблизительно по изобарам направлен и действительный ветер в свободной атмосфере.
Но если с высотой меняется направление изобар, то вместе с ним должно меняться направление ветра. Равным образом и скорость ветра будет меняться с высотой в зависимости от изменения величины барического градиента.
Нам уже известно, что барический градиент получает с высотой дополнительную составляющую, направленную по температурному градиенту и пропорциональную ему, а также и приросту высоты. Следовательно, и градиентный ветер получает с высотой дополнительную составляющую скорости, направленную по изотерме (имеется в виду средняя изотерма всего рассматриваемого слоя атмосферы). Эту дополнительную составляющую ΔV называют термическим ветром. Ее нужно прибавить к градиентному ветру на нижнем уровне V₀, чтобы получить градиентный ветер на верхнем уровне V (рис. 78).
Если барический градиент на нижнем уровне совпадает по направлению с температурным градиентом в вышележащей атмосфере, то он с высотой возрастает, не меняя направления. В этом случае изобары на всех уровнях будут совпадать по направлению с изотермами, а термический ветер будет совпадать по направлению с ветром на нижнем уровне. Ветер при этом возрастает с высотой; не меняя своего направления.
V₀ — ветер на нижнем уровне, ΔV — термический ветер, V — ветер на верхнем уровне, T = const — изотерма.
Если барический градиент на нижнем уровне противоположен по направлению температурному градиенту, то он будет соответственно убывать с высотой. Вместе с ним, не меняя направления, будет убывать и ветер до тех пор, пока он не превратится в нуль и не перейдет на противоположное направление. Если же градиенты барический и температурный образуют между собой угол, меньший 180°, то термический ветер будет направлен вправо или влево относительно ветра на нижнем уровне, смотря по тому, в какую сторону барический градиент отклоняется от температурного. Поэтому с высотой ветер, приближаясь к изотерме, вращается либо вправо, либо влево.
В восточной (передней) части циклона, где барический градиент направлен приблизительно к западу, а температурный — к северу, ветер, приближаясь к изотерме, с высотой вращается вправо; в тыловой (западной) части циклона — влево. В антициклоне будет наоборот.
Теория термического ветра относится, строго говоря, к градиентному ветру. Но установленные закономерности вполне оправдываются и для действительных условий в атмосфере.

Влияние трения на скорость и направление ветра

Скорость ветра уменьшается вследствие трения настолько, что у земной поверхности (на высоте флюгера) над сушей она примерно вдвое меньше, чем скорость геострофического ветра, рассчитанная для того же барического градиента. Например, в Берлине средняя годовая скорость ветра у земной поверхности 4,8 м/сек, а средняя скорость геострофического ветра, вычисленного по приземным барическим градиентам, 9,5 м/сек.Над морем скорость действительного ветра составляет около двух третей от скорости геострофического ветра.
С высотою сила трения быстро убывает и скорость ветра поэтому возрастает, пока на высоте, близкой к 1000 м, не становится очень близкой к скорости геострофического ветра, по крайней мере в среднем. В Берлине средняя годовая скорость ветра на высоте 1000 м равна 10,2 м/сек, т. е. немногим больше, чем приземная скорость геострофического ветра.
Сила трения влияет и на направление ветра. Представим себе равномерное прямолинейное движение воздуха при наличии силы трения (геотриптический ветер). Это значит, что должны уравновешиваться три силы: градиента, отклоняющая и трения (рис. 79). Так как сила трения направлена противоположно скорости, то она не лежит на одной прямой с отклоняющей силой вращения Земли. Поэтому и сила градиента, уравновешивающая сумму двух остальных сил, не может лежать на одной прямой с отклоняющей силой.
Если представить себе равномерное движение воздуха при круговых изобарах и при наличии силы трения, мы придем к аналогичному выводу. И в этом случае сила трения не совпадает по направлению с отклоняющей силой; поэтому и сила барического градиента не лежит на одной прямой с отклоняющей силой. Скорость ветра также будет отклоняться от изобар, имея составляющую, направленную по барическому градиенту.
При этом в циклоне, где градиенты направлены от периферии к центру, ветер тоже будет иметь составляющую, направленную к центру. Она присоединяется к составляющей, направленной по изобарам против часовой стрелки. Поэтому в нижних слоях циклона ветер будет дуть против часовой стрелки, втекая от периферии к центру. В антициклоне же составляющая по изобарам будет направлена по часовой стрелке, и к ней присоединяется составляющая, направленная по градиенту наружу, от центра антициклона к периферии. Ветер в нижних слоях антициклона будет дуть по часовой стрелке, одновременно вынося воздух изнутри антициклона к периферии.
Проведя линии тока в нижних слоях циклона, мы увидим, что они представляют собой спирали, закручивающиеся против часовой стрелки и сходящиеся к центру циклона. Центр циклона будет для линий тока точкой сходимости. В нижних слоях антициклона линии тока представляют собой спирали, расходящиеся по часовой стрелке от центра антициклона. Последний будет для линий тока точкой расходимости (рис. 80).
Понятно, что в южном полушарии спиралеобразные линии тока будут направлены в циклоне по часовой стрелке и в антициклоне против часовой стрелки. Но составляющая скорости ветра, нормальная к изобарам, будет и там в циклоне направлена внутрь, а в антициклоне наружу.

40. Местные ветры
Под местными ветрами понимают ветры, характерные только для определенных географических районов. Происхождение их различно.
Во-первых, местные ветры могут быть проявлением местных циркуляции, независимых от общей циркуляции атмосферы, налагающихся на нее. Таковы, например, бризы по берегам морей и больших озер. Различия в нагревании берега и воды днем и ночью создают вдоль береговой линии местную циркуляцию. При этом в приземных слоях атмосферы ветер дует днем с моря на более нагретую сушу, а ночью, наоборот, с охлажденной суши на море. Характер местной циркуляции имеют также горно-долинные ветры. Подробнее см. дальше.
Во-вторых, местные ветры могут представлять собой местные изменения (возмущения) течений общей циркуляции атмосферы под влиянием орографии или топографии местности. Таков, например, фен — теплый ветер, дующий по горным склонам в долины, когда течение общей циркуляции переваливает горный хребет. Нисходящее движение фена, связанное с повышением температуры воздуха, является следствием именно влияния хребта на общециркуляционное течение. Влиянием орографии объясняется и бора с различными ее разновидностями.
Рельеф местности может создавать также усиление ветров в некоторых районах до скоростей, значительно превышающих скорости в соседних районах. Такие локально усиленные ветры того или иного направления также известны в разных районах под разными названиями как местные ветры. Иногда особые свойства придает местному ветру прохождение воздуха над сильно нагретой и сухой поверхностью, например пустыни, или, напротив, над сильно испаряющей (водной) поверхностью.
В-третьих, местными ветрами называют и такие сильные или обладающие особыми свойствами ветры в некотором районе, которые, по существу, являются течениями общей циркуляции. Интенсивность их проявления и их характерность для данного географического района являются следствием самого механизма общей циркуляции, самого географического распределения синоптических процессов. В этом значении называют местным ветром, например, сирокко на Средиземном море.
Кроме сирокко, известны многочисленные местные ветры в различных местах Земли, носящие особые названия, такие, как самум, хамсин, афганец и пр. Упоминания о таких ветрах можно найти в физико-географических или климатических характеристиках отдельных местностей.
Бризы
Бризами называют ветры у береговой линии морей и больших озер, имеющие резкую суточную смену направления. Днем морской бриз дует в нескольких нижних сотнях метров (иногда в слое более километра) в направлении на берег, а ночью береговой бриз дует с берега на море. Скорость ветра при бризах — порядка 3—5 м/сек, в тропиках и больше. Бризы выражены отчетливо в тех случаях, когда погода ясная и общий перенос воздуха слаб, как это бывает, например, во внутренних частях антициклонов. В противном случае общий перенос воздуха в определенном направлении маскирует бризы, как это всегда бывает при прохождении циклонов.
Особенно хорошо выраженная бризовая циркуляция наблюдается в субтропических антициклонах, например на побережьях пустынь, где суточные смены температуры над сушей велики, а общие барические градиенты малы.
Но хорошо развитые бризы наблюдаются в теплое время года (с апреля по сентябрь) и на таких морях средних широт, как Черное, Азовское, Каспийское.
Бризы связаны с суточным ходом температуры поверхности суши
Горно-долинные ветры
В горных системах наблюдаются ветры с суточной периодичностью, схожие с бризами. Это — горно-долинные ветры. Днем долинный ветер дует из горла долины вверх по долине, а также вверх по горным склонам. Ночью горный ветер дует вниз по склонам и вниз по долине, в сторону равнины. Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих долинах и котловинах Альп, Кавказа, Памира и в других горных странах, главным образом в теплое полугодие. Вертикальная мощность их значительна и измеряется километрами: ветры заполняют все поперечное сечение долины, вплоть до гребней ее боковых хребтов. Как правило, они не сильны, но иногда достигают 10 м/сек и более.
Фен
Феном называется теплый, сухой и порывистый ветер, дующий временами с гор в долины. Температура воздуха при фене значительно и иногда очень быстро повышается; относительная влажность резко падает, иногда до очень малых значений. В начале фена могут наблюдаться резкие и быстрые колебания температуры и влажности вследствие встречи теплого воздуха фена с холодным воздухом, заполняющим долины. Порывистость фена указывает на сильную турбулентность фенового потока. Продолжительность фена может быть от нескольких часов до нескольких суток, иногда с перерывами (паузами).
Фены с давних времен известны в Альпах. Они очень часты на Западном Кавказе как на северных, так и на южных склонах хребта.
Продолжительный и интенсивный фен может привести к бурному таянию снега в горах, к повышению уровня и разливам горных рек и т. д. Летом фен вследствие своей высокой температуры и сухости может губительно действовать на растительность. В Закавказье (район Кутаиси) случается, что при летних фенах листва деревьев высыхает и опадает.
Но фен может наблюдаться и в арктическом воздухе, когда последний, например, перетекает через Альпы или Кавказ и опускается по южным склонам. Даже в Гренландии стекание воздуха с трехкилометровой высоты ледяного плато на фиорды создает очень сильные повышения температуры. В Исландии при фенах наблюдались повышения температуры почти на 30° за несколько часов.
При перетекании хребта в воздушном течении могут возникать стоячие волны, так называемые феновые волны, с амплитудой порядка нескольких километров, иногда приводящие к образованию чечевицеобразных облаков. Эти волны распространяются вверх до высоты в несколько раз большей, чем высота хребта.
Бора
Борой называется сильный холодный и порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря. Бора с давних пор известна в районе Новороссийской бухты на Черном море и на Адриатическом побережье Югославии, в районе Триеста. Сходные явления обнаружены на Новой Земле и в некоторых других местах. К типу боры относится и сарма близ Ольхонских ворот на Байкале. Достаточное сходство с борой по происхождению и проявлениям имеют норд в районе Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции, от Монпелье до Тулона, нортсер в Мексиканском заливе (Мексика, Техас).
Бора возникает в Новороссийске, как и в Адриатике, в тех случаях, когда холодный фронт подходит к прибрежному хребту с северо-востока. Холодный воздух сразу же переваливает невысокий хребет. Низвергаясь вниз по горному хребту под действием силы тяжести, воздух приобретает значительную скорость: в Новороссийске в январе скорость ветра при боре в среднем выше 20 м/сек. Падая на поверхность воды, этот нисходящий ветер создает сильное волнение. При этом резко понижается температура воздуха, которая до начала боры была над теплым морем достаточно высокой.
41. Маломасштабные вихри
В условиях большой неустойчивости атмосферной стратификации, кроме обычных грозовых шквалов, могут возникать еще особые вихри с вертикальной осью, напоминающие циклоны, однако миниатюрных масштабов. Во-первых, это совсем малые пыльные вихри, во множестве возникающие над перегретой почвой в пустынях (но не только в пустынях), особенно на границах, где резко меняются свойства подстилающей поверхности. В Сахаре на площади 10 км² таких вихрей наблюдалось иногда до 100 в день. Часты они летом на восточном Памире. Поперечник их от 1 до 100 м, высота до 1 км, скорость перемещения 20—30 км/час. В таком вихре наблюдается быстрое вращение воздуха при одновременном его подъеме вверх, так что попавшие в вихрь пыль, листья и другие предметы, увлекаются по спиральным путям.
Большее значение имеют более крупные вихри, называемые над морем смерчами, а над сушей — тромбами. В Северной Америке тромбы называют торнадо (рис. 114).
Вихрь возникает обычно в передней части грозового облака и проникает сверху до самой земной поверхности. У смерчей диаметр вихря порядка десятков метров, у тромбов — порядка 100—200 м, а в американских торнадо и больше (это устанавливается по ширине полосы разрушений).
Тромб виден как темный столб между облаком и землей, расширяющийся кверху и книзу, или как хобот, свисающий из облака. Это объясняется тем, что вихрь втягивает сверху облако, а снизу пыль или воду; кроме того, при сильном падении давления внутри вихря происходит конденсация водяного пара.
Вихрь перемещается вместе с облаком чаще всего со скоростью порядка 30—40 км/час. Время существования смерчей измеряется минутами, тромбов — десятками минут, иногда несколькими часами. За это время вихрь может продвинуться над морем на несколько километров, а над сушей — на десятки, иногда даже на сотни километров, все сметая на своем пути. Атмосферное давление в вихре сильно понижено, на десятки или даже на сотню миллибаров. Воздух вращается вокруг оси вихря, одновременно поднимаясь вверх. Скорости ветра в тромбах могут достигать 50—100 м/сек, как это можно определить по разрушениям; очень велики и восходящие скорости. Ветер при тромбе срывает и разрушает легкие постройки, переносит на большие расстояния людей и животных, ломает и вырывает с корнем деревья, прокладывая в лесах просеки. Падение давления при прохождении тромба бывает настолько большим и быстрым, что наружное давление не успевает выравняться с давлением внутри здания; давление внутри остается более высоким. Поэтому дома, попавшие в сферу действия тромба, иногда взрываются изнутри: с них слетает крыша, вылетают оконные рамы, даже разрушаются стены. Смерчи обладают меньшей разрушительной силой.
Конечно, тромб сопровождается грозой, ливневым дождем, градом. Водяные смерчи реже связаны с грозами.
Тромбы проходят поодиночке, хотя торнадо изредка наблюдаются по два или по нескольку. Смерчи часто возникают сериями по нескольку вихрей.
В тромбах наблюдается вращение ветра как в циклоническом, так и в антициклоническом направлении, хотя давление в тромбе всегда понижено. Антициклоническое вращение возможно, если центробежная сила так велика, что перекрывает силу градиента. Наиболее низкое давление, наблюдавшееся в центре торнадо, 912 мб.

44. О муссонах вообще

В некоторых областях Земли перенос воздуха в нижней половине тропосферы носит название муссонов. Муссоны — это устойчивые сезонные режимы воздушных течений с резким изменением преобладающего направления ветра от зимы к лету и от лета к зиме. В каждом месте области муссонов в течение каждого из двух основных сезонов существует режим ветра с резко выраженным преобладанием одного направления (квадранта или октанта) над другими. При этом в другом сезоне преобладающее направление ветра будет противоположным или близким к противоположному. Таким образом, в каждой муссонной области есть зимний муссон и летний муссон с взаимно противоположными или, по крайней мере, с резко различными преобладающими направлениями.
Конечно, кроме ветров преобладающего направления, в каждом сезоне наблюдаются и ветры других направлений: муссон испытывает перебои. В переходные сезоны, весной и осенью, когда происходит смена муссонов, устойчивость режима ветра нарушается.
Устойчивость муссонов связана с устойчивым распределением атмосферного давления в течение каждого сезона, а их сезонная смена — с коренными изменениями в распределении давления от сезона к сезону. Преобладающие барические градиенты резко меняют направление от сезона к сезону, а вместе с этим меняется и направление ветра.
В случае муссонов, как и в случае пассатов, устойчивость распределения вовсе не означает, что в течение сезона над данным районом удерживается один и тот же антициклон или одна и та же депрессия. Например, зимою над Восточной Азией последовательно сменяется целый ряд антициклонов. Но каждый из этих антициклонов сохраняется относительно долго, а число дней с антициклонами значительно превышает число дней с циклонами. В результате антициклон получается и на многолетней средней климатологической карте. Северные направления ветра, связанные с восточными перифериями антициклонов, преобладают над всеми другими направлениями ветра; это и есть зимний восточноазиатский муссон. Итак, муссоны наблюдаются в тех районах, где циклоны и антициклоны обладают достаточной устойчивостью и резким сезонным преобладанием одних над другими. В тех же областях Земли, где циклоны и антициклоны быстро сменяют друг друга и одни мало преобладают над другими, режим ветра изменчив и не похож на муссонный. Так обстоит дело и в большей части Европы.
Тропические муссоны
Особенно резко выраженные и устойчивые муссоны наблюдаются в тропических широтах. В Тихом и Атлантическом океанах эти тропические муссоны развиты мало, за исключением западной части Тихого океана и смежных с нею районов Восточной Азии и Индонезии. Над этими океанами в тропиках преобладают пассаты, устойчиво сохраняющие свое преобладающее восточное направление в течение всего года. Зато в бассейне Индийского океана муссонная циркуляция наблюдается на обширных пространствах внутри тропиков: почти над всем северным Индийским океаном, над Индостаном, Индокитаем, южным Китаем, над Индонезией, над низкими широтами южного Индийского океана вплоть до Мадагаскара и северной Австралии, а также над большими площадями в Экваториальной Африке, особенно в ее восточной части.
Сильное развитие муссонов в указанной области связано со своеобразием ее географических условий, именно с наличиемк северу от Индийского океана огромного материка Азии, а также с распространением материка Африки на оба полушария.
Непосредственное условие режима тропических муссонов заключается в сезонном изменении положения субтропических антициклонов и экваториальной депрессии. Напомним, что экваториальная депрессия в июле смещается в более высокие широты северного полушария, особенно на материках, а в январе отодвигается в южное полушарие. Субтропические антициклоны вместе с этим смещаются к северу в июле и к югу в январе. Вследствие такого сезонного перемещения в некоторых областях по обе стороны от экватора происходит резкое сезонное изменение преобладающих барических градиентов и, следовательно, преобладающих ветров.
Зимний муссон совпадает по своему направлению, в общем восточному, с пассатом: он дует по обращенной к экватору периферии субтропического антициклона данного полушария. Направление летнего муссона, напротив, противоположно пассатному: в общем оно не восточное, а западное, по обращенной к экватору периферии депрессии, находящейся в данном полушарии. Смена тропических муссонов, вообще говоря, есть смена преобладающих восточных ветров в тропиках на преобладающие западные ветры или обратно.
Итак, основную причину тропических муссонов можно видеть в различном нагревании полушарий в течение года. Если по обе стороны от экватора находится океан, то указанные сезонные смещения зон давления невелики и муссоны не получают особого развития. Но, например, над материком Африки распределение давления меняется от января к июлю сильно. Над Сахарой летом господствует пониженное давление, а зимой — отрог азорского антициклона; над Южной Африкой в ее зиму — также антициклон, а летом — депрессия. В связи с этим направление барических градиентов над тропической Африкой от сезона к сезону резко меняется в широкой полосе, что и является здесь причиной муссонов.
Особенно мощные тропические муссоны в бассейне Индийского океана (рис. 98) объясняются тем, что сезонные изменения температуры полушарий здесь усилены огромным материком Азии к северу от экватора, прогретым летом и охлажденным зимой. В связи с этим над Южной Азией происходит резкая сезонная смена низкого давления на высокое и обратно с соответствующей муссонной циркуляцией.
На южное полушарие муссоны Индийского океана распространяются меньше; наиболее — в районе северной Австралии, где сезонные изменения температуры материка также сильно влияют на распределение давления, и на западе океана, где муссоны захватывают северный Мадагаскар.
Зимний тропический муссон в бассейне северного Индийского океана принято называть северо-восточным, а летний — юго-западным, имея в виду преобладающие направления у земной поверхности.
Схематическое распределение средних переносов воздуха летом и зимой у земной поверхности (сплошные линии тока) и на высоте около 7 км (прерывистые линии тока).
Эти направления в основном связаны с отклонением ветра в нижних слоях от зонального направления изобар, вследствие трения. На востоке Китая изобары ближе к меридиональному, чем к зональному направлению и зимой, и летом. Поэтому здесь зимний муссон — северный или северо-западный а летний — южный или юго-восточный в соответствии с барическим полем в этом районе. Преобладание переноса воздуха зимой с материка на океан к летом с океана на материк приводит к важным особенностям погоды и климата тропических муссонов. В типичных условиях (из которых есть исключения) дождливый сезон совпадает с летним муссоном, а резко выраженный сухой сезон приходится на период зимнего муссона. Летние муссонные осадки отчасти связаны с фронтами, возникающими между различными ветвями муссонного течения, отчасти — с подъемом воздуха по орографическим препятствиям, отчасти — с конвекцией.
Заметим еще, что в Индии и Китае под словом «муссон» часто подразумевается только летний муссон.
Долгое время считали бесспорным, что летний муссон есть пассат другого полушария, перетекший экватор и изменивший направление под влиянием изменившегося барического поля и изменившегося направления отклоняющей силы. По-видимому, это правильно для средней части сезона, но не повсюду.
46. Процессы и факторы климатообразования
Климат-это многолетний режим погоды, характерный для данной местности. Климатообразующие факторы:1.Энергетический,который определяет все основные климатообразующие процессы. Обусловлен количеством поступающей на землю кол-ва радиации. Кол-во солнечной радиации распределяется неравномерно, выделяют несколько поясов теплообеспеченности:
а)экваториальный(в результате годовые амплитуды колебания меньше чем суточные).Высокое содержание влаги в воздухе, большая относительная влажность. Отсутствуют постоянные ветры, преобладает восходящий поток воздуха, формир-ся экваториальные воздушные массы. б) тропический-кол-во солнеч. тепла больше, чем зимой, но при этом отсутствуют отрицательные температуры. Господствует антициклон и пассатные ветры, формир-ся тропический воздух. в) умеренный.Тепло неравномерно распределяется в течении года. Имеется резкая граница между термическими сезонами, преобладают западные ветры. Характерна циклоническая деятельность, умеренные воздушные массы. г) арктический и антарктический. Тепла мало, годовые больше чем суточные колебания, преобладает антициклоническая деят-ть. 2.атмосферная циркуляция оказывает влияние в пределах опред-х климатических поясов ( в тропическом – пассатная циркуляция, в умеренном – западный перенос, тропики – муссонные циркуляции. 3. положение в системе материк-океан. Наличие водной поверхности и суши определяет различие для всех климатических поясов, климатов прибрежных и центральных частей материка. Такое разграничение определяет степень континентальности климата, который опред-ся несколькими хар-ми условиями: размеры материка; изрезанность береговой линии опр-ет степень влияния океана на прибрежные районы, т.е. на их климат; удаленность от побережий. 4. течения оказывают влияние на формирование климата прибрежных частей материков. Теплые течения способствуют неустойчивости воздуха, разв-е конвекции и выпадению осадков. Холодные течения ослабляют вертикальный обмен воздуха и снижает кол-во водяного пара в атмосфере. Это происходит вследствие различий в интенсивности испарения над холодными и теплыми течениями.  5. абсолютная высота поверхности вызывает нарушение в зональном распределении климатических поясов. Влияет на степень взаимоотношения океан – суша. Кол-во осадков с высотой возрастает до 1500тыс. метров. 6. влияние рельефа особенно проявляется в горах, где с изменением высоты изменяется все метеорологические элементы и фор-ся вертикальные климатические пояса. С ув-ем высоты ум-ся радиационный баланс, температурный градиент=6⁰С на 1км, в ночные часы летнего сезона и в зимний сезон возникают температурные инверсии. Влияние на климат оказывают климатические барьеры, которыми яв-ся горы меридионального или широтного простирания для разных регионов суши. Барьерная роль высоких горных систем связана с солярным и циркуляционным режимом. 7. экспозиция и крутизна склона. Хар-р форм рельефа усложняет условия радиационного и ветреного режима. Горные хребты деформируют воздушные течения местного и общего циркуляционного значения, они активизируют циклоническую деятельность, вызывая ув-ие облачности и осадков на наветренных склонах. Могут яв-ся естественной границей между воздушными массами. 8. хар-р подстилающей поверхности определяет однородность климатических поясов и проявляется в различиях климата в пределах одного пояса. На формирование климата влияет снеговой и ледниковый покров, хар-р почвенного и растительного покрова и др. особенности. Крупные различия в хар-ре поверхности, пример: суша и мировой океан.
47. Климатические пояса и области и их характеристика. Климаты экваториального пояса
Количество суммарной солнечной радиации — 140-150 ккал/см² в год. Радиационный баланс на материке— 80 ккал/см² в год, на Океане — 100-120 ккал/см² в год. Преобладают пониженное давление, слабые, неустойчивые ветры, благоприятствующие развитию термической конвекции.
Испарение одинаково велико как над Океаном, так и над материком, покрытым густой растительностью. Абсолютная влажность воздуха более 30 г/ж³ над сушей, относительная влажность — 70% даже в наиболее сухих местах. Среднемесячная температура воздуха колеблется от 24 до 28°. Количество осадков почти всюду превышает возможное испарение и достигает в среднем 2000 мм в год. Наибольшее количество осадков приходится в общем на периоды равноденствия, но эта закономерность не везде выдерживается.
Континентальный и океанский типы экваториального климата различаются очень мало. В высокогорном экваториальном климате температура несколько ниже, количество осадков меньше (в связи с уменьшением с высотой влагосодержания). На высоте 4500 м лежит граница пояса вечных снегов.
Климаты субэкваториальных поясов (поясов тропических муссонов). Этот климат слагается как бы из двух климатических режимов: в летнем полушарии экваториальный муссон направляется от экватора и приносит влагу; в зимнем полушарии муссон дует к экватору от тропиков, влажность воздуха при этом падает.
Континентальный субэкваториальный климат формируется на всех континентах. Граница экваториальных муссонов во внутренних частях континентов лежит в среднем около 18° с. ш. Особенно далеко от экватора граница заходит в Азии (Индостан, Индокитай).
Континентальный субэкваториальный климат характеризуется влажным летом, сухой зимой и засушливой жаркой весной. На равнинах по мере удаления от экватора количество осадков уменьшается. Годовой ход температуры имеет два минимума (зимой и летом) и два максимума (весной и осенью). Некоторое понижение температуры летом вызывается воздействием экваториального воздуха, который в это время холоднее тропического на несколько (до 5) градусов. Количество осадков редко превышает 2000 мм в год.
В горных районах температура с высотой понижается, но характер годового хода метеорологических элементов сохраняется. На склонах, принимающих на себя экваториальные муссоны, количество осадков очень резко увеличивается, достигая предельного количества.
Океанский субэкваториальный климат наблюдается на всех океанах в северном полушарии, в южном — над Индийским и западными частями Тихого и Атлантического океанов. Граница его распространения лежит в среднем около 12° широты. Вблизи этой границы чаще возникают тропические циклоны.
Лето в океанском субэкваториальном климате более влажное и более (на 2-3°) теплое, чем зима. От континентальной разновидности этого климата он отличается большей влажностью воздуха и менее высокой температурой.
Климаты тропических поясов.
Годовое количество суммарной радиации вследствие малой облачности в тропическом поясе больше, чем в экваториальном: на материке — 180-200 ккал/см² в год, на Океане — 160 ккал/см² в год. Однако, в связи с тем что эффективное излучение тоже очень велико, радиационный баланс составляет всего 60 ккал/см² в год на материке и 80-100 ккал/см² в год на Океане.
В антициклонах над океанами и в барических депрессиях термического происхождения над материками формируется тропический воздух, отличающийся от воздуха на экваторе меньшей влажностью. Для континентального тропического воздуха это объясняется очень малым испарением, для морского — устойчивой стратификацией пассатов (пассатной инверсией), мешающей вертикальному обмену и переносу влаги в более высокие слои тропосферы.
Континентальный тропический климат очень сухой и жаркий, с большими суточными амплитудами колебания температуры воздуха (до 40°). Средняя годовая амплитуда температуры воздуха около 20°. Относительная влажность летом около 30%. Этот климат характерен для внутриматериковых пустынь тропического пояса.
С высотой температура воздуха падает, количество осадков возрастает. Снеговая линия располагается примерно на высоте 5300 м, в особо защищенных областях поднимаясь до 6000 м.
Океанский тропический климат сходен с экваториальным, так как суточные и годовые амплитуды колебания температуры над Океаном сравнительно невелики, отличается от экваториального меньшей облачностью и устойчивыми ветрами.
Тропический климат западных побережий континентов очень своеобразен. Он характеризуется сравнительно низкой температурой воздуха (18-20°) и малым количеством осадков (менее 100 мм в год) при большой влажности воздуха (80-90%). Это климат прибрежных пустынь (Западная Сахара, Намиб, Атакама, Калифорнийская).
На формирование климата западного побережья материков в тропическом поясе оказывают влияние холодные течения и приток воздуха в восточной части субтропического максимума (антициклона) со стороны умеренных широт, усиливающие инверсию, существующую в пассатах. В результате граница температурной инверсии располагается ниже границы конденсации и конвекция не развивается, а следовательно, не образуются облака и не выпадают осадки. Годовой ход температуры такой же, как в океанском типе. Очень часты туманы, развиты бризы.
С высотой температура воздуха сначала несколько возрастает (так как влияние холодного течения уменьшается), затем понижается; количество осадков не увеличивается.
Тропический климат восточных побережий континентов отличается от климата западных побережий более высокой температурой и большим количеством осадков. Благодаря влиянию теплого течения и воздуха, приносимого в западной части антициклона от экватора, пассатная инверсия ослаблена и не препятствует конвекции.
В горах на наветренных склонах осадков больше, но с высотой их количество не возрастает, так как пассаты влажны только в нижнем слое. На подветренных склонах осадков мало.
Климаты субтропических поясов
Зимой радиационный режим и характер циркуляции складываются почти так же, как и в умеренном поясе, летом — так же, как и в тропическом поясе.
По сравнению с тропическим поясом годовое количество солнечной радиации уменьшается примерно на 20%, ее сезонные колебания делаются более заметными.
Летом над океанами хорошо выражены антициклоны, над материками — области пониженного давления. Зимой в субтропическом поясе преобладает циклоническая деятельность.
Континентальный субтропический климат. Лето жаркое, сухое. Средняя температура летних месяцев 30° и выше, максимальная более 50°. Зима относительно холодная, с осадками. Годовое количество осадков около 500 мм, а на наветренных склонах гор — в четыре-пять раз больше. Зимой выпадает снег, но устойчивый снежный покров не образуется.
С высотой количество осадков увеличивается. Температура воздуха понижается, и выше 2000 м над уровнем моря зимой короткое время сохраняется снежный покров.
Океанский субтропический климат отличается от континентального субтропического более равномерным годовым ходом температуры воздуха. Средняя температура наиболее теплого месяца около 20°, наиболее холодного около 12°.
Субтропический климат западных побережий материков (средиземноморский). Лето нежаркое, сухое. Зима относительно теплая, дождливая. Летом побережье попадает под влияние восточной периферии субтропического антициклона. Зимой здесь господствует циклоническая деятельность.
Субтропический климат восточных побережий имеет муссонный характер. Зима сравнительно с другими климатами этого пояса холодная и сухая, лето жаркое и влажное. Этот климат хорошо выражен только в северном полушарии, и особенно на восточном побережье Азии.
Климаты умеренных поясов.
Радиационный баланс в среднем за год в два раза меньше, чем в тропическом поясе, что в значительной степени зависит от облачности. При этом летом он немногим отличается от радиацинного баланса тропического пояса, зимой же на материке радиационный баланс отрицательный. Развитие циклонической деятельности обеспечивает меридиональный перенос воздуха. Осадки связаны в основном с прохождением циклонов.
Континентальный умеренный климат — климат материков северного полушария. Лето теплое (может быть жарким), зима холодная с устойчивым снежным покровом.
Радиационный баланс в среднем за год 20-30 ккал/см², в летние месяцы он мало отличается от тропического (6 ккал/см² в мес.), а в зимние составляет отрицательную величину (-1 ккал/см² в мес.).
Летом над материками происходит интенсивная трансформация воздушных масс, приходящих с океанов и с севера. Воздух нагревается, дополнительно увлажняется за счет влаги, испарившейся с поверхности материка. Зимой воздух охлаждается в антициклонах. Температура падает ниже — 30°. Осадков больше летом, но длительная трансформация воздуха может привести к засухе.
В горах летом значительно холоднее, чем на равнине, а зимой на равнине (в результате вхождения холодных масс воздуха) часто холоднее, чем в горах. На склонах гор, особенно на западных, обращенных навстречу господствующим ветрам, осадков больше, чем на равнине.
Океанский умеренный климат. Радиационный баланс поверхности океанов в среднем за год в 1,5 раза больше, чем на материках. Теплые течения приносят в умеренные широты почти столько же тепла, сколько обеспечивает радиационный баланс. Около 2/3 тепла тратится на испарение, остальное идет на нагревание атмосферы (турбулентный теплообмен) зимой.
Зима над океанами значительно теплее, чем над материками, лето прохладнее. Весь год развита циклоническая деятельность.
Умеренный климат западных побережий материков формируется под воздействием западного переноса воздуха с Океана на материк; отличается от континентального меньшими годовыми колебаниями температуры. Осадки выпадают довольно равномерно во все сезоны.
Умеренный климат восточных побережий материков обусловлен перемещением воздуха летом с Океана на материк, зимой — с материка на Океан. Лето дождливое, зима сухая, холодная. Холодные течения понижают летнюю температуру воздуха, весной и в начале лета они способствуют образованию туманов.
Климаты субарктического и субантарктического поясов
Континентальный субарктический климат формируется только в северном полушарии. Радиационный баланс 10-12 ккал/см² в год. Лето относительно теплое, короткое, зима суровая. Годовая амплитуда колебания температуры очень велика. Осадков мало (менее 200 мм в год). Летом преобладают ветры северных направлений. Приходящий с севера и трансформирующийся над материком воздух приближается по своим качествам к арктическому.
В горах зимой наблюдается мощная инверсия. Очень велики различия между летней и зимней температурами в понижениях рельефа, где обмен воздуха ослаблен.
Океанский субарктический и субантарктический климат не имеет резких различий между температурой зимы и лета. Годовая амплитуда температуры не больше 20°. Весь год развита циклоническая деятельность.
Климаты арктического и антарктического поясов
Радиационный баланс за год в среднем близок к нулю. Снежный покров не стаивает весь год. Большая отражательная способность снега приводит к тому, что даже летом радиационный баланс очень мал. Так, на ст. Пионерская (70° ю. ш.) при суммарной радиации в декабре 24 ккал/см² в мес. радиационный баланс на поверхности снега меньше 2 ккал.
Преобладание антициклонической погоды способствует постоянному охлаждению воздуха в центральных районах Арктики и Антарктики. Осадков мало. Однако осадки и конденсация влаги на холодной поверхности снега вместе превышают испарение.
Континентальный полярный климат хорошо выражен в южном полушарии. Характеризуется очень суровой зимой и холодным летом. Отрицательную среднюю температуру имеют все месяцы. Отмечена минимальная температура -88,3°.
Океанский полярный климат — климат северных полярных областей, формирующийся над поверхностью Океана, покрытого льдом. В приходе тепла зимой заметную роль играет тепло океанских вод, проникающее через лед. С октября по апрель радиационный баланс отрицательный, с Імая по сентябрь — положительный.
Средняя температура января в центре Арктики (-40°) выше, чем на северо-востоке Азии. Летом в результате потери большого количества тепла на таяние снега и льда и на испарение температура около 0°. Погода летом преимущественно пасмурная. Осадков мало (около 100 мм в год).
48. Евразия
Климатические особенности материка определяются его огромными размерами, большой протяженностью с юга на север, от экватора до арктических широт, а также строением поверхности — наличием высоких горных барьеров на юге и востоке и широким распространением котловинного рельефа. Воздушные потоки с Атлантического и Северного Ледовитого океанов проникают далеко в глубь материка. Влияние Тихого и Индийского океанов ограничивается южными и восточными окраинами континента.
Благодаря большой протяженности с севера на юг Евразия ' расположена во всех климатических поясах северного полушария от арктического до экваториального. Наибольшие площади занимает умеренный пояс, так как именно в умеренных широтах материк наиболее вытянут с запада на восток.
В арктическом и субарктическом поясах выделяются западные районы с морским климатом: небольшими амплитудами температур за счет сравнительно теплой зимы и прохладного лета. На востоке поясов климат континентальный с очень холодной (до —40...—45 °С) зимой.
В пределах умеренного пояса климатические условия весьма разнообразны. Климат западного побережья — морской, он формируется в течение всего года под влиянием воздушных масс с Атлантического океана. Лето прохладное, зима относителенно теплая даже в северных широтах, например на побережье Скандинавского полуострова. Осадки выпадают весь год. При прохождении циклонов погода быстро меняется, летом могут быть похолодания, зимой — оттепели.
Некоторые черты морского типа климата сохраняются и восточнее, почти на всей территории Европы: неустойчивость погоды, относительно влажная зима. Однако при удалении от океана растет разница летних и зимних температур: зима становится заметно холоднее. Летом осадков больше, чем зимой. Это область переходного от морского к континентальному климата. Часто такой тип климата называется умеренно континентальным. Переходные условия характерны для Центральной и Восточной Европы.
В Сибири и Центральной Азии зима очень холодная, сухая, лето жаркое, умеренно влажное. Это область резко континентального климата.
На восточном побережье материка климат муссонный с теплым влажным летом и холодной сухой зимой.
В субтропическом поясе на равнинах весь год температуры положительные. Здесь можно выделить три климатические области. На западе — средиземноморская, где летом господствует сухой тропический воздух (жарко и безоблачно), а зимой — морской воздух умеренных широт (выпадают осадки).
В районах Переднеазиатских нагорий климат субтропический материковый с относительно' холодной (местами с температурами ниже О °С) зимой и жарким, очень сухим летом. Общее количество осадков невелико, и выпадают они в зимне-весенний период.
На востоке субтропического пояса — область муссонного климата с характерным для него режимом осадков (летний максимум).
Климатические особенности тропического пояса складываются своеобразно. На Аравийском полуострове, в Месопотамии ,на юге Иранского нагорья и в бассейне нижнего Инда господствуют в течение всего года континентальные тропические воздушные массы, очень сухие и горячие. Лето очень жаркое (среднеиюльские температуры +30...+35 °С), зима теплая (средние температуры января +18...+24 °С). Количество осадков на равнинах не превышает 200 мм, а местами — ниже 50 мм в год.
Восточнее тропический пояс выклинивается. На 10—20° с.ш. он замещается субэкваториальным поясом с муссонным климатом, который преобладает на полуостровах Индостан, Индокитай,, на большей части Индо-Гангской низменности и самом юге Китая. Южнее располагается экваториальный пояс. Он занимаетI полуостров Малакку и острова Малайского архипелага. Климат; такой же, как в Амазонской низменности и котловине Конго.
49. С. Америка
Значительная протяженность материка с севера на юг определяет большое разнообразие 'его климатов. Сравнительно небольшая протяженность с запада на восток создает условия для значительного влияния на климат материка океанов. Однако высокие горы на западе затрудняют проникновение воздушных масс с Тихого океана. Поэтому влияние западного переноса ограничивается приморскими низменностями и береговыми хребтами. Недостаточное увлажнение отдельных территорий континента связано с их изолированностью хребтами, а не с удаленностью от океана. Меридиональное расположение гор по окраинам материка и равнинность его центральной части создают условия для проникновения холодных воздушных масс далеко на юг, а теплых — на север. Сравнительно близкое положение холодного Гудзонова и теплого Мексиканского заливов усиливают обмен между резко различными по свойствам воздушными массами. Это приводит к частой смене погодных условий. Меридиональная циркуляция воздушных масс-— характерная черта климата Север-нон Америки.
Климат прибрежных территорий испытывает влияние океанических течений. Хож>дные Лабрадорское и Калифорнийское течения в летнее крема способствуют понижению температуры воздуха и резко снижают количество осадков. Теплые течения (см. карту), наоборот, отдают накопленное тепло, повышают температуру зимних месяцев, увеличивают количество осадков близ побережий.
Зимой большая часть континента покрывается снегом, что способствует отражению части солнечной радиации, понижает температуру воздуха.
В летнее время на всем материке устанавливается положительная температура воздуха от +5° на севере до +30 °С на юге. Исключение составляют некоторые острова Канадского Арктического архипелага и Гренландии, где летом температуры отрицательные. Зимой отрицательные температуры устанавливаются в северной половине материка, особенно суровы зимы к северу от '' 50° слл. На большей части континента выпадает достаточное количество осадков. Наиболее влажные районы — северо-западное и западное побережья Каналы (до 3000 мм), а также юго-восточная и южная части материка — от 1500 до' 2000 мм. Мало осадков выпадает на юго-западе, севере материка и в межгорных котловинах Кордильер.
В Северной Америке представлены все типы климата, кроме _; экваториального. Северное побережье и большая часть прилегающих к нему островов расположены в арктическом к/шматич ском поясе. Здесь господствует долгая суровая зима, сменяющаяся коротким холодным летом с отрицательными и близкими к нулю суточными температурами. Лишь иногда в летнее время днем температура поднимается до +5 °С. В восточной части пояса выпадает 300—400 мм, в западной — 50—100 мм осадков. Значительная часть территории пояса подвержена современному оледенению.
Территория между полярным кругом и примерно широтой 60° на западе и 55° на востоке лежит в субарктическом поясе. На полуострове Лабрадор этот пояс простирается на юг дальше, чем в Евразии, что объясняется влиянием холодных северо-восточных ветров с ледников Гренландии и Лабрадорского течения. Средние температуры января в этом поясе —25...—30 °С, июля +5...—+7 °С, осадки уменьшаются с востока на запад от 600 до 300 мм.
Значительная часть материка лежит в умеренном климатическом поясе, в котором выделяются три климатические области. Область морского климата занимают побережье Тихого океана и западные склоны Кордильер. В течение всего года здесь господствуют западные ветры, приносящие с океана много осадков -- до 2000— 3000 мм, а на наветренных склонах до 4000 мм. Средняя температура января положительная от 0° на севере до +4 °С на юге, июля + 12...+16°С. Область континентального климата находится в центральных частях пояса, где теплое лето (от +18 на севере до +24 °С на юге) и холодная зима: от —20° на севере до —6 °С на юге. Осадков выпадает от 400—500 мм в западной части области до 800 мм на востоке. Характерны частые смены . погоды, нередко возникают атмосферные фронты, сопровождаемые зимой снежными бурями, а летом — ливнями.
На Атлантическом побережье в умеренном поясе климат приобретает черты морского. Относительно холодная и снежная зима (от —22...—15° на севере до —2 °С на юге) сменяется нежарким влажным летом (+16...+20 °С). Количество осадков возрастает по сравнению с областью континентального климата; их выпадает 1000—1500 мм в зависимости от удаленности от океана и рельефа.
Климаты субтропического пояса, который занимает южную часть материка — от 40° с.ш. до побережья Мексиканского залива — также различны. В восточной части пояса, как и в аналогичных условиях южных материков, климат характеризуется жарким влажным летом и теплой, относительно влажной ли мой. На западе пояса климат субтропический средиземноморский с теплой (+6...+8 °С) влажной зимой (400—450 мм) и сухим нежарким для этих широт летом (около +20 °С) из-за влияния холодного Калифорнийского течения. В центральной части пояса в пределах Миссисипской низменности климат равномерное влажный, с осадками, которые приносят ветры с Атлантического океана, а летом и с Мексиканского залива. Зима теплая (+5...+10 °С), но случаются понижения температуры до 0° при вторжении холодных воздушных масс с севера.
В тропическом климатическом поясе круглый год жарко. На восточном побережье материка и на островах много осадков, которые приносят ветры с Атлантического океана. Особенно много влаги выпадает летом на наветренных склонах гор. На полуострове Калифорния климат тропический сухой с туманами и росами.
Южная, самая узкая, часть материка лежит в субэкваториальном поясе. Здесь весь год высокие температуры воздуха (выше +25 °С) и много осадков (1500—2000 мм), количество которых увеличивается на западных склонах гор из-за экваториальных муссонов, приходящих с Тихого океана.
50. Южная Америка
Южная Америка — самый влажный материк Земли. Климаты материка более разнообразны, чем в Африке и Австралии. В Южной Америке не так жарко, здесь нет таких обширных сухих территорий, как в Африке и Австралии. На этом континенте хорошо выражена высотная климатическая поясность в горах.
Материк находится в шести климатических поясах: от субэкваториального северного полушария, до умеренного — южного полушария.
В экваториальном климатическом поясе расположены большая часть Амазонской низменности и северо-западное побережье • материка. Средняя температура воздуха весь год около +25°С, выпадают обильные осадки (от 1500 до 3500 мм и более).
К северу и югу от экваториального пояса лежат субэкваториальные пояса. Летом в период господства экваториальных воздушных масс выпадает много осадков (от 1000 до 2000 мм и более), средние температуры в этот сезон более +25 °С. Зимний сухой сезон наступает с приходом континентального тропического воздуха, дожди не выпадают по нескольку месяцев. Температура воздуха в этот сезон около +20°, в конце сухого сезона повышается до +28 °С.
В тропическом поясе восточная часть материка находится под влиянием пассатов. Они приносят много влаги с Атлантического океана на побережье и на наветренные склоны Бразильского нагорья. Здесь большую часть года погода влажная и жаркая: 'температура января +25°, июля +17°...19°С, осадков выпадает около 2000 мм.
С продвижением к центру материка в тропическом поясе количество осадков уменьшается (от 1000 до 500 мм), продолжительность сухого зимнего периода увеличивается. На внутренних тропических равнинах формируется переходный сезонно-влажный климат.
Побережье Тихого океана и западные склоны Анд в тропическом поясе между 5 и 30° ю.ш. находятся под влиянием холодного Перуанского течения, воды которого, охлаждая воздух, препятствуют развитию конвекции и выпадению осадков. Как и на западных берегах тропической Африки, здесь постоянны туманы, образуется роса — единственный источник влага. Осадков выпадает менее 25 мм, а над пустыней Атакама годами не выпадает ни капли дождя. Это одно из самых засушливых мест в мире. В береговой полосе тропического пояса температуры для этих широт низкие — летом +20, зимой +13 °С.
Территория, расположенная в субтропическом поясе, занимает пространство примерно между 30 и 40° ю.ш. На востоке пояса климат влажный субтропический (температура января +25, июля +10...15°С, осадки — 2000—1000 мм). С продвижением в глубь материка он становится относительно сухим (500—300 мм). На побережье Тихого океана климат субтропический средиземноморского типа с сухим жарким (+17...+20 °С) летом и теплой (+8...+10°С) влажной зимой. Западные ветры зимой приносят с океана обильные осадки, преобладает пасмурная, дождливая погода.
В умеренном поясе на юге материка климат особенно контрастен. На западном побережье он морской умеренный с мягкой теплой зимой (+4...+5°С), с пасмурной и ветреной погодой и влажным прохладным летим с частыми дождями при температуре воздуха до +15°С. Осадков выпадает 2000—3000 мм и более.
В восточной части пояса климат умеренно континентальный с небольшим количеством осадков (до 300 мм). Зима прохладная (0°), однако бывают морозы, выпадает снег, который быстро тает. Лето сухое и достаточно теплое (+15...+20 °С). Иногда летом случаются снежные метели — дыхание близкой Антарктиды.
В Андах хорошо выражена высотная климатическая поясность. В нижнем поясе гор климат не отличается от климата окружающих равнин. При подъеме в горы изменяется температура и режим осадков. Особенно суров климат Анд в тропическом поясе на высоких центральных плоскогорьях, окруженных хребтами, где воздух исключительно чистый и сухой. Осадки даже летом выпадают в основном в виде снега и их очень мало. Здесь расположены самые сухие и бесплодные высокогорья в мире.
51. Африка
Почти вся Африка расположена в низких широтах. Большая часть материка лежит между двумя тропиками. Два раза в году Солнце в этих районах в полдень стоит в зените, а его самое низкое полуденное положение примерно такое же, как в Москве в день летнего солнцестояния. Средние температуры воздуха в летние месяцы почти везде выше 20 °С, а местами достигают 35—36 °С. Зимой даже в самых «прохладных» крайних южных и северных районах среднемесячные температуры на равнинах не опускаются ниже 8 °С.
В центральных частях материка воздух равномерно прогревается в течение всего года. Колебания температур по сезонам четко проявляются лишь в тропических и особенно в субтропически*: широтах. Климаты различаются главным образом по количеству и режиму выпадения осадков. Наибольшее их количество приходится на приэкваториальные районы: бассейн реки Конго (Заир) и побережье Гвинейского залива — 2000—3000 мм в год, а на наветренных склонах гор еще больше — до 9000 мм. Севернее П—20° с.ш. годовой слой осадков менее 300 мм.
4.Метеостанции. Организация метеонаблюдений. Основные приборы для наблюдения
Крупным этапом в истории развития климатологии являлось возникновение центральных метеорологических учреждений, в обязанность которых входила организация сети метеорологических станций, снабжение их приборами и инструкциями для наблюдений, сбор, контроль и опубликование материалов этих наблюдении. В России в самом начале XIX в. передовые ученые пришли к мысли о необходимости организации центрального метеорологического учреждения. В 1810г. основатель Харьковского университета В. Н. Каразин изложил в докладе Московскому обществу любителей естество знания идею о необходимости централизованного руководства сетью метеорологических станций и научной обработки их наблюдений а в 1818г. предложил план организации Государственного метеорологического комитета, в который должны были поступать и там обрабатываться результаты наблюдений ряда метеорологических станций, находящихся в разных частях страны. Введение картографического метода в климатологию имело громадное значение, так как с его помощью могли быть выявлены основные закономерности в распределении метеорологических элементов. Так, например, карты распределения температуры и давления дали четкие указания о местоположении устойчивых областей повышенного и пониженного давления и выявили влияние распределения на земном шаре воды и суши на температуру и давление воздуха, зависимость температуры от высоты над уровнем моря и т. п. Следует также отметить исследования Северного Ледовитого океана А. Э. Норденшельдом и плодотворную идею ледового дрейфа, осуществленную Ф. Нансеном, а также Р. Амундсеном.Одной из первых работ по климатологии России является работа профессора физики Московского университета М. Ф. Спасского „О климате Москвы", опубликованная в 1847 г. Большое значение имел труд К. С. Веселовского «О климате России», выпущенный в свет в 1857 г. Это было первое климатологическое описание России. Огромную роль в развитии климатологии в России сыграла главная физическая (теперь геофизическая) обсерватория, основанная в Петербурге в 1849 г. Под ее руководством была создана широкая сеть метеорологических станций. Русская сеть метеорологических станций по качеству проводимых ею работ состояла на очень высоком научном уровне, по ее образцу строились сети станций в других странах. Данные многолетних наблюдений метеорологических станций, обработанные в обсерватории, впоследствии легли в основу многих климатологических трудов как по изучению отдельных элементов (температуры, осадков, облачности, ветров и т. д.), так и по общему описанию климатов России и СССР.Основоположником климатологии в России был гениальный географ и климатолог Александр Иванович Воейков (1842-- 1916 гг.). Он написал огромное количество работ по самым разнообразным вопросам климатологии. Неутомимая деятельность И. Воейкова прославила русскую климатологию. Его работы определяли уровень мировой науки о климате. Ценность работ Войкова заключается прежде всего в том,то в них все явления, происходящие в атмосфере, рассматривались в неразрывной связи с географической средой, впервые была раскрыта сущность процессов, создающих климат. Метеорологические приборы предназначены как для непосредственных срочных измерений (термометр или барометр для измерения температуры или давления), так и для непрерывной регистрации тех же элементов во времени, как правило, в виде графика или кривой (термограф, барограф). Термометры. Жидкостные стеклянные термометры. В метеорологических термометрах чаще всего используется способность жидкости, заключенной в стеклянную колбочку, к расширению и сжатию. Выбор жидкости для термометра зависит в основном от диапазона измеряемых температур. Ртуть используется для измерения температур выше -39° С - точки ее замерзания. Для более низких температур применяются жидкие органические соединения, например этиловый спирт. Минимальный термометр предназначен для определения самой низкой температуры за данные сутки. Для этих целей обычно используется стеклянный спиртовой термометр. Максимальный термометр используется для определения самой высокой температуры за данные сутки. Обычно это стеклянный ртутный термометр,похожий на медицинский. В стеклянной трубке вблизи резервуара имеется сужение. Биметаллический термометр состоит из двух тонких лент металла, например медной и железной, которые при нагревании расширяются в разной степени. Примерами биметаллическихтермометров являются комнатные термометры с круглым циферблатом. Электрические термометры. К таким термометрам относится устройство с полупроводниковым термоэлементом - терморезистор, или термистор.Барометры. Ртутный барометр - это стеклянная трубка длиной ок. 90 см, заполненная ртутью, запаянная с одного конца и опрокинутая в чашку со ртутью. Барометр-анероид состоит из запаянной коробки, из которой частично откачан воздух. Одна ее поверхность представляет собой эластичную мембрану.Если атмосферное давление увеличивается, мембрана прогибается внутрь, если уменьшается - выгибается наружу. Приборы для измерения влажности. Психрометр состоит из двух расположенных рядом термометров: сухого, измеряющего температуру воздуха, исмоченного, резервуар которого обернут тканью (батистом), увлажненной дистиллированной водой. Шкала Бофорта. Скорость ветра оценивается визуально по его воздействию на окружающие наблюдателя предметы. В 1805 Фрэнсис Бофорт, морякбританского флота, для характеристики силы ветра на море разработал 12-балльную шкалу. В 1955, чтобы различать ураганные ветры разной силы, шкала была расширена до 17 баллов. Приборы для измерения осадков. Атмосферные осадки состоят из частиц воды,которые поступают из атмосферы на земную поверхность.В стандартных незаписывающих осадкомерах приемная воронка вставлена в измерительный цилиндр. Записывающие осадкомеры – плювиографы –автоматически взвешивают собранную воду.
5. Атмосфера. Ее состав, строение и граница
Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, в которой находятся во взвешенном состоянии жидкие и твердые частички. Общая масса последних незначительна в сравнении со всей массой атмосферы. Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, является влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, т.е. вода в газообразном состоянии. Содержание водяного пара в воздухе меняется в значительных пределах, в отличие от других составных частей воздуха: у земной поверхности оно колеблется между сотыми долями процента и несколькими процентами. Это объясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар может переходить в жидкое и твердое состояние и, наоборот, может поступать в атмосферу заново вследствие испарения с земной поверхности. Воздух без водяного пара называют сухим воздухом. У земной поверхности сухой воздух на 99% состоит из азота (78% по объему или 76% по массе) и кислорода (21% по объему или 23% по массе). Оба эти газа входят в состав воздуха у земной поверхности в виде двухатомных молекул (N2 и О2).Оставшийся 1 % приходится почти целиком на аргон (Аr). Всего 0,08% остается на углекислый газ (СО2). Многочисленные другие газы входят в состав воздуха в тысячных, миллионных и еще меньших долях процента. Это криптон, ксенон, неон, гелий, водород, озон, йод, радон, метан, аммиак, перекись водорода, закись азота и др.Процентный состав сухого воздуха у земной поверхности очень постоянен и практически одинаков повсюду. Существенно меняться может только содержание углекислого газа. В результате процессов дыхания и горения его объемное содержание в воздухе закрытых, плохо вентилируемых помещений, а также промышленных центров может возрастать в несколько раз — до 0,1—0,2%. Совершенно незначительно меняется процентное содержание азота и кислорода. Процентное содержание водяного пара во влажном воздухе у земной поверхности составляет в среднем от 0,2% в полярных широтах до 2,5% у экватора, а в отдельных случаях колеблется почти от нуля до 4. Часть молекул атмосферных газов и частиц атмосферного аэрозоля — капелек, пылинок, кристаллов — несет электрические заряды. Эти заряженные частички называются ионами.
Молекулы воздуха заряжаются вследствие потери электрона или присоединения свободного электрона. К заряженной молекуле присоединяются другие молекулы, в которых происходит путем индукции разделение зарядов. Так возникает электрически заряженный комплекс молекул, называемый легким ионом. Заряженные молекулы могут также присоединяться к ядрам конденсации или пылинкам, взвешенным в воздухе, вследствие чего возникают более крупные тяжелые ионы с массами в тысячи раз большими, чем у легких ионов.
.Капельки и кристаллы облаков и осадков, возникая на ионах как на ядрах конденсации, присоединяя их в дальнейшем, а также, получая электрические заряды другими способами, также могут стать носителями электрических зарядов. Заряды капелек и кристаллов гораздо больше, чем заряды ионов: они могут достигать многих миллионов элементарных зарядов (зарядов электрона). Кроме того, значительная часть ионов в высоких слоях представляет собой свободные электроны. Содержание ионов здесь измеряется сотнями тысяч и миллионами на один кубический сантиметр воздуха. Так же как и незаряженные частички, ионы в атмосфере постоянно перемещаются. Именно благодаря этому атмосфера обладает электропроводностью, в нижних слоях малой, в высших — значительной., в воздух местами могут проникать другие газы, особенно соединения, возникающие при сгорании топлива (окислы серы, углерода, фосфора и др.). Наиболее заражается такими примесями воздух больших городов и промышленных районов.В состав атмосферы входят также твердые и жидкие частички, взвешенные в атмосферном воздухе. Кроме водяных капелек и кристаллов, возникающих в атмосфере при конденсации водяного пара, это пыль почвенного и органического происхождения; твердые частички дыма, сажи, пепла и капельки кислот, попадающие в воздух при лесных пожарах, при сжигании топлива, при вулканических извержениях; частички морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды во время волнения (обычно, в силу своей гигроскопичности, это не твердые частички, а мельчайшие капельки насыщенного раствора соли в воде); микроорганизмы (бактерии); пыльца, споры; наконец, космическая пыль, попадающая в атмосферу (около миллиона тонн в год) из межпланетного пространства, а также возникающая при сгорании метеоров в атмосфере. Особое место среди атмосферных примесей занимают продукты искусственного радиоактивного распада, заражающие воздух при испытательных взрывах атомных и термоядерных бомб. Аэрозольные примеси к воздуху могут легко переноситься воздушными течениями на большие расстояния. Песчаная пыль, попадающая в воздух над пустынями Африки и Передней Азии, неоднократно выпадала в больших количествах на территории Южной и Средней Европы. Дым лесных пожаров в Канаде переносился сильными воздушными течениями на высотах 8-13 км через Атлантику к берегам Европы, еще сохраняя достаточную концентрацию. Дым и пепел больших вулканических извержений неоднократно распространялись в высоких слоях атмосферы на огромные расстояния, окутывая весь Земной шар
Электрическое поле атмосферы
Итак, в атмосфере всегда существуют подвижные электрические заряды, связанные с ионами, а также с элементами облаков и осадков. Заряды эти — обоих знаков, причем преобладают положительные, так что суммарный заряд атмосферы — положительный. При этом с высотой он растет. В результате атмосфера обладает электростатическим полем, в каждой точке которого есть то или иное значение потенциала. Это значит, что электрический заряд, помещенный в любой точке атмосферы, будет испытывать силу, действующую на него в направлении, нормальном к поверхности равного потенциала, проходящей через эту точку. Эту силу на единицу положительного электрического заряда называют напряженностью атмосферно-электрического поля. Она направлена в отсутствии облаков сверху вниз и измеряется изменением потенциала поля на единицу расстояния, т. е. в вольтах на метр (в/м).В приземном слое атмосферы напряженность поля, в среднем для всего Земного шара, около 100 в/м.. В промышленных районах с сильно загрязненным воздухом она значительно больше. В общем, перенос электричества (ток проводимости) должен происходить от положительно заряженной атмосферы к отрицательно заряженной земной поверхности. Несмотря на это, отрицательный заряд земной поверхности с течением времени не убывает. Причина состоит, по-видимому, в грозах.Напряженность поля между облаком и землей может даже изменить свое направление, т. е. получить направление вверх. В связи с указанными огромными разностями потенциалов в атмосфере возникают искровые электрические разряды, молнии, как в облаках, так и между облаками и землей. При напряженности поля, направленной вверх, молнии могут переносить к земной поверхности очень большие отрицательные заряды, которые и компенсируют потерю отрицательного заряда земной поверхностью в спокойную погоду.
6. Взаимодействие атмосферы с другими геосферами
Тропосфера
Атмосфера состоит из нескольких концентрических слоев, отличающихся один от другого по температурным и иным условиям. Нижняя часть атмосферы, до высоты 10-15 км, в которой сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, носит название тропосферы. Для нее характерно, что температура здесь с высотой падает в среднем на 0,6°/100 м (в отдельных случаях распределение температуры по вертикали варьирует в широких пределах). В тропосфере содержится почти весь водяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной поверхности, а также в так называемых струйных течениях в верхней части тропосферы.
Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна под разными широтами и в разные сезоны года. В среднем годовом тропосфера простирается над полюсами до высоты около 9 км, над умеренными широтами до 10—12 км и над экватором до 15—17 км. Средняя годовая температура воздуха у земной поверхности около +26° на экваторе и около —23° на северном полюсе. На верхней границе тропосферы над экватором средняя температура около —70°, над северным полюсом зимой около —65°, а летом около —45°.
Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответственно ее высоте в 5—8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха находится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропосфере, имеют непосредственное и решающее значение для погоды и климата у земной поверхности.
Самый нижний, тонкий слой тропосферы, в несколько метров (или десятков метров) высотой, непосредственно примыкающий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности физические процессы в этом слое отличаются известным своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток: в этом слое температура особенно сильно падает с высотой днем и часто растет с высотой ночью.
Слой от земной поверхности до высоты порядка 1000 м носит название слоя трения. В этом слое скорость ветра ослаблена в сравнении с вышележащими слоями; ослаблена тем больше, чем ближе к земной поверхности. Подробнее об этих слоях будет сказано в дальнейшем.
Стратосфера и мезосфера
Над тропосферой до высоты 50—55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем, что температура в ней в среднем растет с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой (толщиной 1—2 км) носит название тропопаузы.
Выше были приведены данные о температуре на верхней границе тропосферы. Эти температуры характерны и для нижней стратосферы. Таким образом, температура воздуха в нижней стратосфере над экватором всегда очень низкая; притом летом много ниже, чем над полюсом.
Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но, начиная с высоты около 25 км, температура в стратосфере быстро растет с высотой (рис. 7), достигая на высоте около 50 км максимальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.
Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на высотах 20—25 км наблюдаются иногда в высоких широтах очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капелек. Стратосфера характеризуется еще тем, что преимущественно в ней содержится атмосферный озон, о чем было сказано выше (параграф 5). С этой точки зрения она может быть названа озоносферой. Рост температуры с высотой в стратосфере объясняется именно поглощением солнечной радиации озоном.
Над стратосферой лежит слой мезосферы, примерно до 80 км. Здесь температура с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля (рис. 2.7). Вследствие быстрого падения температуры с высотой в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75—90 км), наблюдаются еще особого рода облака, также освещаемые солнцем в ночные часы, так называемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, заключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На вышележащие слои приходится ничтожное количество воздуха. Ионосфера
Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характеризуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосфера, простирающаяся от мезосферы до высот порядка тысячи километров, и лежащая над нею внешняя часть — экзосфера, переходящая в земную корону.
Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. Мы уже указывали в параграфе 13, что на высотах 300—750 км его средняя плотность порядка 10-8—10-10 г/м3. Но и при такой малой плотности каждый кубический сантиметр воздуха на высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда (109) молекул или атомов, а на высоте 600 км — свыше 10 миллионов (107). Это на несколько порядков больше, чем содержание газов в межпланетном пространстве.
Ионосфера, как говорит само название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха. Как уже говорилось в параграфе 8, содержание ионов здесь во много раз больше, чем в нижележащих слоях, несмотря на сильную общую разреженность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны. Их содержание на высотах 100-400 км — порядка 1015—106 на кубический сантиметр.В ионосфере выделяется несколько слоев, или областей, с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100— 120 км (слой Е) и 200—400 км (слой F). Но и в промежутках между этими слоями степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Спорадические скопления электронов с особенно большой концентрацией носят название электронных облаков.
От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в общем в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Радиоволны испытывают в ионосфере поглощение, преломление и отражение. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются уже электронными слоями небольшой концентрации в нижней части ионосферы (на высотах 70— 80 км). Средние и короткие волны отражаются вышележащими ионосферными слоями.Именно вследствие отражения от ионосферы возможна дальняя связь на коротких волнах. Многократное отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, огибая поверхность Земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространения радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдения над распространением радиоволн как раз являются средством для такого исследования.В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по~ природе свечение ночного неба — постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля — ионосферные магнитные бури.Ионизация в ионосфере обязана своим существованием действию ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению заряженных атомов и свободных электронов, о чем говорилось выше. Колебания магнитного поля в ионосфере и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности (см. главу первую, параграф 6). С изменениями солнечной активности связаны изменения в потоке корпускулярной радиации, идущей от Солнца в земную атмосферу. А именно корпускулярная радиация имеет основное значение для указанных ионосферных явлений.Температура в ионосфере растет с высотой до очень больших значений. На высотах около 800 км она достигает 1000°.
Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов движутся там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собственного излучения в окружающее пространство.
Экзосфера
Атмосферные слои выше 800—1000 км выделяются под названием экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движения частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью будет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, «ускользать», рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.
Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водорода, который является господствующим газом в наиболее высоких слоях экзосферы.Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000—3000 км. Но из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли так называемую земную корону, простирающуюся более чем до 20 000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр здесь приходится в среднем всего около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентрация частиц (преимущественно протонов и электронов) по крайней мере в десять раз меньше.С помощью спутников и геофизических ракет установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, начинающегося на высоте нескольких сотен километров и простирающегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц — протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и движущихся с очень большими скоростями. Их энергия — порядка сотен тысяч электрон-вольт. Радиационный пояс постоянно теряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации.
7. Солнце и солнечная радиация. Лучистая энергия Солнца, солнечный ветер
Электромагнитная радиация, в дальнейшем называемая здесь просто радиацией или излучением, есть форма материи, отличная от вещества. Частным случаем ее является видимый свет; но к ней относятся также и невоспринимаемые глазом гамма-лучи, рентгеновы, ультрафиолетовые, инфракрасные лучи, радиоволны.
Радиация распространяется по всем направлениям от источника радиации, излучателя, в виде электромагнитных волн со скоростью, очень близкой к 300 000 км/сек. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, т. е. периодические изменения, электрических и магнитных сил; они вызываются движением электрических зарядов в излучателе.
Длины волн радиации измеряют с большой точностью, и потому удобно выражать их в единицах значительно меньших, чем микрон. Это миллимикрон (ммк) — тысячная доля микрона и ангстрем (А) — десятитысячная доля микрона. Например, длину волны 0,5937 мк можно еще написать: 593,7 ммк или 5937 А. Но в этой книге мы будем приводить длины волн преимущественно в микронах.
В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мк. Она включает, кроме видимого света, еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является такой коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120 мк.
К температурной радиации относятся известные из физики законы излучения Кирхгофа, Стефана—Больцмана, Планка, Вина. В частности, в соответствии с законом Стефана—Больцмана энергия излучаемой радиации растет пропорционально четвертой степени абсолютной температуры излучателя. Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиацию в большем количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их температуре. Таким образом, возможно, например, излучение видимого света при таких низких температурах, при которых вещество обычно не светится. Эта радиация, не подчиняющаяся законам температурного излучения, называется люминесценцией.
Термином радиация называют также явление совсем другого рода, именно — корпускулярную радиацию, т. е. потоки электрически заряженных элементарных частиц вещества, преимущественно протонов и электронов, движущихся со скоростями в сотни километров в секунду, хотя и большими, но все-таки очень далекими от скорости света. Лучистая энергия Солнца является основным, а практически единственным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и от Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией. Также ничтожно мал и поток тепла, направленный к земной поверхности и в атмосферу из глубин Земли.
Лучистая энергия Солнца превращается в тепло отчасти в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности. Она идет здесь на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от их и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь сами излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая эту радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются Опыт показывает, что средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. За историческое время в этих весьма ограниченных изменениях, по-видимому, не было никакой определенной направленности; были лишь колебания около средних значений. Таким образом, если рассматривать Землю за более или менее длительные многолетние промежутки времени, то можно сказать, что она находится в тепловом равновесии: приход тепла уравновешивается его потерей. Но так как Земля (с атмосферой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то можно заключить, что она находится и в лучистом равновесии: приток радиации к ней уравновешивается отдачей радиации в мировое пространство.Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от солнечного диска, называют прямой солнечной радиацией, в отличие от радиации, рассеянной в атмосфере. Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой вышележащий уровень в атмосфере характеризуется интенсивностью радиации Интенсивность солнечной радиации перед вступлением ее в атмосферу (обычно говорят: «на верхней границе атмосферы» или «в отсутствии атмосферы») называют солнечной На освещенное полушарие Земли на верхней границе атмосферы за одну минуту падает количество солнечной энергии, равное произведению солнечной постоянной на площадь большого круга Земли, выраженную в квадратных сантиметрах. При среднем радиусе Земли 6371 км эта площадь равна 12,75∙1017 см2, а приходящая на нее за одну минуту лучистая энергия равна 25∙1017 кал. За год Земля получает 1,37∙1024 кал. постоянной.
8. Основные хар-тики солн. радиации
Электромагнитн. радиация Солнца или излучение – форма материи, отличная от вещ-ва. Частным случаем ее явл. видимый свет. К ней относится и невидимые глазом гамма-лучи, рентгеновское, ультрафиолетовое, инфракрасное излучение и радиоволны.
Радиация распр-ся по всем направлениям от источника излучения со скоростью =300 тыс. км/с.
Электромагнитн. излучение Солнца – основной источник энергии для географич. процессов, происходящих в атмосфере. Длина волны измеряется в микронах или в амстремах.
Состав солн. радиации:
1) Видимый свет – 46% от общего излучения. Длина волны – 0,4-0,75 мк( от красного до фиолетового)
2)Инфракрасный .Длина волны >0,75 мк (тепловая радиация)
3)Ультрафиолет-7%. Длина волны - <0,4 мк.
В метеорологии выделяют:
1)коротковолновая радиация (0,1-4 мк) – видимый свет + близкие по длине волны
2)длинноволновая радиация земной поверхности и атмосферы (4-120 мк)
Интенсивность солн. радиации (I₀) – кол-во лучистой энергии, поступающей за единицу времени =1 минуте на единицу площади 1 см², измеряется в калориях. (Калл/см² в минуту)
Интенсивность солн. радиации перед вступлением в атмосферу наз-ся солнечной постоянной. Она определяется по международному соглашению 1956г. в 1,98 калл/см² в минуту.
Угол падения (h) солнечных лучей бывает равен 90⁰ между южным и северным тропиком, где солнце бывает в зените. Солн. лучи падают на земную поверхность под некоторым углом. Интенсивность солн. радиации (I₁₎ зависит от угла падения солн. лучей:
I₁=I₀ sinh;
I₁ –интенсивность солн. радиации под углом h
I₀ - интенсивность солн. радиации при отвесном падении.
I₁=I_0, при h=90⁰.
9. Потоки солнечной радиации в атмосфере: рассеянная, отраженная, суммарная
Солнечная радиация проходя через атмосферу претерпевает количественные и качественные изменения.25% солнеч.радиации рассеивается газами и примесями атмосферы. Примеси: капельно-жидкие, твердые.
Частично поглощаясь примесями, парами и переходит в др.виды энергии: тепловую, механическую и тд. Следовательно, интенсивность радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется, так как лучи с разными длинами по разному поглощается и рассеивается в атмосфере. Часть радиации приходит к земной поверхности от солнечного диска, называется прямой солнечной радиацией.
Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху и переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы.
Кроме поглощения, прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.
Рассеянием называется частичное преобразование радиации, имеющей определенное направление распространения (а такой именно и является прямая солнечная радиация, распространяющаяся в виде параллельных лучей), в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т. е. в среде, где показатель преломления меняется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частички жидких и твердых примесей — капельки, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Таким образом, встречаясь с молекулами и посторонними частичками в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от рассеивающих частичек таким образом, как если бы они сами были источниками радиации.
Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации (²/₃ ее) также приходит к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации.
Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Поэтому приходится измерять ее приток на горизонтальную поверхность. Интенсивностью рассеянной радиации мы будем называть ее приток в калориях на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности в минуту.
Во-вторых, рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу. Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. Соотношение энергии лучей разных длин волн в рассеянной радиации изменено в пользу более коротковолновых лучей. При этом, чем меньше размеры рассеивающих частичек, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми.

10. Альбедо и его зависимость от факторов подстилающей поверхности
Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем, тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.
Итак, из общего потока суммарной радиации Isinh+i отражается от земной поверхности часть его (Isinh + i)А, где А — альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (Isinh + i) (1- А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.
Альбедо поверхности почвы в общем заключается в пределах 10-30%; в случае влажного чернозема оно снижается до 5%, а в случае сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова — леса, луга, поля — заключается в пределах 10—25%. Для свежевыпавшего снега альбедо 80—90%, для давно лежащего снега — около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов при высоком солнце до 70% при низком солнце; оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей 5—10%. В среднем альбедо поверхности мирового океана 5—20%. Альбедо верхней поверхности облаков — от нескольких процентов до 70—80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова; в среднем же оно 50-60%. Приведенные числа относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но во всем ее спектре. Кроме того, фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться по величине от альбедо для всего потока радиации.
Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть рассеянной радиации, около одной трети ее. Отношение этой уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающему в атмосферу, носит название планетарного альбедо Земли или просто альбедо Земли.
Планетарное альбедо Земли оценивается в 35-40%; по-видимому, оно ближе к 35%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.

 

11. Явления, связанные с рассеянием радиации

Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере — в черно-фиолетовый.
Чем больше в воздухе помутняющих примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света. Солнечный диск кажется тем желтее, чем ближе он к горизонту, т. е. чем длиннее путь лучей через атмосферу и чем больше рассеяние.
Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обусловливает рассеянный свет в дневное время. В отсутствии атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней.
После захода солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности рассеянную радиацию с постепенно убывающей интенсивностью - сумерки. Причиной его является освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы.
Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдет под горизонт на 18°; к этому моменту становится настолько темно, что различимы самые слабые звезды. Утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая, часть вечерних или последняя часть утренних астрономических сумерек, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8°, носит название гражданских сумерек.
Продолжительность астрономических сумерек меняется в зависимости от широты и от времени года. В средних широтах она от полутора до двух часов, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа.
В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18°, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами.
Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне солнца. Эти изменения начинаются еще до захода или продолжаются после восхода солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный и желтый; но интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари меняются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.
В части небосвода, противоположной солнцу, наблюдаются явления противозари, также со сменой цветовых тонов, с преобладанием пурпурных и пурпурно-фиолетовых. После захода солнца в этой части небосвода появляется тень Земли: все более растущий в высоту и в стороны серовато-голубой сегмент.
Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.
12. Радиационный баланс земной поверхности
Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности. Другое ее название — остаточная радиация.
Радиационный баланс переходит от ночных, отрицательных значений к дневным, положительным после восхода солнца при высоте его 10—15°. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте солнца около 20—25°, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты солнца и убывает с ее уменьшением. В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению и потому меняется в течение ночи мало, если только условия облачности остаются одинаковыми.Средние полуденные значения радиационного баланса в Ленинграде летом при облачности менее 7/10 покрытия неба — около 0,7—0,8 кал/см2 мин. При облачности от 7/10 до полной наблюдаются и очень высокие (до 1,0 кал/см2 мин), и очень низкие (до 0,1 кал/см2 мин) значения.
13. Излучение в мировое пространство
Излучение нижних слоев атмосферы поглощается в вышележащих ее слоях. Но, по мере удаления от земной поверхности, содержание водяного пара, основного поглотителя радиации, уменьшается, и нужен все более толстый слой воздуха, чтобы поглотить излучение, поступающее от нижележащих слоев. Начиная с некоторой высоты водяного пара вообще недостаточно для того, чтобы поглотить все излучение, идущее снизу, и из этих верхних слоев часть атмосферного излучения будет уходить в мировое пространство. Подсчеты показывают, что наиболее сильно излучающие в пространство слои атмосферы лежат на высотах 6—10 км.Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, уходящее в космос, называется уходящей радиацией. Оно составляет около 65 единиц, если за 100 единиц принять приток солнечной радиации в атмосферу. Вместе с отраженной и рассеянной коротковолновой солнечной радиацией, выходящей за пределы атмосферы в количестве около 35 единиц (см. в параграфе 17 о планетарном альбедо Земли), эта уходящая радиация компенсирует приток солнечной радиации к Земле. Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиации, сколько и получает, т. е. находится в состоянии лучистого (радиационного) равновесия.
14. Географическое распределение радиационного баланса и суммарной радиации
Итак, рассмотрим распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной радиации по Земному шару. Мы видим, что оно не вполне зонально: изолинии (т. е. линии равных величин) радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по Земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.
Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 140 ккал/см2. Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в северной Африке достигают 200—220 ккал/см2. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами Амазонки и Конго, над Индонезией) они снижены до 100—120 ккал/см2. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 60—80 ккал/см2. Но затем они снова растут — мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 120—130 ккал/см2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные.
Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.
В декабре наибольшие суммы радиации, до 20— 22 ккал/см2 и даже выше, в пустынях южного полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8— 12 ккал/см2. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50-й параллели она менее 2 ккал/см2 и несколько севернее полярного круга равна нулю. В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/см2 и ниже в широтах 50—60°. Но затем она растет — до 20 ккал/см2 у берегов Антарктиды и свыше 30 ккал/см2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше, чем летом в тропиках.
В июненаивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см2, над северо-восточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см2 и выше они в Средней Азии; значительно меньше, до 14 ккал/см2, в тропических частях материков южного полушария. В облачных приэкваториальных областях они, как и в декабре, снижены до 8—12 ккал/см2. В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см2 и более в Арктическом бассейне. В зимнем южном полушарии они быстро убывают к югу, до нуля за южным полярным кругом.
Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. В какой-то части она отражается. Путем отражения теряется в общем от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря путем отражения больше.
Географическое распределение радиационного баланса
Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Поэтому вначале мы кратко рассмотрим географическое распределение эффективного излучения.
Эффективное излучение земной поверхности распределяется по Земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; но одновременно растет и встречное излучение вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.
Вблизи экватора, при большой влажности и облачности, эффективное излучение около 30 ккал/см2 в год на суше, как и на море. В направлении к высоким широтам оно растет, достигая под 60-й параллелью примерно 40—50 ккал/см2 в год над океанами. На суше оно больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 80 ккал/см2 в год.
Радиационный баланс земной поверхности за год положителен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.
Радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами. Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс равен 20—30 ккал/см2 (карта IV). Отсюда к более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды отрицателен: от —5 до —10 ккал/см2. К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см2, а между 20° с. ш. и 20° ю. ш. — свыше 100 ккал/см2. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, например, до 60 ккал/см2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличена и, стало быть, поглощенная радиация уменьшена по сравнению с другими районами под той же широтой.
В декабре (карта V)радиационный баланс отрицателен в значительной части зимнего северного полушария: нулевая изолиния проходит немного южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным и в Арктике достигает —4 ккал/см2 и ниже. Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10— 14 ккал/см2 на южном тропике, откуда убывает до 4—5 ккал/см2 в прибрежных районах Антарктиды.
В июне (карта VI)радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. Под 60—65° с. ш. он в общем больше 8 ккал/см2. С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума: 12—14 ккал/см2 и выше, а на севере Аравийского моря 16 ккал/см2 и выше. Баланс остается положительным до 40° ю. ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до 1-2 ккал/см2.В Советском Союзе годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 10 ккал/см2, а на юге — до 50 ккал/см2.
15. Тепловой баланс и тепловой режим земной поверхности и атмосферы. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов. Суточный годовой ход температуры
Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.
Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз — в почву или в воду.
Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.
Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.
В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.
Не будем касаться некоторых менее важных процессов, например затраты тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространения тепла в глубь почвы вместе с водой осадков.
В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.
Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.
Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс.
Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения и Е — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.
Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рис. 5.1).
Уравнение (1) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода.
Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.
От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода - расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.
Различия в тепловом режиме почвы и водоемов
Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.
В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве — менее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве — только на 10—20 м.
Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается. Член А в уравнении теплового баланса (1) для воды гораздо больше, чем для почвы, а член Р соответственно меньше.
Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу.
В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, притом значительно больше, чем на поверхности воды.
Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме.
В средних широтах за теплую половину года в почве накапливается 1,5—3 ккал тепла на каждый квадратный сантиметр поверхности. В холодное время почва отдает это тепло атмосфере. Величина ±1,5—3 ккал/см2 в год составляет годовой теплооборот почвы. Под влиянием снежного покрова зимой и растительного летом годовой теплооборот почвы уменьшается; например, под Ленинградом на 30%. В тропиках годовой теплооборот меньше, чем в умеренных широтах, так как там меньше годовые различия в притоке солнечной радиации.
Годовой теплооборот больших водоемов примерно в 20 раз больше по сравнению с годовым теплооборотом почвы. Балтийское море отдает воздуху в холодное время 52 ккал/см2 и столько же накапливает в теплое время года. Годовой теплооборот Черного моря ±48 ккал/см2, Женевского озера ±35 ккал/см2. В результате указанных различий температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.
Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы
Измерение температуры на поверхности почвы является методически трудной задачей, особенно при пользовании жидкостными термометрами. Результаты измерений сильно зависят от условий установки термометра, не вполне отражают действительные температурные условия на поверхности почвы и недостаточно сравнимы. Лучшие результаты можно получить с помощью электрических термометров.
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнею слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен.
Затем температура на поверхности почвы растет до 13— 14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также при увеличившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы и падает с 13—14 часов до утреннего минимума.
Суточный ход температуры на поверхности почвы изобразится на графике время — температура волнообразной кривой, более или менее напоминающей синусоиду. Высшая точка этой кривой характеризует максимум, низшая — минимум температуры (рис. 5.2).
Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Это понятно: днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже от нее нагревается воздух.
В Московской области летом на поверхности обнаженной почвы наблюдаются температуры до +55°, а в пустынях — даже до +80°.
Ночные минимумы температуры, наоборот, бывают на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как, прежде всего, почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух. Зимой в Московской области ночные температуры на поверхности (в это время покрытой снегом) могут падать ниже —50°, летом (кроме июля) — до нуля. На снежной поверхности во внутренних районах Антарктиды даже средняя месячная температура в июне около —70°, а в отдельных случаях она может падать до —90°.Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры. В Московской области в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) равна 5—10°, в летние 10—20°. В отдельные дни суточные амплитуды, конечно, могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда причин, прежде всего от облачности. В безоблачную погоду велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, суточная амплитуда велика. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и суточная амплитуда уменьшена.Сильные ночные заморозки на почве весной и осенью обычно наблюдаются при ясном небе, т. е. при большом эффективном излучении. Суточный ход температуры почвы зависит также от экспозиции склонов, т. е. от того, как ориентирован наклон данного участка земной поверхности по отношению к странам света. Ночное излучение одинаково на склонах любой ориентации; но дневное нагревание почвы, конечно, будет наибольшим на южных склонах и наименьшим на северных. Суточный ход температуры почвы зависит также от почвенного покрова, что будет выяснено дальше.
Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и с широтой растет. В северном полушарии на широте 10° она около 3°, на широте 30е около 10°, на широте 50° в среднем около 25°.
16. Изменение температуры с высотой. Инверсия температур. Заморозки
Подобно тому, как в почве или в воде нагревание и охлаждение передаются от поверхности в глубину, так и в воздухе нагревание и охлаждение передаются из нижнего слоя в более высокие слои. Следовательно, суточные колебания температуры должны наблюдаться не только у земной поверхности, но и в высоких слоях атмосферы. При этом, подобно тому как в почве и в воде суточное колебание температуры убывает и запаздывает с глубиной, в атмосфере оно должно убывать и запаздывать с высотой.
Нерадиационная передача тепла в атмосфере происходит, как и в воде, преимущественно путем турбулентной теплопроводности, т. е. при перемешивании воздуха. Но воздух более подвижен, чем вода, и турбулентная теплопроводность в нем значительно больше. В результате суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на более мощный слой, чем суточные колебания в океане.
На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры наступают на 1,5—2 часа позже. На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей 1—2°, на высоте 2—5 км 0,5—1°, а дневной максимум смещается на вечер. Над морем суточная амплитуда температуры несколько растет с высотой в нижних километрах, но все же остается малой.
Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже в верхней тропосфере и в нижней стратосфере. Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения радиации воздухом, а не влияниями земной поверхности.
В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на соответствующих высотах в свободной атмосфере, суточная амплитуда убывает с высотой медленнее. На отдельных горных вершинах, на высотах 3000 м и больше, суточная амплитуда еще может равняться 3—4°. На высоких обширных плато суточная амплитуда температуры воздуха того же порядка, что и в низинах: поглощенная радиация и эффективное излучение здесь велики, так же как и поверхность соприкосновения воздуха с почвой. Суточная амплитуда температуры воздуха на станции Мургаб на Памире в среднем годовом 15,5°, тогда как в Ташкенте 12°.
Инверсии температуры
В предыдущих параграфах мы неоднократно упоминали об инверсиях температуры. Теперь остановимся на них несколько подробнее, поскольку с ними связаны важные особенности в состоянии атмосферы.
Падение температуры с высотой можно считать нормальным положением вещей для тропосферы, а инверсии температуры — отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере — частое, почти повседневное явление. Но они захватывают воздушные слои достаточно тонкие в сравнении со всей толщей тропосферы.
Инверсию температуры можно характеризовать высотой, на которой она наблюдается, толщиной слоя, в котором имеется повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя — скачком температуры. В качестве переходного случая между нормальным падением температуры с высотой и инверсией наблюдается еще явление вертикальной изотермии, когда температура в некотором слое с высотой не меняется.
По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.
Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко и не так значительны. У подстилающей поверхности температура самая низкая; с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Затем инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой.
Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью (рис.5.20). Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере; однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км (если не говорить об инверсиях на тропопаузе, собственно уже не тропосферных). Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной — от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1° и меньше до 10—15° и больше.
Заморозки
Важное в практическом отношении явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно.
Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже в то время, когда средние суточные температуры уже держатся выше нуля, т. е. весной и осенью.
Весенние и осенние заморозки могут иметь самые неблагоприятные последствия для садовых и огородных культур. При этом необязательно, чтобы температура опускалась ниже нуля в метеорологической будке. Здесь, на высоте 2 м, она может остаться несколько выше нуля; но в самом нижнем, при почвенном слое воздуха она в это же время падает до нуля и ниже, и огородные или ягодные культуры повреждаются. Бывает и так, что температура воздуха даже и на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве и также может погубить молодые растения.
Заморозки чаще всего бывают, когда в данный район приходит достаточно холодная воздушная масса, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха падает в суточном ходе ниже нуля, т. е. наблюдается заморозок.
Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов.
Сильное ночное охлаждение воздуха у земной поверхности приводит к тому, что с высотой температура повышается. Другими словами, при заморозке имеет место приземная инверсия температуры.
Заморозки чаще происходят в низинах, чем в возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры усилено. В низких местах холодный воздух больше застаивается и длительнее охлаждается.
Поэтому заморозок нередко поражает сады, огороды или виноградники в низкой местности, в то время как на склонах холма они остаются неповрежденными.
Последние весенние заморозки наблюдаются в центральных областях Европейской территории СНГ в конце мая — начале июня, а уже в начале сентября возможны первые осенние заморозки (карты VII, VIII).
В настоящее время разработаны достаточно эффективные средства для защиты садов и огородов от ночных заморозков. Огород или сад укутывается дымовой завесой, которая понижает эффективное излучение и уменьшает ночное падение температуры. Грелками разного рода можно подогревать нижние слои воздуха, накопляющегося в приземном слое. Участки с садовыми или огородными культурами можно закрывать на ночь особой пленкой, расставлять над ними соломенные или пластикатовые навесы, также уменьшающие эффективное излучение с почвы и растений, и т. д. Все такие меры следует принимать, когда уже с вечера температура достаточно низка и, согласно прогнозу погоды, предстоит ясная и тихая ночь.
17. Оптические явления в атмосфере
Многообразие оптических явлений в атмосфере обусловлено различными причинами. К наиболее распространенным феноменам относятся молния и весьма живописные северное и южное полярные сияния. Кроме того, особенно интересны радуга, гало, паргелий (ложное солнце) и дуги, корона, нимбы и призраки Броккена, миражи, огни святого Эльма, светящиеся облака, зеленые и сумеречные лучи. Радуга – самое красивое атмосферное явление. Обычно это огромная арка, состоящая из разноцветных полос, наблюдаемая, когда Солнце освещает лишь часть небосвода, а воздух насыщен капельками воды, например во время дождя. Разноцветные дуги располагаются в последовательности спектра (красная, оранжевая, желтая, зеленая, голубая, синяя, фиолетовая), однако цвета почти никогда не бывают чистыми, поскольку полосы взаимно перекрываются. Как правило, физические характеристики радуг существенно различаются, поэтому и по внешнему виду они весьма разнообразны. Их общей чертой является то, что центр дуги всегда располагается на прямой, проведенной от Солнца к наблюдателю. лавная радуга представляет собой дугу, состоящую из наиболее ярких цветов – красного на внешней стороне и фиолетового – на внутренней. Иногда видна только одна дуга, но часто с внешней стороны основной радуги появляется побочная. Она имеет не столь яркие цвета, как первая, а красная и фиолетовая полосы в ней меняются местами: красная располагается с внутренней стороны.
Образование главной радуги объясняется двойным преломлением и однократным внутренним отражением лучей солнечного света. Проникая внутрь капли воды (А), луч света преломляется и разлагается, как при прохождении сквозь призму. Затем он достигает противоположной поверхности капли, отражается от нее и выходит из капли наружу. При этом луч света прежде, чем достичь наблюдателя, преломляется вторично. Исходный белый луч разлагается на лучи разных цветов с углом расхождения 2. При образовании побочной радуги происходит двойное преломление и двойное отражение солнечных лучей. В этом случае свет преломляется, проникая внутрь капли через ее нижнюю часть , и отражается от внутренней поверхности капли сначала в точке В, затем в точке С. В точке D свет преломляется, выходя из капли в сторону наблюдателя. Когда дождь или водяная пыль образуют радугу, полный оптический эффект достигается за счет суммарного воздействия всех капелек воды, пересекающих поверхность конуса радуги с наблюдателем в вершине. Роль каждой капли мимолетна. Поверхность конуса радуги состоит из нескольких слоев. Быстро пересекая их и проходя при этом через серию критических точек, каждая капля мгновенно разлагает солнечный луч на весь спектр в строго определенной последовательности – от красного до фиолетового цвета. Множество капель таким же образом пересекает поверхность конуса, так что радуга представляется наблюдателю непрерывной как вдоль, так и поперек ее дуги. Гало – белые или радужные световые дуги и окружности вокруг диска Солнца или Луны. Они возникают вследствие преломления или отражения света находящимися в атмосфере кристаллами льда или снега. Кристаллы, формирующие гало, располагаются на поверхности воображаемого конуса с осью, направленной от наблюдателя (из вершины конуса) к Солнцу. При некоторых условиях атмосфера бывает насыщена мелкими кристаллами, многие грани которых образуют прямой угол с плоскостью, проходящей через Солнце, наблюдателя и эти кристаллы. Такие грани отражают поступающие лучи света с отклонением на 22, образуя красноватое с внутренней стороны гало, но оно может состоять и из всех цветов спектра. Реже встречается гало с угловым радиусом 46, располагающееся концентрически вокруг 22-градусного гало. Его внутренняя сторона тоже имеет красноватый оттенок. Причиной этого также является преломление света, происходящее в этом случае на образующих прямые углы гранях кристаллов. Ширина кольца такого гало превышает 2,5. Как 46-градусные, так и 22-градусные гало, как правило, имеют наибольшую яркость в верхней и нижней частях кольца. Изредка встречающееся 90-градусное гало представляет собой слабо светящееся, почти бесцветное кольцо, имеющее общий центр с двумя другими гало. Если оно окрашено, то имеет красный цвет на внешней стороне кольца. Механизм возникновения такого типа гало до конца не выяснен. Паргелии и дуги. Паргелический круг (или круг ложных солнц) – белое кольцо с центром в точке зенита, проходящее через Солнце параллельно горизонту. Причиной его образования служит отражение солнечного света от граней поверхностей кристаллов льда. Если кристаллы достаточно равномерно распределены в воздухе, становится видимым полный круг. Паргелии, или ложные солнца, – это ярко светящиеся пятна, напоминающие Солнце, которые образуются в точках пересечения паргелического круга с гало, имеющими угловые радиусы 22, 46 и 90. Наиболее часто образующийся и самый яркий паргелий формируется на пересечении с 22-градусным гало, обычно окрашенный почти во все цвета радуги. Ложные солнца на пересечениях с 46- и 90-градусными гало наблюдаются гораздо реже. Паргелии, возникающие на пересечениях с 90-градусными гало, называются парантелиями, или ложными противосолнцами. Иногда виден также антелий (противосолнце) – яркое пятно, расположенное на кольце паргелия точно напротив Солнца. Предполагается, что причиной возникновения этого явления служит двойное внутреннее отражение солнечного света. Отраженный луч проходит по тому же пути, что и падающий луч, но в обратном направлении. Околозенитная дуга, иногда неверно называемая верхней касательной дугой 46-градусного гало, – это дуга в 90 или меньше с центром в точке зенита, расположенная выше Солнца приблизительно на 46. Она бывает видна редко и только в течение нескольких минут, имеет яркие цвета, причем красный цвет приурочен к внешней стороне дуги. Околозенитная дуга примечательна своей расцветкой, яркостью и четкими очертаниями. Еще один любопытный и очень редкий оптический эффект типа гало – дуги Ловица. Они возникают как продолжение паргелиев на пересечении с 22-градусным гало, проходят с внешней стороны гало и слегка вогнуты в сторону Солнца. Столбы беловатого света, как и разнообразные кресты, иногда видны на рассвете или на закате, особенно в полярных регионах, и могут сопутствовать как Солнцу, так и Луне. Временами наблюдаются лунные гало и другие эффекты, подобные описанным выше, причем наиболее обычное лунное гало (кольцо вокруг Луны) имеет угловой радиус 22. Подобно ложным солнцам, могут возникать ложные луны. Короны, или венцы, – небольшие концентрические цветные кольца вокруг Солнца, Луны или других ярких объектов, которые наблюдаются время от времени, когда источник света находится за полупрозрачными облаками. Радиус короны меньше радиуса гало и составляет ок. 1–5, ближайшим к Солнцу оказывается голубое или фиолетовое кольцо. Корона возникает при рассеивании света мелкими водяными капельками воды, образующими облако. Иногда корона выглядит как светящееся пятно (или ореол), окружающее Солнце (или Луну), которое завершается красноватым кольцом. В других случаях за пределами ореола видно не менее двух концентрических колец большего диаметра, очень слабо окрашенных. Это явление сопровождается радужными облаками. Иногда края очень высоко расположенных облаков окрашены в яркие цвета. Глории (нимбы). В особых условиях возникают необычные атмосферные явления. Если Солнце находится за спиной наблюдателя, а его тень проецируется на близрасположенные облака или завесу тумана, при определенном состоянии атмосферы вокруг тени головы человека можно увидеть цветной светящийся круг – нимб. Обычно такой нимб образуется из-за отражения света капельками росы на травяном газоне. Глории также довольно часто можно обнаружить вокруг тени, которую отбрасывает самолет на нижележащие облака. Призраки Броккена. В некоторых районах земного шара, когда тень находящегося на возвышенности наблюдателя при восходе или заходе Солнца сзади него падает на облака, расположенные на небольшом расстоянии, обнаруживается поразительный эффект: тень приобретает колоссальные размеры. Это происходит из-за отражения и преломления света мельчайшими капельками воды в тумане. Описанное явление носит название «призрак Броккена» по имени вершины в горах Гарц в Германии. Миражи – оптический эффект, обусловленный преломлением света при прохождении через слои воздуха разной плотности и выражающийся в возникновении мнимого изображения. Удаленные объекты при этом могут оказаться поднятыми или опущенными относительно их действительного положения, а также могут быть искажены и приобрести неправильные, фантастические формы. Миражи часто наблюдаются в условиях жаркого климата, например над песчаными равнинами. Обычны нижние миражи, когда отдаленная, почти ровная поверхность пустыни приобретает вид открытой воды, особенно если смотреть с небольшого возвышения или просто находиться выше слоя нагретого воздуха. Подобная иллюзия обычно возникает на нагретой асфальтированной дороге, которая далеко впереди выглядит как водная поверхность. В действительности эта поверхность является отражением неба. Ниже уровня глаз в этой «воде» могут появиться объекты, обычно перевернутые. Над нагретой поверхностью суши формируется «воздушный слоеный пирог», причем ближайший к земле слой – самый нагретый и настолько разрежен, что световые волны, проходя через него, искажаются, так как скорость их распространения меняется в зависимости от плотности среды. Верхние миражи менее распространены и более живописны по сравнению с нижними. Удаленные объекты (часто находящиеся за морским горизонтом) вырисовываются на небе в перевернутом положении, а иногда выше появляется еще и прямое изображение того же объекта. Это явление типично для холодных регионов, особенно при значительной температурной инверсии, когда над более холодным слоем находится более теплый слой воздуха. Данный оптический эффект проявляется в результате сложных закономерностей распространения фронта световых волн в слоях воздуха с неоднородной плотностью. Время от времени возникают очень необычные миражи, особенно в полярных регионах. Когда миражи возникают на суше, деревья и другие компоненты ландшафта перевернуты. Во всех случаях в верхних миражах объекты видны более отчетливо, чем в нижних. Когда границей двух воздушных масс является вертикальная плоскость, порой наблюдаются боковые миражи. Огни святого Эльма. Некоторые оптические явления в атмосфере (например, свечение и самое распространенное метеорологическое явление – молния) имеют электрическую природу. Гораздо реже встречаются огни святого Эльма – светящиеся бледно-голубые или фиолетовые кисти длиной от 30 см до 1 м и более, обычно на верхушках мачт или концах рей находящихся в море судов. Иногда кажется, что весь такелаж судна покрыт фосфором и светится. Огни святого Эльма порой возникают на горных вершинах, а также на шпилях и острых углах высоких зданий. Это явление представляет собой кистевые электрические разряды на концах электропроводников, когда в атмосфере вокруг них сильно повышается напряженность электрического поля. Блуждающие огоньки – слабое свечение голубоватого или зеленоватого цвета, которое иногда наблюдается на болотах, кладбищах и в склепах. Они часто выглядят как приподнятое примерно на 30 см над землей спокойно горящее, не дающее тепла, пламя свечи, на мгновение зависающее над объектом. Огонек кажется совершенно неуловимым и при приближении наблюдателя как бы перемещается в другое место. Причиной этого явления служит разложение органических остатков и самовозгорание болотного газа метана (СН₄) или фосфина (РН₃). Блуждающие огоньки имеют разную форму, иногда даже шаровидную. Зеленый луч – вспышка солнечного света изумрудно-зеленого цвета в тот момент, когда последний луч Солнца скрывается за горизонтом. Красная составляющая солнечного света исчезает первой, все прочие – по порядку вслед за ней, и последней остается изумрудно-зеленая. Это явление возникает, лишь когда над горизонтом остается только самый краешек солнечного диска, а иначе происходит смешение цветов. Сумеречные лучи – расходящиеся пучки солнечного света, которые становятся видимыми благодаря освещению ими пыли в высоких слоях атмосферы. Тени от облаков образуют темные полосы, а между ними распространяются лучи. Этот эффект наблюдается, когда Солнце находится низко над горизонтом перед рассветом или после заката.
19. Водяной пар в атмосфере. Водяной пар в воздухе
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхностей, с влажной почвы и путем транспирации растений, при этом в разных местах и в разное время он поступает в различных количествах. От земной поверхности он распространяется вверх, а воздушными течениями переносится из одних мест Земли в другие.
В атмосфере может возникать состояние насыщения. В таком состоянии водяной пар содержится в воздухе в количестве, предельно возможном при данной температуре. Водяной пар при этом называют насыщающим (или насыщенным), а воздух, содержащий его, насыщенным.Состояние насыщения обычно достигается при понижении температуры воздуха. Когда это состояние достигнуто, то при дальнейшем понижении температуры часть водяного пара становится избыточной и конденсируется, переходит в жидкое или твердое состояние. В воздухе возникают водяные капельки и ледяные кристаллики облаков и туманов. Облака могут снова испаряться; в других случаях капельки и кристаллики облаков, укрупняясь, могут выпадать на земную поверхность в виде осадков. Вследствие всего этого содержание водяного пара в каждом участке атмосферы непрерывно меняется.
С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфере существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности. Водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь и сам он излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и тем самым также нижних слоев воздуха. На испарение воды с земной поверхности затрачиваются большие количества тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло отдается воздуху. Облака, возникающие в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности. Осадки, выпадающие из облаков, являются важнейшим элементом погоды и климата. Наконец, наличие водяного пара в атмосфере имеет важное значение для физиологических процессов.
Влагосодержание воздуха, прежде всего, зависит от того, сколько водяного пара попадает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. Естественно, что над океанами оно больше, чем над материками, так как испарение с поверхности океана не ограничено запасами воды. В то же время в каждом месте влагосодержание зависит и от атмосферной циркуляции: воздушные течения приносят в данный район воздушные массы более влажные или более сухие из других областей Земли. Наконец, для каждой температуры существует состояние насыщения, т. е. существует некоторое предельное влагосодержание, которое не может быть превзойдено. Для разных целей применяются еще три характеристики влажности. Во-первых, это точка росы τ, т. е. та температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух. Так, например, если при температуре воздуха +27° упругость пара в нем 23,4 мб, то такой воздух не является насыщенным. Для того чтобы он стал насыщенным, нужно было бы понизить его температуру до +20°. Вот эта последняя величина +20° и является в данном случае точкой росы для воздуха. Очевидно, что, чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к насыщению. При насыщении точка росы равна фактической температуре.
Другая характеристика называется отношением смеси. Отношение смеси есть содержание водяного пара в граммах на килограмм сухого воздуха. Эта величина мало отличается от удельной влажности.
Третья характеристика — дефицит влажности, т. е. разность между упругостью насыщения E при данной температуре воздуха и фактической упругостью е пара в воздухе: d=E — е. Иначе говоря, дефицит влажности характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах.

20. Суточный и годовой ход относительной влажности
Суточный ход относительной влажности r = e/E*100 зависит от суточного хода фактической упругости пара е и от суточного хода упругости насыщения E. Но последний находится в прямой зависимости от суточного хода температуры. Упругость пара е в общем меняется в суточном ходе не очень значительно; гораздо резче меняется вместе с температурой упругость насыщения E. Поэтому суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры. При падении температуры относительная влажность растет, при повышении температуры — падает. В результате суточный минимум относительной влажности совпадает с суточным максимумом температуры воздуха, т. е. приходится на послеполуденные часы, а суточный максимум относительной влажности Совпадает с суточным минимумом температуры, т. е. приходится на время около восхода солнца (рис. 43).
Над морем средняя суточная амплитуда относительной влажности мала, поскольку мала там и суточная амплитуда температуры. Над внутренними южными морями СНГ суточная амплитуда относительной влажности зимой 5-7%, летом 10-15%. Над океаном она еще меньше.
Над сушей суточная амплитуда больше, чем над морем, особенно летом. В Дублине, в ярко выраженном морском климате, зимой она 7%, летом 20%; в Вене зимой 9%, летом 27%; в Hy кусе (Туркмения) зимой 25%, летом 45%. В Индии в жаркое предмуссонное время она около 40%, а в период муссонных дождей — только около 20 %.
Конечно, в ясные дни суточный ход относительной влажности выражен лучше, чем в облачные, как и суточный ход температуры. Так, в Вене в ясные дни зимой амплитуда 20% и летом 43%, т. е. значительно больше приведенных выше общих средних.
Нарушения в суточный ход относительной влажности вносят бризы на берегах морей. При дневном бризе с моря температура падает, а относительная влажность растет, вопреки нормальному суточному ходу.
На горах и в свободной атмосфере суточный ход относительной влажности параллелен суточному ходу температуры. Максимум приходится на дневные часы, когда увеличено облакообразование.
В годовом ходе относительная влажность также меняется обратно температуре. Так, в Москве она в январе 85%, в июле 68%. Однако в муссонных районах относительная влажность увеличена летом, при поступлении морского воздуха и при выпадении муссонных дождей, и уменьшена зимой, в период выноса сухих воздушных масс с материка; так, во Владивостоке она в июле 89%, в ноябре 68%.
Географическое распределение влагосодержания зависит: 1) от испарения в каждом данном районе; 2) от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие.
Испарение пропорционально дефициту влажности, а последний в общем тем больше, чем выше температура. Поэтому распределение влагосодержания (упругости пара, удельной или абсолютной влажности) в общем следует распределению температуры. Расположение изолиний влажности на климатологических картах близко к расположению изотерм.
Влагосодержание наибольшее у экватора, где многолетняя средняя месячная упругость пара выше 20 мб, а в ряде мест доходит в экстремальные месяцы до 30 мб. В отдельных случаях она выше 35 мб. Максимальным влагосодержанием на суше отличаются области экваториальных лесов.
Влагосодержание, как и температура, убывает с широтой. Кроме того, зимой оно, как и температура, понижено над материками в сравнении с океанами. Поэтому зимой изолинии упругости пара или абсолютной влажности, подобно изотермам, прогнуты над материками в направлении к экватору. Над очень холодными внутренними районами Центральной и Восточной Азии возникает даже область особенно низкой упругости пара с замкнутыми изолиниями. В районе якутского полюса холода упругость пара меньше 0,1 мб; еще ниже влажность во внутренней Антарктиде.
Однако летом соответствие между температурой и влагосодержанием меньше. Температуры внутри материков летом высоки, но фактическое испарение ограничено запасами влаги, и водяного пара поступает в воздух не больше, чем над океанами, а то и меньше. Стало быть, и упругость пара над материками не увеличена в сравнении с океанами, несмотря на более высокую температуру. Поэтому, в отличие от изотерм, изолинии упругости пара летом не выгибаются над материками к высоким широтам, а проходят близко к широтным кругам. Пустыни, такие, как Сахара или пустыни Средней и Центральной Азии, являются даже областями пониженной упругости пара с замкнутыми изолиниями.
В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности составляет 11 г/м³. Это значит, что плотность водяного пара составляет всего 1% общей плотности воздуха у земной поверхности.
Относительная влажность, как мы знаем, зависит от влагосодержания и температуры воздуха. Она всегда высока в экваториальной зоне, где влагосодержание воздуха очень велико, а температура не слишком высока вследствие большой облачности. Здесь относительная влажность в среднем годовом доходит до 85% и более. Относительная влажность всегда высока и в Северном Ледовитом океане, на севере Атлантического и Тихого океанов, в антарктических водах. Она достигает здесь таких же или почти таких же высоких значений, как и в экваториальной зоне. Однако причина высокой относительной влажности здесь уже другая. Влагосодержание воздуха в высоких широтах мало, но зато и температура воздуха также низка, особенно зимой.
Сходные условия создаются зимой над холодными материками средних и высоких широт, например в Сибири, где относительная влажность в зимние месяцы в среднем достигает 75—80%.
Над большей частью Европы, особенно над ее северо-западом, зимой она в среднем 80—85%. Зимние температуры в Европе не так низки, как в полярных областях или в Сибири, но' влагосодержание здесь больше.
Летом к районам с особенно высокой относительной влажностью (75-80%) присоединяется еще Индия, где в это время господствует океанический юго-западный муссон.
Изменение влажности с высотой
С высотой упругость водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и удельная влажность. 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 упругость 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 же упругость водяного пара падает с высотой так, как об этом говорилось в главе второй. Вместе с упругостью пара так же быстро убывает с высотой и абсолютная, и удельная влажность. Таким образом, половина всего водяного пара приходится на нижние 1,5 км и свыше 99% — на тропосферу.
В горах влагосодержание несколько больше, чем на тех же высотах в свободной атмосфере, по понятным причинам: здесь ближе источник влаги — земная поверхность.
Существуют эмпирические формулы, описывающие распределение упругости пара и удельной влажности с высотой в горах и в свободной атмосфере.
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.
Зная распределение абсолютной влажности по высоте, можно подсчитать, сколько водяного пара содержится во всем столбе воздуха над единицей площади земной поверхности. Эту величину называют осажденной водой. Лучше было бы назвать ее запасом влаги в атмосферном столбе
21. Конденсация в атмосфере
Конденсация — переход воды из газообразного в жидкое состояние — происходит в атмосфере в виде образования мельчайших капелек, диаметром порядка нескольких микронов. Более крупные капли образуются путем слияния мелких капелек или путем таяния ледяных кристаллов.
Конденсация начинается тогда, когда воздух достигает насыщения, а это чаще всего происходит в атмосфере при понижении температуры. Количество водяного пара, недостаточное для насыщения, с понижением температуры до точки росы становится насыщающим. При дальнейшем понижении температуры избыток водяного пара сверх того, что нужно для насыщения, переходит в жидкое состояние. Возникают зародыши облачных капелек, т. е. начальные комплексы молекул воды, которые в дальнейшем растут до величины облачных капелек. Если точка росы лежит значительно ниже нуля, то первоначально возникают такие же зародыши, на которых растут переохлажденные капельки; но затем эти зачаточные капельки замерзают, и на них происходит развитие ледяных кристаллов.
Охлаждение воздуха чаще всего происходит адиабатически вследствие его расширения без отдачи тепла в окружающую среду. Такое расширение происходит преимущественна при подъеме воздуха.
Механизмы такого подъема воздуха различны. Воздух может подниматься в процессе турбулентности в виде неупорядоченных вихрей. Он может подниматься в более или менее сильных восходящих токах конвекции. Может происходить и подъем больших количеств воздуха на атмосферных фронтах, причем возникают облачные системы, покрывающие площади в сотни тысяч квадратных километров. Подъем воздуха может происходить и в гребнях атмосферных волн, вследствие чего также могут возникать облака на тех высотах, где существует волновое движение.
В зависимости от механизма подъема воздуха возникают и различные виды облаков. При образовании туманов главной причиной охлаждения воздуха является уже не адиабатический подъем, а отдача тепла из воздуха к земной поверхности.3. В атмосферных условиях происходит не только образование капелек, но и сублимация — образование кристаллов, переход водяного пара в твердое состояние. Твердые осадки, выпадающие из облаков, обычно имеют хорошо выраженное кристаллическое строение; всем известны сложные формы снежинок — шестилучевых звездочек с многочисленными разветвлениями.
В облаках и осадках обнаруживаются и более простые формы кристаллов, а также замерзшие капельки. Кристаллы возникают также на земной поверхности и на предметах при отрицательных температурах (иней, изморозь и пр.).
Термин конденсация часто, даже обычно, применяется в широком смысле, к конденсации и сублимации вместе.

Ядра конденсации

Образование капелек при конденсации в атмосфере всегда происходит на некоторых центрах, называемых ядрами конденсации. Если зародыш капельки возникает без ядра, он оказывается неустойчивым; молекулы, образовавшие комплекс, тут же разлетаются снова. Роль ядра конденсации заключается в том, что оно вследствие своей гигроскопичности увеличивает устойчивость образовавшегося зародыша капельки. Если воздух искусственно освободить от ядер конденсации, то конденсации не будет даже при большом перенасыщении. Однако ядра конденсации в атмосфере всегда есть, и потому сколько-нибудь значительные перенасыщения не наблюдаются. Аэрозольные примеси к воздуху в значительной части могут служить и ядрами конденсации.
Важнейшими ядрами являются частички растворимых гигроскопических солей, особенно морской соли, которая всегда обнаруживается в воде осадков. Они попадают в воздух в больших количествах при волнении моря и разбрызгивании морской воды и при последующем испарении капелек в воздухе. На греблях волн возникают пузырьки, наполненные воздухом (пена), которые затем лопаются, в результате чего и происходит разбрызгивание.
Возникшие таким путем ядра конденсации имеют размеры порядка десятых и сотых долей микрона; встречаются, правда, к гигантские ядра, размерами свыше одного микрона. Ядра конденсации вследствие своей малости не оседают сами и переносятся воздушными течениями на большие расстояния. При этом вследствие своей гигроскопичности они часто плавают в атмосфере в виде мельчайших капелек насыщенного соляного раствора. При повышении относительной влажности капельки начинают расти, а при значениях влажности около 100% они превращаются в видимые капельки облаков и туманов.
Конденсация происходит также на гигроскопических твердых частичках и капельках, являющихся продуктами сгорания или органического распада. Это азотная кислота, серная кислота, сульфат аммония и пр. В промышленных центрах в атмосфере содержится особенно большое число таких ядер конденсации. По-видимому, роль ядер конденсации играют также негигроскопические, но смачиваемые, достаточно крупные частички.
Число ядер конденсации в одном кубическом сантиметре воздуха у земной поверхности порядка тысяч и десятков тысяч. С высотой число ядер быстро убывает. На высоте 3—4 км ядра конденсации считаются только сотнями.
Однако облачные капельки возникают в действительных атмосферных условиях не на всех, а только на наиболее крупных ядрах. Конденсация на остальных, более мелких ядрах может быть получена в искусственных условиях, при более или менее значительном перенасыщении воздуха.
Одно время предполагалось, что развитие ледяных кристаллов в атмосфере происходит на особых ядрах сублимации. Теперь есть основания думать, что сначала всегда возникают зародышевые капельки на ядрах конденсации; при отрицательных температурах эти капельки находятся в переохлажденном состоянии. Но при достаточно низких отрицательных температурах капельные элементы замерзают, и дальше на них уже развиваются кристаллы. Возможно, что замерзание капелек стимулируется наличием особых ядер замерзания, химическая природа и механизм
22. Дымка, туман, мгла
Мы уже знаем, что воздух часто представляется замутненным вследствие наличия в нем загрязнений разного рода и мельчайших зачаточных продуктов конденсации. Эти аэрозольные примеси рассеивают проходящий свет и приводят к ухудшению видимости.
Если помутнение воздуха невелико, оно называется дымкой. Помутняющие частицы при этом являются микроскопическими капельками и пылинками; но при очень низких температурах это также мельчайшие кристаллики. Такого рода помутнение может наблюдаться на высоких уровнях, придавая небесному своду белесоватость; в таких случаях дымка является зачаточной стадией облаков.
Но обычно дымка наблюдается и у земной поверхности, распространяясь от нее на более или менее значительную высоту вверх. При этом дымка ослабляет краски ландшафта и уменьшает дальность видимости, т. е. расстояние, на котором различимы очертания предметов.
Если помутняющие частицы меньше, чем длины световых волн, т. е. размером в десятые доли микрона, то дымка окрашивает отдаленные предметы в синий цвет, как бы обволакивает их голубой вуалью. Белым же или светящимся отдаленным предметам (диск солнца, облака, снежные горы) она придает желтоватую окраску. Такое помутнение называется опалесцирующим. При более значительных размерах помутняющих частиц дымка принимает белесоватый или сероватый оттенок. Дальность видимости при дымке измеряется километрами и даже десятками километров.
При более крупных продуктах конденсации и при большей их концентрации у земной поверхности дальность видимости может стать менее одного километра. В таких случаях говорят уже не о дымке, а о тумане. Словом «туман» называют как само скопление помутняющих продуктов конденсации (капелек, кристалликов или тех и других) у земной поверхности, так и связанное с ним сильное помутнение воздуха. При густом тумане дальность видимости может уменьшиться до немногих десятков метров, даже до немногих метров.
При положительных температурах туман, конечно, будет состоять из капелек. Но и при не слишком низких отрицательных температурах он также состоит из капелек, уже переохлажденных. Только при температурах около -10° или ниже в тумане могут наряду с капельками появиться кристаллики, и он станет смешанным, подобно смешанным облакам. При очень низких температурах туман может быть целиком кристаллическим; однако наблюдались случаи капельножидкого тумана даже при температурах ниже -30°.
Если сильное помутнение вызвано не продуктами конденсации, а содержанием в воздухе большого количества твердых коллоидных частиц, явление носит название мглы. Мгла особенно часто наблюдается в результате эрозии почвы и пыльных бурь в пустынных и степных районах, а также в результате задымления воздуха при лесных пожарах и над промышленными городами. При этом относительная влажность может быть очень невелика; это уже указывает, что помутнение отлично от тумана. Дальность видимости при сильной мгле может уменьшаться так же значительно, как и при тумане.
Очень неприятное и даже опасное явление представляет собой дымный туман (смог) в больших городах или в индустриальных районах. Так называют сильный туман, смешанный с дымом, подчас ядовитым, или с выхлопными газами автомашин.
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, притом крупных, резко повышено. 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% (около 90—95%), т. е. еще до достижения точки росы. Выше сказано, что при температурах порядка -10° и ниже туман может стать смешанным, а при очень низких температурах (ниже -30°) даже и чисто кристаллическим. Образование тумана при таких температурах возможно при значениях относительной влажности по психрометру значительно ниже 100% (до 80% и ниже). Такая влажность показывает отсутствие насыщения по отношению к жидкой воде; но для ледяных кристаллов она будет соответствовать насыщению.
Приближение к состоянию насыщения происходит преимущественно в результате охлаждения воздуха. Второстепенную роль играет возрастание влагосодержания воздуха вследствие испарения с теплой поверхности в холодный воздух.
В зависимости от этих причин образования туманы делят на два основных класса: туманы охлаждения и туманы испарения Первый из этих классов абсолютно преобладает.
Охлаждение воздуха у земной поверхности происходит вследствие влияния самой этой поверхности. Другие возможные причины второстепенны, и упоминать о них здесь мы не будем. Охлаждение может происходить при разных условиях. Во-первых, воздух может перемещаться с более теплой подстилающей поверхности на более холодную и охлаждаться вследствие этого. Туманы, которые при этом возникают, естественно назвать адвективными. Во-вторых, воздух может охлаждаться потому, что сама подстилающая поверхность под ним охлаждается радиационным путем. Такие туманы называют радиационными. Нужно хорошо запомнить, что название это говорит о радиационном охлаждении поверхности почвы или снежного покрова, а вовсе не самого воздуха: воздух охлаждается уже главным образом от земной поверхности. Наконец, могут действовать обе причины, и тогда туман можно назвать адвективно-радиационным.
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, или летом с теплой суши на холодное море, или с теплых участков морской поверхности на холодные (например, у Ньюфаундленда при переносе воздуха из области Гольфстрима в область Лабрадорского течения). Во всех этих случаях туманы носят определенные названия, которые здесь не приводятся.
На суше адвективные туманы наблюдаются чаще всего осенью и зимой, когда существуют особенно значительные различия в температуре между низкими и высокими широтами и когда суша охлаждена в сравнении с морем. Наблюдаются они, как указано, и над морем, причем чаще весной и летом Адвективные туманы простираются в вышину на сотни метров Они возникают при значительных скоростях ветра; поэтому в них может происходить коагуляция капелек, и они принимают моросящий характер: наиболее крупные капельки из них выпадают.
Радиационные туманы различаются двух типов: поземные и высокие. Поземные туманы наблюдаются только над сушей в ясные и тихие ночи. Они связаны с ночным радиационным выхолаживанием почвы или снежного покрова. Вверх они распространяются невысоко, на десятки метров. Распределение их носит локальный характер: они могут возникать пятнами, особенно в низинах, вблизи болот, на лесных полянах. Над большими реками они не возникают вследствие конвекции над теплой (в ночные часы) водой Туманы образуются в тихую погоду; но все же небольшая скорость ветра должна быть для того, чтобы возникла хотя бы небольшая турбулентность, обусловливающая распространение охлаждения и туманообразования 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 устойчивых антициклонах в холодное время года. Это результат постепенного, день за днем, выхолаживания воздуха в нижних слоях антициклона. Вследствие турбулентного переноса водяного пара вверх сначала развиваются слоистые облака на высоте нескольких сотен метров, под инверсией оседания. 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, сплошь их захватывая.

Географическое распределение туманов

Особенно часты туманы в Арктике: число дней с туманом в Арктическом бассейне превышает 80. Причиной является, с одной стороны, перенос теплых воздушных масс на холодную поверхность льда, с другой — перемещение холодного воздуха со льда или с холодной суши на открытую воду. Высока повторяемость туманов и над водами Южного океана в высоких широтах.
В умеренных широтах северного полушария туманами отличается район Ньюфаундленда (до 80 дней и более). Туманы здесь связаны с переносом воздуха с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения. В субтропических широтах южного полушария особенно богаты туманами (также до 80 дней и более) прибрежные пустыни Южной Африки и Южной Америки и омывающие их воды. Теплый воздух здесь попадает на холодные океанические течения.
Увеличенную повторяемость туманов мы находим также в Средней Европе, на берегах Калифорнии, на Атлантическом побережье Южной Америки, на Мадагаскаре. И в этих областях высокую повторяемость туманов можно объяснить термическими особенностями подстилающей поверхности, над которой проходят преобладающие воздушные течения.
Мало туманов во внутренних частях материков, особенно в пустынях, где содержание водяного пара в воздухе невелико, а температуры высоки. Мало туманов в Сибири и в Канаде. Здесь теплым летом воздух далек от насыщения, а в холодную зиму влагосодержание воздуха настолько мало, что даже при насыщении значительные туманы редки. Их интенсивность и повторяемость увеличиваются зимой в населенных пунктах.
23. Облака
В результате конденсации внутри атмосферы возникают скопления продуктов конденсации — капелек и кристаллов. Их называют облаками. Размеры облачных элементов — капелек и кристаллов — настолько малы, что их вес уравновешивается силой трения еще тогда, когда они имеют очень малую скорость, падения. Установившаяся скорость падения капелек получается равной лишь долям сантиметра в секунду. Скорость падения кристаллов еще меньше. Это относится к неподвижному воздуху. Но турбулентное движение воздуха приводит к тому, что столь малые капельки и кристаллы вовсе не выпадают, а длительное время остаются взвешенными в воздухе, смещаясь то вниз, то вверх вместе с элементами турбулентности.
Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность в воздухе, содержащем 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.
При конденсации непосредственно у земной поверхности скопления продуктов конденсации называют туманами. Принципиальной разницы в строении облаков и туманов нет. В горах возможны и такие случаи, когда облако возникает на самом горном склоне. Для наблюдателя, смотрящего снизу, из долины, явление представится облаком; для наблюдателя на самом склоне — туманом.
Отдельные облака существуют подчас очень короткое время. Например, индивидуальное существование кучевых облаков иногда исчисляется всего 10—15 минутами. Это значит, что недавно возникшие капельки, из которых состоит облако, снова быстро испаряются. Но даже когда облако наблюдается очень долго, это не означает, что оно есть неизменное образование, длительное время состоящее из одних и тех же частичек, В действительности облака находятся в процессе постоянного новообразования и исчезновения (испарения; часто неправильно говорят — таяния). Одни элементы облака испаряются, другие возникают заново. 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 перетекает 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 опускаться, и все время заново образуются в тыловой части из нового водяного пара, приносимого поднимающимся воздухом.
Взвешенность облаков также обманчива. Если облако не меняет своей высоты, то это еще не означает, что составляющие его элементы не выпадают. Жидкая или твердая частичка в облаке может опускаться, но, достигая нижней границы облака, она переходит в ненасыщенный воздух и здесь испаряется. В результате облако будет казаться длительно находящимся на одном уровне.

Описание основных родов облаков

1—3. Перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые облака верхнего яруса — самые высокие облака тропосферы. Они встречаются при наиболее низких температурах и состоят из ледяных кристаллов. На вид облака всех трех родов белые, полупрозрачные, мало затеняющие солнечный свет. Разница между тремя основными родами состоит в следующем. Перистые облака выглядят как отдельные нити, гряды или полосы волокнистой структуры. Перисто-кучевые облака представляют собой гряды или пласты, имеющие ясно выраженную структуру из очень мелких хлопьев, шариков, завитков (барашков). Часто они похожи на рябь на поверхности воды или песка. Перисто-слоистые облака представляют собой тонкую прозрачную белесоватую вуаль, частично или полностью закрывающую небосвод. В них иногда различается волокнистая структура. Эти облака часто дают оптические явления, называемые гало, т. е. светлые, слегка окрашенные круги вокруг дисков светил с радиусами 22° и 46° или различные комбинации светлых дуг. Эти явления создаются преломлением света в ледяных кристаллах облаков и отражением света от их граней.
4. Высококучевые облака в среднем ярусе представляют собой облачные пласты или гряды белого или серого цвета (или одновременно обоих). Они достаточно тонки, но все же более или менее затеняют солнце. Эти пласты или гряды состоят из плоских валов, дисков, пластин, часто расположенных рядами. Кажущаяся ширина этих элементов в облаках на небесном своде 1—5°. Виды высококучевых облаков очень разнообразны. Характерное для них оптическое явление — венцы, т. е. окрашенные круги небольшого (в несколько градусов) радиуса вокруг дисков светил. Они связаны с дифракцией света водяными капельками облаков. В высококучевых облаках наблюдается также иризация: края облаков, находящихся перед солнцем, получают радужную окраску. Иризация также указывает на строение высоко-кучевых облаков из очень мелких однородных капелек. При низких температурах они переохлаждены.
5. Высокослоистые облака в основном относятся также к среднему ярусу, но их верхние части могут проникать и в верхний ярус. Их вертикальная мощность уже измеряется километрами, а на вид они представляют собой светлый, молочно-серый облачный покров, застилающий небосвод целиком или частично. По крайней мере в отдельных частях этого покрова сквозь него можно видеть диски солнца и луны, однако в виде размытых пятен, как сквозь матовое стекло. Высоко-слоистые облака являются типичными смешанными облаками: наряду с мельчайшими капельками в них содержатся и мелкие снежинки. Поэтому такие облака дают осадки. Однако осадки эти слабы и в теплое время года, как правило, испаряются по пути к земной поверхности. Зимой из высокослоистых облаков часто выпадает мелкий снег.
6. Слоисто-дождевые облака имеют общее происхождение с высокослоистыми. Но они представляют собой более мощный слой, в несколько километров толщиной, начинающийся в нижнем ярусе, но простирающийся и в средний, а часто и в верхний. В верхней части слоя облака по строению схожи с высокослоистыми, а в нижней могут содержать также крупные капли и снежинки. Поэтому слой этих облаков представляется более серым; диски светил сквозь него не просвечивают. Из этих облаков, как правило, выпадает обложной дождь или снег, достигающий земной поверхности. Под покровом слоисто-дождевых облаков часто существуют бесформенные скопления низких разорванных облаков, особенно мрачные на фоне слоисто-дождевых.
7. Слоисто-кучевые облака в нижнем ярусе представляют собой гряды или слои серых или беловатых облаков, почти всегда имеющие более темные части. Облака эти построены из таких же элементов, что и высоко-кучевые (из дисков, плит, валов), однако на вид более крупных, с кажущимися размерами более 5°. Расположены эти структурные элементы по большей части регулярно, рядами. В большинстве случаев слоисто-кучевые облака состоят из мелких и однородных капелек, при отрицательных температурах — переохлажденных, и не дают осадков. Случается, что из них выпадает слабая морось или (при низких температурах) очень слабый снег.
8. Слоистые облака также находятся в нижнем ярусе. Это самые близкие к земной поверхности облака: в равнинной местности их высота может быть всего несколько десятков метров над землей. Это однородный на вид серый слой капельного строения, из которого может выпадать морось. Но при достаточно низких отрицательных температурах в облаках появляются и твердые элементы; тогда из облаков могут выпадать ледяные иглы, мелкий снег, снежные зерна. Явлений гало эти облака не дают; солнечный диск, если он просвечивает сквозь облака, имеет четкие очертания. Временами слоистые облака представляются в виде разорванных клочьев; тогда их называют разорванно-слоистыми.
9. Кучевые облака — это отдельные облака в нижнем и среднем ярусах, как правило, плотные и с резко очерченными контурами, развивающиеся вверх в виде холмов, куполов, башен. Они имеют клубообразный характер (похожи на кочаны цветной капусты) и на солнце кажутся ярко-белыми. Основания облаков сравнительно темные, более или менее горизонтальные. Против солнца облака кажутся темными со светлой каймой по краям. Облака часто настолько многочисленны, что образуют гряды. Иногда они имеют разорванные края и называются разорванно-кучевыми. Кучевые облака состоят только из водяных капель (без кристаллов) и осадков, как правило, не дают. Однако в тропиках, где водность облаков велика, из них вследствие взаимного слияния капель могут выпадать небольшие дожди.
10. Кучево-дождевые облака являются дальнейшей стадией развития кучевых. Они представляют собой мощные кучевообразные массы, очень сильно развитые по вертикали в виде гор и башен, часто от нижнего и до верхнего яруса. Закрывая солнце, они имеют мрачный вид и сильно уменьшают освещенность. Вершины их приплюснуты и имеют волокнистую перисто-образную структуру, нередко характерную форму наковален. Кучево-дождевые облака состоят в верхних частях из ледяных кристаллов, а в нижних — из кристаллов и капелек различной величины, вплоть до самых крупных. Они дают осадки ливневого характера: это интенсивные дожди, иногда с градом, зимою сильный густой снег, крупа. С ними часто связаны грозовые явления, которые будут подробнее рассмотрены в последующем. Поэтому такие облака называют еще грозовыми (а также ливневыми). На их фоне нередко наблюдается радуга. Под основаниями этих облаков, так же как и под слоисто-дождевыми, часто наблюдаются скопления разорванных облаков (типа разорванно-слоистых или разорванно-кучевых).

 

24. Международная классификация облаков

Формы облаков в тропосфере очень разнообразны. Однако их можно свести к относительно небольшому числу основных типов. Первая классификация облаков была предложена более полутораста лет тому назад (Л. Говардом в Англии). В конце XIX века была принята международная классификация облаков, которая с тех пор несколько раз подвергалась существенным, однако не принципиальным изменениям. В современном варианте международной классификации облака делятся прежде всего на 10 основных родов по их внешнему виду. В этих основных родах различают значительное число видов, разновидностей и дополнительных особенностей; различаются также промежуточные формы.
Мы перечислим здесь только десять основных родов облаков (кроме русских названий, приводятся также международные латинские названия и их сокращения, которые следует запомнить):
1. Перистые — Cirrus (Ci).
2. Перисто-кучевые — Cirrocumulus (Cc).
3. Перисто-слоистые — Cirrostratus (Cs).
4. Высококучевые — Altocumulus (Ac).
5. Высокослоистые — Altostratus (As).
6. Слоисто-дождевые — Nimbostratus (Ns).
7. Слоисто-кучевые — Stratocumulus (Sc).
8. Слоистые — Stratus (St).
9. Кучевые — Cumulus (Cu).
10. Кучево-дождевые — Cumulonimbus (Cb).
Их краткие описания будут даны ниже. Существуют наставления и атласы фотографий, помогающие разобраться в формах облаков.
Облака всех указанных родов встречаются на высотах между уровнем моря и тропопаузой. В этом диапазоне высот условно различаются три яруса, так что для каждого рода облаков можно указать, в каком ярусе или ярусах эти облака встречаются. В зависимости от температурных условий и от высоты тропопаузы границы этих ярусов в разных широтах различны.
Верхний ярус облаков в полярных широтах простирается в среднем от 3 до 8 км, в умеренных широтах — от 5 до 13 км и в тропических широтах — от 6 до 18 км. Средний ярус в полярных широтах — от 2 до 4 км, в умеренных — от 2 до 7 км и в тропических — от 2 до 8 км. Нижний ярус во всех широтах — от земной поверхности до 2 км.
Из перечисленных 10 родов облаков три первых — перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые — встречаются в верхнем ярусе, высоко- кучевые — в среднем, слоисто-кучевые и слоистые — в нижнем.
Высоко-слоистые облака обычно располагаются в среднем ярусе, но часто проникают и в верхний; слоисто-дождевые почти всегда располагаются в нижнем ярусе, но обычно проникают и в вышележащие ярусы.
Основания (нижние поверхности) кучевых и кучево-дождевых облаков обычно находятся в нижнем ярусе, но их вершины часто проникают в средний, а иногда и в верхний ярус.
25. см. 17

26. Облачность, ее суточный и годовой ход
Степень покрытия небесного свода облаками называют облачностью. Облачность выражается в десятых долях покрытия неба. При облаках, полностью закрывающих небо, облачность обозначается числом 10, при совершенно ясном небе — числом 0. При выводе средних величин можно давать и десятые доли единицы. Так, например, 5,7 означает, что облака покрывают 57% небосвода.
Для службы погоды существует особый код облачности, где все степени покрытия неба укладываются в рубрики от 0 до 8, а цифрой 9 обозначаются условия, когда облачность нельзя видеть из-за темноты, тумана, пыльной бури и т. п.
Облачность обычно определяется наблюдателем на глаз. Но существуют для этого и приборы в виде выпуклого полусферического зеркала, отражающего весь небосвод и фотографируемого сверху, либо в виде фотокамеры с аналогичным объективом.
Принято по отдельности оценивать общее количество облаков (общую облачность) и количество нижних облаков (нижнюю облачность). Это существенно потому, что высокие, а отчасти и средние облака меньше затеняют солнечный свет и менее важны в практическом отношении (для авиации, например). Дальше речь будет идти только об общей облачности.
Облачность имеет большое значение для оборота тепла 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. Хотя современные самолеты летают выше среднего яруса облаков и даже выше верхнего яруса, облачность может затруднить взлет и посадку самолета, мешает ориентации без приборов, может угрожать обледенением самолета и пр.
Суточный ход облачности сложен и в большой степени зависит от родов облаков. Слоистые и слоисто-кучевые облака, связанные с выхолаживанием воздуха от земной поверхности и со сравнительно слабым турбулентным переносом водяного пара вверх, имеют максимум ночью и утром. Кучевообразные облака, связанные с неустойчивостью стратификации и хорошо выраженной конвекцией, напротив, возникают преимущественно в дневные часы и исчезают к ночи. Правда, над морем, где температура подстилающей поверхности почти не имеет суточного хода, облака конвекции также его почти не имеют или слабый максимум приходится на утро Облака восходящего скольжения, связанные с фронтами, не имеют ясного суточного хода.
В результате в суточном ходе облачности над сушей в умеренных широтах летом намечаются два максимума: утром и, более значительный, после полудня. В холодное
Бремя года, когда конвекция слаба или отсутствует, преобладает утренний максимум, который может стать единственным (рис. 49). В тропиках весь год преобладает послеполуденный максимум, так как там важнейшим облакообразующим процессом является конвекция.
В годовом ходе облачность в разных климатических областях меняется по-разному. Над океанами высоких и средних широт годовой ход вообще невелик, с максимумом летом или осенью и минимумом весной. Так, на Маточкином Шаре (Новая Земля) в сентябре и октябре 8,5, в апреле 7,0; на Фарерских островах в августе 7,9, в апреле 7,0.В Европе максимум приходится на зиму, когда наиболее развита циклоническая деятельность с ее фронтальной облачностью, а минимум — на весну или лето, когда преобладают облака конвекции. Так, в Москве в декабре 8,5, в мае 5,4; в Вене в декабре 7,8, в августе 5,0.
В субтропиках, где летом преобладают антициклоны и куда зимой распространяется циклоническая деятельность, максимум приходится на зиму, а минимум на лето, как и в умеренных широтах Европы, но амплитуда здесь больше. Так, в Афинах в декабре 5,9, в июне 1,1. Таков же годовой ход и в Средней Азии, где летом воздух очень далек от насыщения вследствие высоких температур, а зимой существует довольно интенсивная циклоническая деятельность: в Ташкенте в январе 6,4, в июле 0,9.
В тропиках, в областях пассатов, максимум облачности приходится на лето, а минимум на зиму: в Камеруне в июле 8,9, в январе 5,4. В муссонном климате тропиков годовой ход такой же, но резче выраженный: в Дели в июле 6,0, в ноябре 0,7.
На высокогорных станциях в Европе минимум облачности наблюдается главным образом зимой, когда горы лежат выше слоистых облаков, закрывающих долины (если не говорить о наветренных склонах); максимум — летом, при развитии облаков конвекции.

Географическое распределение облачности

Приведем сначала средние годовые значения облачности в разных широтных зонах над сушей (с.) и над морем (м.).
Таким образом, поверхность Земного шара в общем закрыта облаками более чем наполовину. Среднее распределение облачности по широтам представлено на рис. 50.
От самых высоких широт к субполярным облачность растет и достигает максимума в зоне 70—60° широты. Это связано с максимальным развитием циклонической деятельности в субполярных широтах, особенно над морями. Затем к субтропическим широтам облачность убывает и достигает минимума в зоне 30—20°. Этот минимум связан с субтропическими антициклонами. Дальше к экватору облачность снова увеличивается: это зона пассатов с их кучевыми облаками и затем внутритропическая зона конвергенции вблизи экватора, где встречаются пассаты двух полушарий и развивается сильная конвекция.
Особенно значительная облачность (до 7,0—8,0 и больше) обнаруживается круглый год на севере Атлантического и Тихого океанов, включая северо-запад Европы и Японские острова, а также в высоких широтах Южного океана. Зимою она также значительна в Западной Сибири и в районе Великих озер. Летом облачность увеличивается в муссонных областях Гвинейского залива и Индии.
27. Осадки, выпадающие из облаков
При определенных условиях из облаков выпадают осадки, т. е. капельки или кристаллы настолько крупных размеров, что они уже не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Наиболее известны и важны дождь и снег. Однако имеется еще несколько видов осадков, отличающихся от типичных форм дождя и снега.
Как дождь, так и снег выпадают в основном из облаков восходящего скольжения и из облаков конвекции. В зависимости от этого и характер выпадения осадков будет различным.
Из облаков восходящего скольжения (слоисто-дождевых и высоко- слоистых), связанных с фронтами, 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). Осадки отмечаются на всех станциях или на большинстве станций на большой территории; при этом суммы осадков на отдельных станциях не слишком сильно отличаются одна от другой. Наибольший процент в общем количестве осадков в умеренных широтах составляют именно обложные осадки.
Из кучево-дождевых облаков, связанных с конвекцией, выпадают ливневые осадки, интенсивные, но малопродолжительные. Сразу же после начала они могут получить большую интенсивность, но так же резко и обрываются. Их сравнительная непродолжительность объясняется тем, что они связаны с отдельными облаками или с узкими зонами облаков. В холодных воздушных массах, движущихся над теплой земной поверхностью, отдельные ливневые дожди иногда продолжаются над каждым данным пунктом всего несколько минут. При местной конвекции летом над сушей, когда кучево-дождевые облака особенно обширны, или при прохождении фронтов ливни иногда продолжаются часами. По наблюдениям в США, средняя площадь, одновременно захватываемая одним и тем же ливневым дождем, около 20 км².
При кратковременном выпадении ливневые осадки могут дать и небольшое количество воды. Интенсивность их сильно колеблется. Даже в одном и том же случае дождя количество осадков может различаться на 50 мм на расстоянии всего 1—2 км. Ливневые осадки являются основным видом осадков в низких тропических и экваториальных широтах.
Кроме обложных и ливневых осадков, различают еще осадки моросящие. Это внутримассовые осадки, выпадающие из облаков слоистых и слоисто-кучевых, типичных для теплых или местных устойчивых воздушных масс. Вертикальная мощность этих облаков невелика; поэтому в теплое время года осадки могут выпадать из них только в результате взаимного слияния капелек. Выпадающие жидкие осадки — морось - состоят из очень мелких капелек. Зимой при низких температурах указанные облака могут содержать кристаллы. Тогда вместо мороси из них выпадают мелкие снежинки и так называемые снежные зерна.
Как правило, моросящие осадки не дают существенных суточных количеств. Зимой они не увеличивают заметно снежного покрова. Только в особых условиях, например в горах, морось может быть более интенсивной и обильной.
Формы осадков
Дождь состоит из капель диаметром более 0,5 мм, но не более 8 мм. При более значительных размерах капель они при падении разбиваются на части. В ливневых дождях величина капель больше, чем в обложных, особенно в начале дождя. При отрицательных температурах дождь иногда выпадает в переохлажденном виде; соприкасаясь с земной поверхностью, переохлажденные капли замерзают, покрывая ее ледяной коркой.
Морось состоит из капелек диаметром порядка 0,5—0,05 мм с очень малой скоростью выпадения; они легко переносятся ветром в горизонтальном направлении. Снег состоит из сложных ледяных кристаллов (снежинок). Формы их очень разнообразны в зависимости от условий их образования. Основная форма снежных кристаллов — шестилучевая звезда. Звезды получаются из шестиугольных пластинок потому, что сублимация водяного пара наиболее быстро происходит на углах пластинок, где и нарастают лучи; на этих лучах, в свою очередь, создаются разветвления. Диаметры выпадающих снежинок могут быть очень различными, в общем же — порядка миллиметров. Снежинки при выпадении часто слипаются в крупные хлопья. При температурах, близких к нулю и выше нуля, выпадает мокрый снег или снег с дождем. Для него характерны крупные хлопья.
Из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков при отрицательных температурах выпадает еще крупа, снежная и ледяная. Она имеет вид округлых (иногда конусообразных) ядрышек диаметром 1 мм и больше. Чаще всего крупа наблюдается при температурах, не очень далеких от нуля, особенно осенью и весной. Снежная крупа имеет снегоподобное строение: крупинки легко сжимаются пальцами. Ядрышки ледяной крупы имеют оледеневшую поверхность; раздавить их трудно, при падении на землю они подскакивают.
Из слоистых облаков зимой вместо мороси выпадают еще снежные зерна — маленькие крупинки диаметром менее 1 мм, напоминающие манную крупу.
При низких зимних температурах иногда выпадают из облаков нижнего или среднего яруса ледяные иглы — кристаллы в виде шестиугольных призмочек и пластинок без разветвлений. При значительных морозах такие кристаллы могут возникать в воздухе вблизи земной поверхности; они особенно хорошо видны, когда сверкают своими гранями, отражая солнечные лучи. Из подобных ледяных игол построены и облака верхнего яруса.
Особый характер имеет ледяной дождь в виде прозрачных ледяных шариков от 1 до 3 мм в диаметре. Это замерзшие в воздухе капли дождя. Их выпадение ясно говорит о наличии инверсии температуры. Где-то над земной поверхностью есть слой воздуха с положительной температурой, в котором выпадающие сверху кристаллы растаяли и превратились в капельки, а под ним — слой с отрицательной температурой, где капельки замерзли.
Летом, в достаточно жаркую погоду, иногда выпадает град в виде более или менее крупных кусочков льда неправильной формы (градин), от горошины до 5—8 см в диаметре, иногда и больше. Вес градин в отдельных случаях превышает 300 г. Часто они обнаруживают неоднородное строение, именно состоят из последовательных прозрачных и мутных слоев льда. Град выпадает из кучево-дождевых облаков при грозах и, как правило, вместе с ливневым дождем.
Вид и размеры градин говорят о том, что градины в течение своей «жизни» многократно увлекаются то вверх, то вниз сильными токами конвекции, наращивая свои размеры путем столкновения с переохлажденными каплями. В нисходящих токах они опускаются в слои с положительными температурами, где подтаивают сверху; потом снова поднимаются вверх и замерзают с поверхности и т. д.
Для образования градин необходима большая водность облаков, почему град выпадает только в теплое время года при высоких температурах у земной поверхности. Наиболее часты выпадения града в умеренных широтах, а наиболее интенсивны — в тропиках. В полярных широтах град не наблюдается. Случалось, что град надолго оставался лежать на земле слоем в десятки сантиметров. Он часто вредит посевам и даже уничтожает их (градобития); в отдельных случаях от него могут пострадать животные и даже люди.

28. Образование осадков
Осадки выпадают в том случае, если хотя бы часть элементов, составляющих облако (капелек или кристалликов), по каким-то причинам укрупняется. Когда облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что сопротивление воздуха и восходящие его движения больше не могут удерживать их во взвешенном состоянии, они выпадают из облака в виде осадков.
Укрупнение капелек до нужных размеров не может происходить путем конденсации. В результате конденсации получаются только очень мелкие капельки. Для образования более крупных капель процесс конденсации должен был бы продолжаться чрезмерно долго. Более крупные капли, выпадающие из облака в виде дождя или мороси, могут возникнуть другими путями.
Во-первых, они могут быть результатом взаимного слияния капелек. Если капельки заряжены разноименными электрическими зарядами, это благоприятствует их слиянию. Большое значение имеет также различие размеров капелек. При разных размерах они падают с разной скоростью и потому легче сталкиваются между собой. Столкновениям капелек способствует также турбулентность. Именно таким образом иногда выпадает из слоистых облаков морось, а из мощных кучевых облаков — мелкий и малоинтенсивный дождь, особенно в тропиках, где содержание жидкой воды в облаках велико.
Но обильные осадки возникнуть путем слияния капель все же не могут. Для их выпадения необходимо, чтобы облака были смешанными, т. е. чтобы в них бок о бок находились переохлажденные капельки и кристаллы. Именно таковы высокослоистые, слоисто-дождевые и кучево-дождевые облака. Если переохлажденные капли и кристаллы находятся во взаимном соседстве, условия влажности таковы, что для капелек мы имеем насыщение, а для кристаллов — пересыщение. Но в этом случае, кристаллы будут быстро расти путем сублимации, количество водяного пара в воздухе уменьшится и для капель он станет ненасыщенным. Поэтому одновременно с ростом кристаллов будет происходить испарение капелек, т. е. будет происходить перегонка водяного пара с капелек на кристаллы.