Укрупнилися кристали починають випадати зазвичай з верхньої частини хмари, де вони переважно перебувають. По дорозі вони й надалі укрупнюються шляхом сублімації, а крім того, стикаються з переохолодженими крапельками, приморожують їх до себе і ще більше збільшуються в розмірах. Крапельки, замерзлі при зіткненні з кристалами, і уламки кристалів у багато разів збільшують число частинок, на яких відбувається кристалізація. У нижній частині хмари або хмарного шару з'являються, таким чином, великі кристали. Якщо в цій нижній частині хмари температура вище нуля, кристали тануть, перетворюючись у краплі, які і випадають із хмари у вигляді дощу. Утворені при цьому крапельки з різною швидкістю падіння можуть коагулювати (зливатися) між собою та з іншими крапельками хмари. В інших випадках кристали тануть вже під основою хмари і також випадає дощ. Нарешті, якщо температура під хмарами негативна до самої земної поверхні, опади випадають у вигляді снігу або крупи. Більш складні умови мають місце, якщо опади випадають у вигляді граду або крижаного дощу, по істота явища те саме.
Опади можуть випадати і з суто крижаних хмар, також внаслідок сублімаційного укрупнення кристалів. Але зазвичай ці хмари високі (у верхньому ярусі) і опади з них випаровуються, не досягаючи земної поверхні. «Мітли» і «хвости» деяких видів перистих хмар, по суті, є саме смугами падіння опадів.
Ожеледь і обмерзання
Особливо важливе практичне значення має освіту крижаного нальоту на земній поверхні й на предметах внаслідок випадання мряки чи дощу і при осадженні рясного туману. Це явище називається ожеледдю. Ожеледь, таким чином, не виділяється з повітря шляхом безпосередньої сублімації на наземних предметах, як розглянуті вище види твердих гідрометеорів. На його освіти необхідно випадання переохолоджених крапельок, що виникли в атмосфері.
Ожеледь виникає при не дуже низьких негативних температурах (від 0 до -10 - -15 °). Опади при цьому випадають у вигляді переохолоджених крапельок, але при зіткненні із земною поверхнею або предметами замерзають, покриваючи їх крижаним шаром. Розрізняють ожеледь прозорий і мутний (матовий). Останній виникає при більш дрібних крапельках (мряки) і при більш низьких температурах. Кірка намерзлої льоду може досягати в товщину декількох сантиметрів (а іноді багатьох сантиметрів) і викликати поломку сучків і обрив проводів; телеграфні стовпи можуть падати під вагою льоду, що осів на проводах. Вулиці та дороги можуть перетворитися на суцільні ковзанки. Ожеледь чисельний у горах в морському кліматі; їли в гірських лісах іноді перетворюються ожеледдю в безформні брили.
Ожеледь часто спостерігається взимку на півдні Європейської території Росії. Шкода, заподіяна ожеледдю зв'язку і транспорту, змушує особливо уважно ставитися до його прогнозу.
30. Електрика хмар і опадів
Краплі хмар і туманів, як і тверді елементи в них, частіше бувають електрично зарядженими, ніж нейтральними. Найбільш часто зустрічаються такі тумани, всі краплі яких несуть заряди одного знака, але приблизно в 25% випадків краплі заряджені різнойменно. Середній заряд крапельок в туманах має порядок величини від десятків до тисяч елементарних зарядів (елементарним зарядом називають заряд електрона). До умов в туманах, мабуть, близькі і умови в дрібнокрапельне хмарах, що не дають опадів.
У купчасто-дощових хмарах, містять великі краплі, а також і значні за розмірами кристали, виникають особливо сильні електричні заряди. Про них можна судити по-зарядам випадаючих опадів. Краплі зливового дощу несуть заряди в середньому близько 30-4 * 10 ^-3 абс. ел. ст. од. Це в 10 мільйонів разів більше елементарного заряду. Але найбільші заряди крапель можуть бути ще в десятки разів більше цього середнього значення. Тверді елементи хмар і опадів заряджені так само, як краплі, або ще сильніше.
Дощі значно частіше випадають на земну поверхню з позитивними, ніж з негативними зарядами; зі снігом справа йде менш виразно.
Розділення зарядів в купчасто-дощових хмарах, тобто скупчення електрики одного знака в одній частині хмари та іншого знака в іншого, призводить до величезних значень напруженості електричного поля атмосфери в хмарах і між хмарами і землею.
Причини електризації елементів хмар і опадів, а також поділу зарядів обох знаків у хмарах недостатньо ясні; існує багато різних теорій. Вказують такі причини, як захоплення іонів крапельками і кристалами, особливо при випаданні опадів; зіткнення великих і дрібних крапель; дроблення (розбризкування) крапель; сублімація, дроблення і випаровування кристалів; замерзання переохолоджених крапельок на кристалах і пр.

Гроза

Типове розвиток купчасто-дощових хмар і випадання з них опадів пов'язано з потужними проявами атмосферної електрики, а саме з багаторазовими електричними розрядами в хмарах або між хмарою і землею. Такі розряди іскрового характеру називають блискавками, а супроводжуючі їх звуки - громом. Весь процес, часто супроводжуваний ще й короткочасними посиленнями вітру - шквалами, називається грозою.
За походженням грози діляться на ті ж типи, що і купчасто-дощові хмари. Розрізняють внутрімасові і фронтальні грози.
Внутрішньомасові грози спостерігаються двох типів: у холодних повітряних масах, що переміщаються на теплу земну поверхню, і над прогрітій сушею влітку (місцеві, або теплові, грози). В обох випадках розвиток грози пов'язано з потужним розвитком хмар конвекції, а отже, з сильною нестійкістю стратифікації атмосфери і з сильними вертикальними переміщеннями повітря.
Фронтальні грози пов'язані головним чином з холодними фронтами, де тепле повітря витісняється вгору продвигающимся вперед холодним повітрям. Але влітку над сушею вони нерідко пов'язані і з теплими фронтами. Континентальний тепле повітря, що піднімається влітку над поверхнею теплого фронту, може виявитися дуже нестійкий стратифікована, а тому над поверхнею фронту може виникнути сильна конвекція.
Тривалість грози в кожному окремому місці зазвичай невелика: від хвилин до декількох годин. Число блискавок при сильній грозі вимірюється десятками в одну хвилину. Як правило, гроза супроводжується зливовими опадами, іноді градом.
Грози особливо часті над сушею в тропічних широтах: тут є райони, де в році 100-150 днів і більше з грозами. На океанах в цій зоні гроз набагато менше, приблизно 10 - 30 днів у році. Тропічні циклони завжди супроводжуються жорстокими грозами; проте самі ці обурення спостерігаються рідко.
У субтропічних широтах, де переважає високий тиск, гроз набагато менше: над сушею 20-50 днів з грозами в році, над морем 5-20 днів. У помірних широтах 10-30 днів з грозами над сушею і 5-10 днів над морем. У полярних широтах грози - вже одиничне явище.
Блискавка і грім
Необхідною умовою грози є виникнення дуже великих різниць електричного потенціалу в хмарах, або між хмарами, або між хмарами і земною поверхнею. Це можливо при сильній електризації хмар. Хмарні елементи з тих чи інших причин отримують електричні заряди різного знаку, і відбувається поділ цих зарядів: заряди одного знака накопичуються в одній частині хмари, заряди іншого знака - в іншій. У купчасто-дощових хмарах цей процес настільки інтенсивний, що створюються величезні різниці потенціалів. При цьому напруженість поля, тобто різниця потенціалів на одиницю довжини, іноді вимірюється сотнями тисяч, вольт на кожен метр.
Так як електропровідність повітря взагалі дуже мала, то швидко виникають різниці потенціалів не можуть вирівняти поступово, шляхом струму провідності. Коли напруженість поля досягає деякого критичного значення (порядку 25-50 тис. в / м і більше), різниці потенціалів вирівнюються за допомогою іскрових розрядів - блискавок - між різнойменно зарядженими хмарами або частинами хмар або між хмарою і землею. На шляху в кілька кілометрів (а така звичайна довжина блискавки) різницю потенціалів може досягати сотень мільйонів вольт, а сила струму в блискавці буде порядку десятків тисяч ампер. Одна блискавка переносить за частки секунди кілька кулонів електрики; за деякими даними, навіть у середньому близько 30 кулонів.
Блискавка складається з декількох, іноді багатьох послідовних розрядів - імпульсів - по одному і тому ж шляху, званому каналом блискавки. Цей канал звивистий і розгалужений, тому що розряди відбуваються по шляху найменшого електричного опору в атмосфері, а отже, по такому шляху, де щільність атмосферних іонів особливо велика. Канал блискавки видно тому, що повітря в ньому розжарюється до сліпучого рожево-фіолетового світіння. Температура в каналі досягає 25000-30000 °. Інтервали між окремими імпульсами - близько 0,05 секунди, а тривалість всієї блискавки становить десяті частки секунди.
Кожен розряд починається з лідера, тобто з попереднього розряду, який як би прокладає канал блискавки, збільшуючи в ньому щільність іонів і тим самим підвищуючи його провідність. Цей процес відбувається за типом електронної лавини. Відносно невелика спочатку число вільних електронів, поширюючись від хмари (або відповідної його частини з великим негативним зарядом), іонізує на своєму шляху молекули повітря. Внаслідок цього створюються все нові вільні електрони, в свою чергу збільшують іонізацію каналу. Відразу ж після того, як канал прокладений, у ній відбувається сильний головний розряд. Повторні розряди бувають слабкіше.
При розрядах між хмарами і землею (а до них відноситься приблизно 40% блискавок) до землі переноситься переважно негативна електрика. Причина в тому, що в нижній частині грозової хмари звичайно нагромаджуються негативні заряди, а земна поверхня під хмарою заряджається при цьому позитивно шляхом індукції. При грозовій розряді відбувається, таким чином, поповнення загального негативного заряду земної поверхні.

Кульова блискавка. Вогні Святого Ельма

Чудово, але ще недостатньо пояснено явище кульової блискавки. Це куля, що світиться діаметром в десятки сантиметрів, що переміщується разом з вітром або взагалі з струмом повітря (якщо потрапляє всередину приміщення). При зіткненні з наземними предметами він може вибухнути, що супроводжується руйнуванням і опіками; бувають і людські жертви. Є багато ще гіпотетичних пояснень кульової блискавки. Можливо, що вона виникає в розпеченому повітрі каналу звичайної блискавки і складається з нестійких сполук азоту і кисню, утворення яких супроводжується поглинанням великої кількості тепла. При охолодженні до деякої критичної температури речовина кульової блискавки миттєво розпадається на азот і кисень з виділенням всієї поглинутої енергії, що і створює вибух.
При наявності досить великих різниць потенціалів в атмосфері, крім іскрових розрядів, спостерігається витікання електрики з загострених предметів (з гострим), яке іноді супроводжується світінням. Ці тихі (або супровідною слабким тріском) розряди називають вогнями Святого Ельма. Вони можуть спостерігатися і у відсутності грозових хмар, особливо при заметілі і пилових бурях, найбільш часто в горах. Пояснюються вони в такий спосіб.
Якщо напруженість поля взагалі велика, то над видатними і загостреними предметами вона може стати ще значно більшою. Тоді безпосередньо біля гостро можуть створюватися такі значення напруженості, які наближаються до критичного. Повітря в безпосередній близькості до вістрям стає провідним, і з гострим відбувається помітне закінчення електрики. При особливо сильної напруженості це закінчення стає видимим, як світні нитки, кистями розходяться від вістря вгору (кистьові розряди).
31. Характеристики режиму опадів
Вимірювання опадів на метеорологічних станціях виробляється простими приладами - дощоміри (опадомірами). Вони збирають опади, що випадають на верхню, відкриту (приймальню) поверхню судини (відра) певної площі. Кількість накопичених опадів вимірюється особливим градуйованим склянкою, який показує товщину шару опадів в міліметрах.
У зимовий час точність показань дощоміри недостатня. Турбулентні завихрення, які утворюються близько приладу, можуть перешкоджати попаданню сніжинок у дождемерное відро або навіть «видувати» сніг з нього. З іншого боку, при вітрі в відро може потрапляти сніг, піднятий з поверхні снігового покриву. Для зменшення видування осадів з дощоміри застосовуються різні захисту, що оточують дождемерное відро.
Існують і самописні прилади - плювіографа, безперервно реєструють приріст опадів, а також сумарні дощоміри, пристосовані для накопичення опадів протягом тривалого часу.
Таким чином, кількість опадів, що випали в тому чи іншому місці за певний час, виражається в міліметрах шару води, що випала. Твердження, що випало 68 мм опадів, означає, що якщо б вода опадів не стікала, не випаровувалася і не вбиралася грунтом, вона покрила б підстилаючої поверхню шаром товщиною 68 мм .
Тверді опади (сніг та ін) також висловлюють товщиною шару води, який вони утворили б розтанувши.
Одному міліметру опадів відповідає обсяг води, що випала у кількості одного літра на один квадратний метр, або одного мільйона літрів на один квадратний кілометр. У вагових одиницях це з достатньою точністю дорівнює одному кілограму на квадратний метр, або 1000 тонн на квадратний кілометр.
Для характеристики клімату підраховують багаторічні середні кількості (суми) опадів по місяцях і за рік. Іноді підраховують опади по десятиденка або п'ятиденці. Для з'ясування добового ходу опадів визначають їх середні годинні суми по записах самописців. За багаторічними середнім місячним сумами опадів визначають їхній річний хід.
Крім середніх місячних і річних сум, представляє великий інтерес мінливість опадів. За відхилень місячних і річних сум в окремі роки від багаторічних середніх величин обчислюють середню мінливість і крайні відхилення.
На додаток до середніх сумах опадів підраховують ще середнє число днів з опадами за місяць та за рік, середню місячну та річну тривалість опадів в годинах, загальну або протягом дня з опадами. Обчислюють і ймовірність опадів, тобто відношення числа годин з опадами до загальної кількості годин на місяць або на рік. Визначають також ймовірність опадів для різних градацій їх кількості.
Визначають ще щільність опадів, тобто середню інтенсивність опадів у міліметрах за добу з опадами, а також інтенсивність опадів у міліметрах за хвилину або за годину для опадів різної тривалості.
Добовий хід опадів 31
Для визначення добового ходу кількості опадів висловлюють опади, що випали за певний часовий інтервал доби, у відсотках від загального добового кількості. При цьому виключаються абсолютні значень опадів, сильно варіюють від одного місця до іншого і що утрудняють порівняння.
Добовий хід опадів дуже складний, і навіть в багаторічних середніх величинах у ньому нерідко не виявляється ясною закономірності.
На суші розрізняють два основних типи добового ходу опадів-континентальний і берегової, якими, однак, не обмежується все розмаїття явищ. У зв'язку з місцевими умовами спостерігаються численні відступи від цих типів та їх ускладнення.
У континентальному типі головний максимум опадів припадає після полудня і слабкий вторинний максимум - рано вранці. Головний мінімум доводиться після опівночі, вторинний мінімум - перед полуднем. Головний максимум пов'язаний з денним зростанням конвекції, вторинний - з нічним освітою шаруватих хмар. Влітку головний максимум виражений різкіше, ніж взимку, що пояснюється річним ходом конвекції.
Цей тип добового ходу різкіше і регулярніше виражений у тропіках, ніж у високих широтах, так як у тропіках денна конвекція розвивається сильніше, а повторюваність фронтальних хмар (що не мають істотного добового ходу) менше.
У береговому типі єдиний максимум опадів припадає на ніч і ранок, а мінімум - на післяполуденні годинник. Цей тип добового ходу виражений влітку краще, ніж взимку. Деякі плоскі узбережжя в денні години влітку відрізняються особливо малої хмарністю і, отже, зменшеними опадами. Справа в тому, що при переході повітря з моря на сушу нагріту в денні години відносна вологість у ньому падає і розвиток хмар ускладнюється. Але далі в глиб материка хмарність і опади зростають внаслідок збільшення нестійкості стратифікації.
У деяких районах добовий хід опадів взимку відноситься до берегового типу, а влітку - до континентального (наприклад, в Парижі).
Добовий хід повторюваності опадів над сушею збігається з добовим ходом кількості опадів. Інтенсивність опадів на суші найменша до полудня, найбільша після полудня і ввечері. Так, у дні з опадами у Потсдамі влітку вранці випадає в середньому 1,13 мм в. годину, а після полудня 2,54 мм на годину. Взимку різниця набагато менше.
У середніх широтах максимальна інтенсивність опадів припадає на 14-16 годин, мінімум - на 4-6 годин.
Річний хід опадів 31 ...
Річний хід опадів залежить як від загальної циркуляції атмосфери, так і від місцевої фізико-географічної обстановки.
1. Екваторіальний тип
Поблизу екватора (приблизно до 10 ° широти в кожній півкулі) у році є два дощових сезону, розділені порівняно сухими сезонами. Дощові сезони припадають на час після рівнодення, коли внутрітропіческая зона конвергенції (тропічний фронт) близька до екватора і конвекція отримує найбільший розвиток. Головний мінімум припадає на літо північної півкулі, коли внутрітропіческая зона конвергенції найбільш віддалена від екватора
2. Тропічний тип
У міру наближення до зовнішніх кордонів тропічного поясу два максимуми у річному ході температури зливаються в один - літній. Разом з цим і два дощових періоду об'єднуються в один літній дощовий період при найвищому стоянні сонця. Поблизу тропіка приблизно 4 місяці в році будуть з рясними дощами і 8 місяців - сухої.
3. Тип тропічних мусонів
У тих районах тропіків, де добре виражена мусонна циркуляція (наприклад, Індія, південно-східний Китай, район Гвінейської затоки, північна Австралія), річний хід опадів такий же, як в типі 2, з максимумом влітку і мінімумом узимку, але з більшою амплітудою .
Вплив орографії може дуже значно збільшувати літні мусонні опади і тим самим робити річний хід опадів виключно різким.
4. Середземноморський тип
На островах і в західних частинах материків субтропічних широт також спостерігається різниця, іноді дуже різке, між вологим і сухим сезонами. Максимум опадів припадає, однак, не на літо, а на зиму або осінь. Сухе літо обумовлено тут впливом субтропічних антициклонів, що створюють малохмарну погоду. Взимку антициклони відсуваються в більш низькі широти і циклонічна діяльність помірних широт захоплює субтропіки. Вологий і сухий сезони тривають приблизно на півроку. Особливо різко цей тип річного ходу опадів виражений у середземноморських країнах, а також у Каліфорнії, на півдні Африки, на півдні Австралії, де є подібні умови атмосферної циркуляції. До цього типу належать і опади Південного берега Криму, найбільш північній околиці середземноморського клімату. Річний хід опадів в пустелях Середньої Азії можна віднести до цього ж типу.
5. Внутрішньоматерикові тип помірних широт
Усередині материків в помірних широтах максимум опадів припадає на літо, а мінімум - на зиму, при перевазі антициклонів. В Азії цей річний хід виражений особливо різко, тому що взимку тут панують дуже потужні антициклони з їх сухою погодою. Але цей тип річного ходу існує і в Європі, і в Північній Америці
6. Морський тип помірних широт
У західних частинах материків помірних широт циклони частіше бувають зимою, ніж влітку. Тому там переважають зимові опади або розподіл опадів протягом року досить рівномірний. Так, в прибережних районах Західної Європи найбільш багаті опадами осінь і зима, найбільш сухі весна і раннє літо. Той же річний хід спостерігається і над океанами в помірних широтах.
7. Мусонний тип помірних широт
У мусонних районах помірних широт, переважно на сході материка Азії, максимум опадів припадає на літо, як і усередині материка, а мінімум - на зиму. Але річний хід в мусонних районах ще більш різкий: амплітуда більше, ніж у внутрішньоматерикових районах, особливо за рахунок рясних літніх опадів.
8. Полярний тип
Річний хід цього типу над материками характеризується літнім максимумом опадів, тому що влітку вологовміст повітря вище, ніж взимку, а інтенсивність циклонічної діяльності не дуже сильно змінюється протягом року.
32. Тривалість і інтенсивність опадів
У степовій зоні СНД річна мінливість опадів більше, ніж у більш північних районах; в літні місяці мінливість тут особливо велика, як зазначено вище. Велика мінливість опадів у степовій зоні при дуже обмеженому середньому їх кількості призводить до того, що в деякі роки опадів не вистачає і виникають посухи. Це зона нестійкого зволоження. Траплялося, що у степовій зоні СНД число днів поспіль без дощу у великій районі становило 60-70. При тривалій відсутності дощів влітку і при високих температурах запаси вологи в грунті вичерпуються внаслідок випаровування. Створюються несприятливі умови для нормального розвитку рослин, а врожай польових культур знижується або гине. Шкідливий вплив посушливої ​​погоди протягом вегетаційного періоду може бути пом'якшено досить великим запасом вологи, що збереглися в грунті з весни в результаті танення снігового покриву. Тому важливе значення мають такі засоби боротьби з посухою, як снігозатримання і затримка весняного стоку полезахисними лісовими смугами.
Засухи з несприятливими наслідками для врожаю характерні для степової зони СНД (Південна Україні, Нижнє Поволжя, Північний Казахстан і інші райони) і США. Рідше посухи поширюються на лісостепову зону. Один-два рази на 100 років посухи бувають навіть у Фінляндії та Швеції.
Кількість днів з опадами за місяць або за рік поряд із сумами опадів є істотним кліматичних елементом. Для рослинності небайдуже, випало чи ту чи іншу кількість опадів протягом всього декількох днів місяця або ж опади випадали часто і розподілялися порівняно рівномірно від початку до кінця місяця. У степовій зоні влітку навіть значний злива мало може поліпшити посушливе положення, якщо він виявляється єдиним.
У середніх широтах влітку тривалість опадів в годинах найменша, взимку найбільша, незважаючи на те що місячні суми опадів влітку більше. У Ленінграді в січні середня місячна сума опадів невелика - 30 мм , Але число днів з опадами 21, а середня тривалість опадів на день з опадами 11,3 години. Зрозуміло, що такі часті й тривалі опади мають малу інтенсивність. З іншого боку, в степах на півдні Європейської території СРСР влітку в дощовий день число годин з опадами не більше 1,5-2,0, тобто опади випадають у вигляді порівняно інтенсивних злив.
Як кліматичної характеристики інтенсивності опадів застосовують щільність опадів. Вона обчислюється як середня кількість опадів, що випала в день з опадами. На узбережжі Норвезького моря в середньому за рік це близько 10 мм , В Середній Європі 4-8 мм, в Джакарті 12 мм . У Черрапунджі щільність опадів в середньому річному 65 мм , А влітку 106 мм .
Окремі дощі можуть мати значно більшу інтенсивність. При цьому найбільшу інтенсивність мають короткі зливові дощі.

Географічне розподіл опадів

Розподіл опадів по земній поверхні залежить від ряду причин. Безпосередньою причиною є розподіл хмар. Проте відіграє роль не тільки ступінь покриття неба хмарами, але ще й водність хмар, і наявність у них твердої фази. Те й інше залежить від температурних умов. У високих широтах навіть при великій хмарності випадає небагато опадів, тому що вологість повітря, а отже, і водність хмар там, при низьких температурах, малі. У більш низьких широтах водність хмар більше. Але якщо вони при цьому також не досягають рівня заледеніння, опадів з них випадає небагато; такі, наприклад, умови в областях пасатів над тропічними океанами. Отже, розподіл опадів пов'язано з розподілом хмарності і температури і, отже, також має зональністю. Однак ця зональність ще більше, ніж у температури і хмарності, перекривається дією незональних факторів, таких, як розподіл суші і моря і орографія.
Розподіл опадів на суші вкрай нерівномірно; воно дуже сильно залежить від місцевих умов, особливо від рельєфу, навіть в малому масштабі. Тому, представляючи розподіл опадів на карті, доводиться його дуже сильно генералізувати, відволікаючись від місцевих особливостей.
Визначення сум опадів на океанах можливе лише з низькою точністю. Доводиться робити непрямі висновки про кількості опадів на океанах зі спостережень над їх повторюваністю, екстраполюючи їх інтенсивність із спостережень на узбережжях материків і на островах.
Усередині тропіків, при високих температурах, вологовміст повітря велика і може розвиватися сильна конвекція. Тому кількості опадів тут взагалі значні, в середньому 1000 мм на рік і більше. На суші вони більше, у відкритому морі менше, так як тут, в областях пасатів, хмари менш розвинені по вертикалі і рідше досягають рівня заледеніння. Найбільші кількості опадів у тропіках - 2000-3000 мм і більше - випадають в порівняно вузькій внутрітропіческой зоні конвергенції, де зближуються лінії струму пасатів двох півкуль. Ця зона не завжди лежить поблизу екватора; вона володіє сезонним переміщенням. Збіжність ліній струму викликає тут особливо сильні висхідні рухи повітря. Тому тут спостерігається найбільше облакообразованіе і хмарність досягає таких висот, на яких можлива поява у хмарах твердої фази.
Особливо багаті опадами Середня Америка, басейн Амазонки, береги Гвінейської затоки, острови Індонезії. На деяких станціях Середньої Америки випадає до 5000-6500 мм на рік, в Колумбії - до 7000 мм і більше, в Західній Африці - до 4000-5000 мм, а в Дебунджа, на південно-західному схилі піка Камерун, - навіть понад 9000 мм . До 7000 мм опадів випадає і на деяких станціях Індонезії.
Дуже великі суми опадів відзначаються на тропічних островах там, де є сприятливі орографічні умови, тобто де потік пасату піднімається по гірських схилах. На Гавайських островах є гірські станції, де опадів випадає понад 9000 мм на рік і навіть понад 12 000 мм . Останнє число, втім, сумнівно.
Від субтропіків до помірних широт опади взагалі збільшуються. У помірних широтах добре розвинена циклонічна діяльність, хмарність досить велика, хмари мають значної потужністю і часто досягають рівня заледеніння. У степовій зоні, де порядок величин річних сум опадів 300-500 мм, опадів все-таки випадає менше, ніж може випаровуватися. Ми вже говорили, що тут бувають посушливі роки, коли опадів недостатньо для нормального розвитку сільськогосподарських культур. Це зона нестійкого зволоження.
У лісовій зоні річні суми опадів становлять вже 500 - 1000 мм . Випаровування тут загалом менше опадів; це зона надлишкового зволоження. Надлишок опадів видаляється тут шляхом річкового стоку. При цьому опади на материках убувають в напрямі з заходу на схід, в міру віддалення від океану, з якого відбувається основний перенесення вологи на материк західними вітрами. Так, в більшій частині Європи випадає від 500 до 1000 мм опадів і більше, тоді як у Східній Сибіру з її зимовим режимом високого тиску - менше 500 мм , А в деяких районах - навіть менше 250 мм . Однак там, де в східних частинах материків існує мусонна циркуляція, опади знову збільшуються за рахунок рясних літніх дощів. Так, наприклад, річна сума опадів в Іркутську 440 мм , У Мінусинську 310 мм , Але у Владивостоці вже 570 мм . У Петропавловську-Камчатському, де опади значні і взимку, їх випадає понад 1000 мм .
Очевидно вплив гірських хребтів на опади в помірних широтах. На навітряних схилах в горах як фронтальні, так і конвективні опади взагалі зростають внаслідок посилення вертикальних рухів при вимушеному сходженні повітря по схилах.
На підвітряних схилах, напроти, опади убувають. На Атлантичному узбережжі Норвегії, в Бергені, спостерігається 1730 мм опадів в рік, тоді як в Осло, за хребтом, - тільки 560 мм . Різкий контраст в опадах існує між Тихоокеанським узбережжям Північної Америки і материком на схід від Скелястих гір. Різко збільшені опади на західних берегах у порівнянні зі східними на півдні Південної Америки і в Новій Зеландії, що також пояснюється орографією. Навіть такі невисокі гори, як Урал, роблять значний вплив на розподіл опадів: в Уфі випадає за рік в середньому 600 мм , А в Челябінську 370 мм .
Від помірних широт до високих опади знову убувають внаслідок зменшення вологовмісту атмосфери, а з ним і водності хмар, а в Антарктиці також внаслідок малої хмарності над материком. У зоні тундри випадає загалом менш 300 мм на рік, а в восточносибирской тундрі - навіть менше 200 мм на рік, незважаючи на велику кількість днів з опадами. Однак тундра є зоною надмірного зволоження, так як випаровування там ще менше, ніж опади. Ще менше опади в Арктичному басейні.
У південній півкулі опади убувають приблизно від 1000 мм на 40-й паралелі до 250 мм на полярному колі. У глибині материка Антарктиди опади вимірюються десятками міліметрів на рік.

33. Характеристики зволоження

Кількість опадів саме по собі ще не визначає умов зволоження грунту. Приблизно однакові суми опадів випадає і в напівпустелі Прикаспійської низовини, і в тундрі. Але в першому випадку недолік зволоження призводить до типової ксерофільних рослинності, а в другому випадку створюється надмірне зволоження і заболочування.
Стало бути, для оцінки умов зволоження потрібно враховувати не тільки випадають опади, але і можливість їх випаровування.
Ми знаємо, що испаряемостью називають величину випаровування, можливу в даній місцевості при необмеженій запасі вологи. Вона залежить від усього комплексу кліматичних умов, місцевості, в першу чергу від температурних умов. Природно характеризувати умови зволоження за рік, за місяць або за сезон відношенням суми опадів г до випаровуваності E за той же період. Таке ставлення називають коефіцієнтом зволоження.
Він показує, в якій частці випадають опади в змозі відшкодувати втрату вологи. Якщо опади більше випаровуваності, то запас вологи в грунті збільшується і можна говорити про надмірне зволоження. Якщо опади менше випаровуваності, зволоження недостатнє і грунт втрачає вологу.
За HH Іванову, при коефіцієнті зволоження k в усі місяці року не менше 100% місцевість має постійно вологий клімат, при k менше 100% протягом частини місяців - не постійно вологий клімат, при k між 25 і 100% у всі місяці - постійно помірно вологий клімат, при k менше 25% в частині місяців - непостійно посушливий клімат до при k менше 25% у всі місяці - постійно посушливий клімат. Можливо також, що частина місяців буде ставитися до вологим, а інша частина - до посушливим. Тоді отримаємо посушливо-вологий або волого-посушливий клімат, залежно від того, чи буде вологий період триваліше або коротше посушливого.
Ступінь посушливості клімату разом з його температурними умовами визначає тип рослинності і всього географічного ландшафту в даній місцевості.
M. І. Будико показав, що на річну випаровуваність в даному місці має затрачатися кількість тепла, яке дорівнює річному радіаційного балансу надлишково зволоженою підстилаючої поверхні в цьому місці. При цьому передбачається, що в сумі за рік обмін теплом між грунтом і повітрям шляхом теплопровідності такий малий, що ним можна знехтувати. Звідси радіаційний індекс сухості К для цілого року можна написати так.
35. Карти баричної топографії
Просторовий розподіл атмосферного тиску безупинно міняється з часом. Це означає, що безперервно змінюється розташування изобарических поверхонь в атмосфері. Щоб стежити за змінами баричного, а також і термічного поля, у практиці служби погоди щоденно складають по аерологічними спостереженнями карти топографії изобарических поверхонь - карти баричної топографії.
На карту абсолютної баричної топографії наносять висоти визначеної изобарических поверхні над рівнем моря на різних станціях у визначений момент часу, наприклад поверхні 500 мб о 6 годині ранку 1 січня 1967 р . Точки з рівними висотами з'єднують лініями рівних висот - ізогіпс (абсолютними ізогіпс). За ізогіпс можна судити про розподіл тиску в тих шарах атмосфери, в яких розташовується дана изобарических поверхню.
В атмосфері завжди існують області, в яких тиск підвищений або знижений у порівнянні з навколишніми областями. Фактично вся атмосфера складається з таких областей підвищеного або зниженого тиску, розташування яких весь час змінюється. При цьому в областях зниженого тиску - циклонах або депресіях - тиск на кожному рівні найнижче в центрі області, а до периферії росте. Тиск, крім того, завжди знижується з висотою; тому изобарических поверхні в циклоні прогнуті у вигляді воронок, знижуючись від периферії до центру. Отже, на карті абсолютної топографії в центрі циклону будуть знаходитися ізогіпс з меншими значеннями висоти, а на периферії - ізогіпс з великими значеннями. В області підвищеного тиску - антициклоні, навпроти, на кожному рівні в центрі буде найвищу тиск, тому изобарических поверхні в антициклоні будуть мати форму куполів, і на карті абсолютної баричної топографії в центрі антициклону ми знайдемо ізогіпс з найвищими значеніямі.Составляют ще карти відносної баричної топографії . На таку карту наносять висоти визначеної изобарических поверхні, але відраховані не від рівня моря (як на картах абсолютної баричної топографії), а від іншої, що лежить нижче изобарических поверхні.
Такі висоти називаються відносними, а проведені по них ізогіпс - відносними ізогіпс. Відносна висота однієї изобарических поверхні над іншою залежить від середньої температури повітря між цими двома поверхнями (рис. 56). З голови друге відомо, що барическая щабель залежить від температури. Але барическая щабель, тобто відстань між двома рівнями з тиском, що розрізняються на одиницю, по суті і є відносна висота однієї изобарических поверхні над іншою.
В областях тепла товщина атмосферного шару між двома поверхнями збільшена, в областях холоду - зменшена.
Чим більше відносна висота, тим вище температура шару. Отже, карти відносної топографії показують розподіл температури в атмосфері. Іноді кажуть, що карти абсолютної і відносної топографії разом представляють термобарической полі атмосфери. Складають карти баричної топографії і по осереднені даними за проміжки часу від декількох днів до місяця. Для кліматологічних цілей застосовуються карти баричної топографії, складені по багаторічним середнім даним.
На карти баричної топографії, строго кажучи, наносять не висоти изобарических поверхонь, а їх геопотенціали. Геопотенціалом (абсолютним) називається потенційна енергія одиниці маси в полі сили тяжіння. Інакше кажучи, геопотенциала изобарических поверхні в кожній її точці є робота, яку потрібно затратити проти сили тяжіння, щоб підняти одиницю маси від рівня моря в дану точку.
Відносний геопотенциала відповідно дорівнює різниці абсолютних геопотенціалов двох точок, що лежать на одній вертикалі.
Ізобари
Карти абсолютної баричної топографії для декількох изобарических поверхонь у своїй сукупності наочно представляють баричне поле атмосфери в тих шарах, у яких розташовуються ці изобарических поверхні. Але, крім того, з давніх пір прийнято зображати баричне поле на рівні моря за допомогою ліній рівного тиску - ізобар. Для цього наносять на географічну карту величини атмосферного тиску, виміряні в один і той же момент на рівні моря або приведені до цього рівня, з'єднують точки з однаковим тиском изобарами. Кожна ізобар є слідом перетину якийсь изобарических поверхні з рівнем моря.
Ізобари можна побудувати не тільки для рівня моря, але і для будь-якого вищого рівня. Однак у службі погоди складають для вільної атмосфери не карти ізобар, а описані вище карти баричної топографії.
На карті ізобар також виявляються вже згадувані області зниженого і підвищеного тиску - циклони і антициклони. В циклоні найнижче (мінімальний) тиск спостерігається в центрі, навпаки, в антициклоні в центрі спостерігається саме високий тиск. На картах ізобар для рівня моря, як і на картах баричної топографії, виявляється постійне переміщення цих областей та зміна їх інтенсивності, а отже, і постійні зміни баричного поля. У практиці служби погоди не застосовуються окремі карти ізобар. Складають комплексні синоптичні карти, на які, крім тиску на рівні моря, наносять та інші метеорологічні елементи по наземних спостережень. На цих картах і проводять ізобари.
У кліматології застосовуються карти ізобар для рівня моря, складені за багаторічними середніми даними.

Баричні системи

Області зниженого і підвищеного тиску, на які постійно розчленовується баричне поле атмосфери, називають баричні системами. Баричні системи основних типів - циклон і антициклон - на приземних синоптичних картах вимальовуються замкнутими концентричними ізобарами неправильної, у загальному округлої чи овальної форми.
При цьому в центрі циклону тиск нижче, ніж на периферії, а в центрі антициклону тиск вищий, ніж на периферії. Изобарических поверхні в циклоні прогнуті вниз у вигляді воронок, а в антициклоні вигнуті вгору у вигляді куполів. Горизонтальні баричні градієнти в циклоні спрямовані від периферії до центру, а в антициклоні - від центру до периферії. Розміри циклонів і антициклонів дуже великі; їх поперечники вимірюються тисячами кілометрів (у так званих тропічних циклонах - сотнями кілометрів).
Крім описаних баричних систем із замкнутими ізобарами, розрізняють ще баричні системи з незамкнутими изобарами. До них відносяться улоговина (зниженого тиску) і гребінь (підвищеного тиску).
Улоговина - це смуга зниженого тиску між двома областями підвищеного тиску. Ізобари у ній, або близькі до паралельних прямих, або мають вигляд латинської літери V (в останньому випадку улоговина є витягнутою периферійною частиною циклону). Изобарических поверхні в улоговині нагадують жолоби з ребром, зверненим вниз. Центру в улоговині немає, але є вісь, тобто лінія, на якій тиск має мінімальне значення або (якщо ізобари мають вид букви V) на якій ізобари різко змінюють напрямок. На кожному рівні вісь збігається з ребром изобарических жолоба. Баричні градієнти в улоговині спрямовані від периферії до осі.
Гребінь являє собою смугу підвищеного тиску між двома областями зниженого тиску. Ізобари в гребені або нагадують паралельні прямі, або мають форму латинської букви U. В останньому випадку гребінь є периферійної частиною антициклону, що характеризується витріщанням ізобар. Изобарических поверхні в гребені мають вид жолобів, звернених опуклістю вгору. Гребінь має вісь, на якій тиск максимальне або на якій ізобари порівняно різко змінюють напрямок. Баричні градієнти в гребені спрямовані від осі до периферії.
Розрізняють ще сідловину - ділянку баричного поля між двома циклонами (чи улоговинами) і двома антициклонами (або гребенями), розташованими хрест-навхрест. Изобарических поверхні в сідловині мають характерну форму сідла: вони піднімаються в напрямку до антициклонам і опускаються в напрямку до циклонів. Точка в центрі сідловини називається точкою сідловини.
36. Горизонтальний баричних градієнт
Розглядаючи ізобари на синоптичної карті, ми помічаємо, що в одних місцях ізобари проходять густіше, в інших - рідше.
Очевидно, що в перших місцях атмосферний тиск змінюється в горизонтальному напрямку сильніше, по-друге - слабше. Кажуть ще: «швидше» і «повільніше», але не слід змішувати зміни в просторі, про які йде мова, із змінами в часі.
Точно виразити, як міняється атмосферний тиск у горизонтальному напрямку, можна за допомогою так званого горизонтального баричного градієнта, або горизонтального градієнта тиску. У розділі четвертої говорилося про горизонтальному градієнті температури. Подібно до цього горизонтальним градієнтом тиску називають зміну тиску на одиницю відстані в горизонтальній площині (точніше, на поверхні рівня), при цьому відстань береться по тому напрямку, в якому тиск убуває усього сильніше. А таким напрямком найбільш сильного зміни тиску є в кожній точці напрямок по нормалі до ізобари в цій точці.
Таким чином, горизонтальний баричних градієнт є вектор, напрямок якого збігається з напрямком нормалі до ізобари в сторону зменшення тиску, а числове значення дорівнює похідної від тиску з цього напрямку. Позначимо цей вектор символом - Ñ р, а числову його величину - dp / dn, де п - напрямок нормалі до ізобар.
Як і кожен вектор, горизонтальний баричних градієнт можна графічно представити стрілкою, у даному випадку стрілкою, спрямованої по нормалі до ізобари убік убування тиску. При цьому довжина стрілки повинна бути пропорційна числової величиною градієнта.
У різних точках баричного поля напрямок і величина баричного градієнта будуть, звичайно, різними. Там, де ізобари згущені, зміна тиску на одиницю відстані по нормалі до ізобари більше; там, де ізобари розсунуті, воно менше. Інакше кажучи, величина горизонтального баричного градієнта обернено пропорційна відстані між изобарами.
Якщо в атмосфері є горизонтальний баричних градієнт, це означає, що изобарических поверхні в даній ділянці атмосфери нахилені до поверхні рівня і, стало бути, перетинаються з нею, утворюючи ізобари. Изобарических поверхні нахилені завжди в напрямку градієнта, тобто туди, куди тиск зменшується.
Горизонтальний баричних градієнт є горизонтальної складової повного баричного градієнта. Останній видається просторовим вектором, який в кожній точці изобарических поверхні спрямований по нормалі до цієї поверхні в бік поверхні з меншим значенням тиску. Числова величина цього вектора дорівнює - dp / dn; але тут n - напрямок нормалі до изобарических поверхні. Повний баричних градієнт можна розкласти на вертикальну та горизонтальну складові, або на вертикальний та горизонтальний градієнти. Можна розкласти його і на три складові по осях прямокутних координат X, Y, Z. Тиск змінюється з висотою набагато сильніше, ніж у горизонтальному напрямку. Тому вертикальний баричних градієнт в десятки тисяч разів більше горизонтального. Він врівноважується або майже врівноважується спрямованої протилежно йому силою тяжіння, як це випливає з основного рівняння статики атмосфери. На горизонтальне рух повітря вертикальний баричних градієнт не впливає. Далі в цьому розділі ми будемо говорити тільки про горизонтальному баричного градієнта, називаючи його просто баричні градієнтом.

38. Швидкість вітру
Як нам вже відомо з глави другий, вітром називають рух повітря відносно земної поверхні, причому, як правило, мається на увазі горизонтальна складова цього руху. Проте іноді говорять про висхідному або про низхідному вітрі, враховуючи також і вертикальну складову. Вітер характеризується вектором швидкості. На практиці під швидкістю вітру мається на увазі тільки числова величина швидкості; саме її ми будемо надалі називати швидкістю вітру, а напрям вектора швидкості - напрямком вітру.
Швидкість вітру виражається в метрах за секунду, в кілометрах за годину (особливо при обслуговуванні авіації) і у вузлах (в морських милях на годину). Щоб перевести швидкість з метрів в секунду у вузли, досить помножити число метрів в секунду на 2.
Існує ще оцінка швидкості (або, як прийнято говорити в цьому випадку, сили) вітру в балах, так звана шкала Бофорта, за якою весь інтервал можливих швидкостей вітру ділиться на 12 градацій. Ця шкала пов'язує силу вітру з різними його ефектами, такими, як ступінь хвилювання на морі, хитання гілок і дерев, поширення диму з труб і т. п. Кожна градація за шкалою Бофорта носить певну назву. Так, нулю шкали Бофорта відповідає штиль, тобто повна відсутність вітру. Вітер в 4 бали, за Бофорта називається помірним і відповідає швидкості 5-7 м / сек; в 7 балів - сильним, зі швидкістю 12-15 м / сек; в 9 балів - штормом, зі швидкістю 18-21 м / сек; нарешті , вітер у 12 балів за Бофорта-це вже ураган, зі швидкістю понад 29 м / сек.
Розрізняють згладжену швидкість вітру за деякий невеликий проміжок часу, протягом якого виробляються спостереження, і миттєву швидкість вітру, яка взагалі сильно коливається і часом може бути значно нижче або вище згладженої швидкості. Анемометри звичайно дають значення згладженої швидкості вітру, і надалі мова буде йти саме про неї.
У земної поверхні найчастіше доводиться мати справу з вітрами, швидкості яких близько 4-8 м / сек і рідко перевищують 12-15 м / сек. Але все-таки в штормах і ураганах помірних широт швидкості можуть перевищувати 30 м / сек, а в окремих поривах досягати 60 м / сек. У тропічних ураганах швидкості вітру доходять до 65 м / сек, а окремі пориви - до 100 м / сек. У маломасштабних вихорах (смерчі, тромби) можливі швидкості і більш 100 м / сек. У так званих струменевих течіях у верхній тропосфері й у нижній стратосфері середня швидкість вітру за тривалий час і на великій площі може доходити до 70-100 м / сек.
Швидкість вітру в земної поверхні виміряється анемометрами різної конструкції. Найчастіше вони засновані на тому, що тиск вітру приводить в обертання прийомну частину приладу (чашковий анемометр, млиновий анемометр і ін) або відхиляє її від положення рівноваги (дошка Вільда). За швидкістю обертання або величині відхилення можна визначити швидкість вітру. Є конструкції, засновані на манометричному принципі (трубка Піто). Є ряд конструкцій самописних приладів - анемографов і (якщо виміряється також і напрямок вітру) анеморумбограф. Прилади для вимірювання вітру на наземних станціях установлюються на висоті 10-15 м над земною поверхнею. Обмірюваний ними вітер і називається вітром у земної поверхні.
Напрямок вітру
Потрібно добре запам'ятати, що, кажучи про направлення вітру, мають на увазі напрям, звідки він дме. Вказати цей напрям можна, назвавши або точку горизонту, звідки дме вітер, або кут, утворений напрямом вітру з меридіаном місця, тобто його азимут. У першому випадку розрізняють 8 основних румбів горизонту: північ, північний схід, схід, південний схід, південь, південний захід, захід, північний захід - і 8 проміжних румбів між ними: північ-північний схід, північний схід- схід, схід-південно-схід, південь-південний схід, південь-південний захід, захід-південно-захід, захід-північно-захід, північ-північний захід (рис. 68). 16 румбів, вказують напрям, звідки дме вітер, мають такі скорочені позначення, російські і міжнародні:
Якщо напрямок вітру характеризується кутом його з меридіаном, то відлік ведеться від півночі за годинниковою стрілкою. Таким чином, північ буде відповідати 0 ° (360 °), північно-схід 45 °, схід 90 °, південь 180 °, захід 270 °. При спостереженнях над вітром у високих шарах атмосфери напрямок його, як правило, вказується в градусах, а при спостереженнях на наземних метеорологічних станціях - у румбах горизонту.
Напрямок вітру визначається за допомогою флюгера, що обертається близько вертикальної осі. Під дією вітру флюгер приймає положення по напрямку вітру. Флюгер звичайно з'єднується з дошкою Вільда.
Так само як і для швидкості, розрізняють миттєвий і згладжене напрямок вітру. Миттєві напрямки вітру значно коливаються біля деякого середнього (згладженого) напрямку, який визначається при спостереженнях по флюгеру.
Однак і згладжене напрямок вітру в кожному даному місці Землі безупинно міняється, а в різних місцях в один і той же час воно також різна. В одних місцях вітри різних напрямків мають за тривалий час майже рівну повторюваність, в інших - добре виражене переважання одних напрямків вітру над іншими протягом усього сезону або року. Це залежить від умов загальної циркуляції атмосфери і почасти від місцевих топографічних умов.
При кліматологічної обробці спостережень над вітром можна для кожного даного пункту побудувати діаграму, що представляє собою розподіл повторюваності напрямків вітру по основних румбах, у вигляді так званої троянди вітрів (рис. 69). Від початку полярних координат відкладаються напрямки по румбах горизонту (8 або 16) відрізками, довжини яких пропорційні повторюваності вітрів даного напрямку. Кінці відрізків можна з'єднати ламаною лінією. Повторюваність штилів вказується числом в центрі діаграми (на початку координат). При побудові рози вітрів можна врахувати ще й середню швидкість вітру по кожному напрямку, помноживши на неї повторюваність даного напрямку. Тоді графік покаже в умовних одиницях кількість повітря, що переноситься вітрами кожного напряму.
Для представлення на кліматичних картах напрямок вітру узагальнюють різними способами. Можна нанести на карту в різних місцях рози вітрів. Можна визначити рівнодіючу всіх швидкостей вітру (розглянутих як вектори) у даному місці за той чи інший календарний місяць протягом багаторічного періоду і потім узяти напрямок цієї рівнодіючої як середній напрямку вітру. Але частіше визначається переважаючий напрямок вітру. Саме, визначається квадрант із найбільшою повторюваністю. Середня лінія цього квадранта приймається за переважний напрямок.
Поривчастість вітру
Вітер постійно і швидко міняється по швидкості і напряму, коливаючись близько якихось середніх величин. Причиною цих коливань (пульсацій, або флуктуації) вітру є турбулентність, про яку йшлося у розділі другому. Коливання ці можна реєструвати чутливими самописними приладами. Вітер, що володіє різко вираженими коливаннями швидкості і напряму, називають поривчастим. При особливо сильній поривчастої говорять про шквалистим вітром.
При звичайних станційних спостереженнях над вітром визначають середнє (згладжене) напрямок і середню його швидкість за проміжок часу порядку декількох хвилин. При спостереженнях по флюгеру Вільда ​​спостерігач повинен протягом двох хвилин стежити за коливаннями флюгарки і протягом двох хвилин за коливаннями дошки Вільда, а в результаті визначити середній (згладжене) напрямок і середню (згладжену) швидкість за цей час. Чашковий анемометр дає можливість визначити середню швидкість вітру за будь-який кінцевий проміжок часу.
Однак становить інтерес також і вивчення поривчастої вітру. Поривчастість можна характеризувати відношенням амплітуди коливань швидкості вітру за деякий проміжок часу до середньої швидкості за той же час, при цьому береться або середня, або найбільш часто зустрічається амплітуда. Під амплітудою мається на увазі різниця між послідовними максимумом і мінімумом миттєвої швидкості. Є й інші характеристики мінливості, у тому числі і напрями вітру.
Поривчастість тим більше, чим більше турбулентність. Отже, вона сильніше виражена над сушею, чим над морем; особливо велика в районах зі складним рельєфом місцевості; більше влітку, ніж взимку; має Післеполудневий максимум у добовому ході.
У вільній атмосфері турбулентність може призводити до бовтанки літаків. Бовтанка особливо велика в сильно розвинутих хмарах конвекції. Але вона різко зростає і при відсутності хмар у зонах так званих струменевих течій.

Вплив перешкод на вітер

Будь-яка перешкода, що стоїть на шляху вітру, буде якось на нього впливати, обурювати поле вітру. Такі перешкоди можуть бути і великомасштабними, як гірські хребти, і дрібномасштабними, як будівлі, дерева, лісові смуги і т. д. Насамперед перешкода відхиляє повітряний плин: воно повинно або обтікати перешкода з боків, або перетікати через нього зверху. При цьому горизонтальне обтікання відбувається більшою мірою. Перетікання відбувається тим легше, ніж нестійкіший стратифікація повітря, тобто чим більше вертикальні градієнти температури в атмосфері. Перетікання повітря через перешкоди приводить до дуже важливих наслідків, таким, як збільшення хмар і опадів на навітряних схилах гори при висхідному русі повітря і, навпаки, розсіювання хмарності на подветренном схилі при низхідному русі.
Обтікаючи перешкоду, вітер перед ним слабшає, але з бічних сторін підсилюється, особливо у виступів перешкод (кути будинків, миси берегової лінії й ін.) Лінії струму в таких місцях згущаються. За перешкодою швидкість вітру зменшується, там є вітрова тінь.
Дуже істотно посилюється вітер, потрапляючи в звужується орографічні ложі, наприклад між двома гірськими хребтами. При просуванні повітряного потоку його поперечний переріз зменшується, а так як крізь зменшуване переріз повинен пройти стільки ж повітря, то швидкість зростає (рис. 74). Цим пояснюються сильні вітри в деяких районах, наприклад, північні вітри у Владивостоці сильніше, ніж у районах, розташованих північніше його. Тим же пояснюється і посилення вітру в протоках між високими островами і навіть на міських вулицях.
Перед перешкодою і за ним інколи створюються так звані навітряні і підвітряні вихори.
Вплив полезахисних лісових смуг на мікрокліматичні умови полів зв'язано в першу чергу з тим ослабленням вітру в приземних шарах повітря, яке створюють лісові смуги. Повітря перетікає поверх лісосмуги, і, крім того, швидкість його слабшає при просочуванні його крізь просвіти в смузі. Тому безпосередньо за смугою швидкість вітру різко ослаблена. На більш далекій відстані за смугою швидкість вітру збільшується. Однак початкова, неослаблений швидкість вітру відновлюється тільки на відстані, рівному 40-50-кратній висоті дерев смуги, якщо смуга ажурна (несплошних). Вплив суцільної смуги поширюється на відстань, рівне 20-30-кратній висоті дерев і менше.
39. Прискорення повітря під дією баричного градієнта
Вітер виникає у зв'язку з нерівномірним розподілом атмосферного тиску, тобто у зв'язку з наявністю горизонтальних різниць тиску. Якщо б тиск повітря в кожній горизонтальній площині (на кожній поверхні рівня) було у всіх точках однаково, вітру не було б. При нерівномірному розподілі атмосферного тиску повітря прагне переміщатися з місць з більш високим тиском в місця з більш низьким тиском.
Мірою нерівномірності розподілу тиску є горизонтальний баричних градієнт. Повітря прагне рухатися від високого тиску до низького по найбільш короткому шляху, це і є напрямок баричного градієнта. При цьому повітря отримує прискорення тим більше, чим більше баричних градієнт. Отже, баричних градієнт є сила, що повідомляє повітрю прискорення, тобто викликає вітер і змінює швидкість вітру.
Горизонтальний баричних градієнт є рівнодіюча сил тиску, що діють в горизонтальному напрямку на одиницю об'єму повітря (подібно до того, як вертикальний баричних градієнт, про який ми говорили на чолі другої, є рівнодіюча сил тиску, що діють на одиницю об'єму по вертикалі). Отже, він є силою, віднесеної до одиниці об'єму, що видно і з його розмірності, яка є розмірність сили, поділена на розмірність обсягу:
Але в рівняннях гідродинаміки і динамічної метеорології сили відносять до одиниці маси. Для того щоб отримати силу баричного градієнта, що діє на одиницю маси, потрібно розділити величину градієнта на щільність повітря. Тоді ми отримаємо для сили горизонтального баричного градієнта числове значення - 1 / ρ * dp / dn. Але напрямку ця сила
в кожній точці баричного поля збігається з напрямком нормалі до ізобари убік убування тиску.
Тільки сила баричного градієнта приводить повітря в рух і збільшує його швидкість. Всі інші сили, які проявляються при рухах повітря, можуть лише гальмувати рух і відхиляти його від напрямку градієнта.
Сила, розрахована на одиницю маси, дорівнює прискоренню, сообщаемому цією силою. Отже, вираження - 1 / ρ * dp / dn є прискорення, яке отримує повітря під дією баричного градієнта. Знайдемо порядок величини цього прискорення.
Якщо б у повітря діяла тільки сила баричного градієнта, то рух повітря під дією цієї сили було б рівномірно прискореним. Хоча прискорення, сообщаемое повітрю силою градієнта, є незначним, за більш-менш тривалій дії цієї сили повітря отримав би дуже великі і притому необмежено зростаючі швидкості. Насправді цього не буває. Повітря рухається, як правило, зі швидкістю порядку декількох метрів і, дуже рідко, декількох десятків метрів в секунду, причому зазвичай швидкість вітру мало змінюється протягом тривалого часу. Це означає, що, крім сили градієнта, на рухомий повітря діють інші сили, більш-менш врівноважують силу градієнта.
Відхиляюча сила обертання Землі
Ми вже знаємо, що під вітром мається на увазі рух повітря відносно земної поверхні, тобто відносно системи координат, яка обертається разом з Землею. У механіці доводиться, що при русі будь-якого тіла, що обертається системі координат виникає відхилення від первісного напрямку руху щодо цієї системи. Іншими словами, тіло, що рухається під обертається системі координат, отримує відносно цієї системи так зване поворотний прискорення, або прискорення Коріоліса, спрямоване під прямим кутом до швидкості. Таким чином, поворотний прискорення не змінює величину швидкості, а тільки змінює напрямок руху.
Будемо під обертається системою координат розуміти поверхню обертається Землі, а під тілом - повітря. На що обертається Землі поворотний прискорення (тут і далі мова йде про його горизонтальної складової) направлено в північній півкулі вправо від швидкості, у південному - вліво.
Поворотне прискорення пояснюється не тим, що є якась зовнішня сила, що відхиляє повітря від первісного напрямку руху. Насправді повітря прагне зберегти за інерцією своє початкове напрямок руху, але не щодо обертається Землі, а щодо світового простору, відносно нерухомої системи координат. Система ж координат, пов'язана із земною поверхнею, до якої відносять вітер, повертається під рухомим повітрям у процесі добового обертання Землі. Таким чином, не повітря відхиляється від первинного напряму відносно Землі, а Земля з її паралелями та меридіанами повертається під рухомим повітрям в протилежну сторону.
Поворотне прискорення на Землі має величину А = 2ω sin φ V, де ω є кутова швидкість обертання Землі, φ - географічна широта і V - швидкість руху (вітру). Повторимо, що мова йде тільки про горизонтальну складової поворотного прискорення.
Умовно можна назвати поворотний прискорення відхиляє силою обертання Землі (віднесеної до одиниці маси) або силою Коріоліса.
Відхиляюча сила обертання Землі звертається в нуль у екватора і має найбільшу величину на полюсі. Вона також пропорційна швидкості вітру V і звертається в нуль при швидкості, що дорівнює нулю. Якщо тіло нерухомо, то ніякого прискорення відносно Землі воно отримати не може. Направлена ​​відхиляюча сила під прямим кутом до швидкості, вправо в північній півкулі і вліво в південному.

Геострофіческій вітер

Найпростіший вид руху повітря, який можна представити теоретично, - це прямолінійний рівномірний рух без тертя. Такий рух при відхиляє силі, відмінною від нуля, називають геострофіческім вітром.
При геострофіческом вітрі, крім рушійної сили градієнта G = - 1 / ρ * dp / dn на повітря діє ще відхиляюча сила обертання Землі A = 2ω * sinφ * V. Оскільки рух передбачається рівномірним, обидві сили врівноважуються, тобто рівні за величиною і спрямовані взаємно протилежно. Відхиляюча сила обертання Землі в північній півкулі спрямована під прямим кутом до швидкості руху праворуч. Звідси випливає, що сила градієнта, рівна їй по величині, повинна бути спрямована під прямим кутом до швидкості вліво. А так як під прямим кутом до градієнту лежить ізобар, то це значить, що геострофіческій вітер дме вздовж ізобар, залишаючи низький тиск ліворуч (рис. 75).
Вітер у земної поверхні завжди більш-менш відрізняється від геострофіческого вітру і за швидкістю, і за напрямком. Це відбувається тому, що в земної поверхні досить велика сила тертя, яка для геострофіческого вітру передбачається рівною нулю. Але у вільній атмосфері, десь починаючи з 1000 м , Дійсної вітер вже дуже близький до геострофіческому, тобто дме приблизно по ізобарах зі швидкістю, яка визначається формулою (2). Сила тертя на цій висоті і на більш високих рівнях така мала, що нею можна знехтувати. Кривизна траєкторій повітря в більшості випадків там також мала, тобто рух повітря близько до прямолінійного. Нарешті, хоча дійсний вітер, як правило, не є цілком рівномірним рухом, все ж прискорення в атмосфері зазвичай невеликі.
У дійсності вітер у вільній атмосфері все-таки відхиляється від ізобар в ту чи іншу сторону, але на дуже невеликий кут, порядку декількох градусів. Швидкість його також, хоч і близька до швидкості геострофіческого вітру, але не в точності дорівнює їй. Проте близькість дійсного вітру в вільній атмосфері до геострофіческому вітрі дає важливу можливість з достатнім наближенням визначати швидкість і напрям вітру дійсного на висотах з розподілу тиску.
Градієнтний вітер
Якщо рух повітря відбувається без дії сили тертя, але криволінійно, то це значить, що, крім сили градієнта і відхиляє сили обертання Землі, з'являється ще відцентрова сила, виражається як С = V ² / r, де V - швидкість, a r - радіус кривизни траєкторії рухомого повітря. Направлена ​​відцентрова сила по радіусу кривизни траєкторії назовні, у бік опуклості траєкторії.
Тоді у випадку рівномірного руху повинні врівноважуватися вже три сили, що діють на повітря, - градієнта, що відхиляє і відцентрова.
Припустимо, що траєкторії руху є колами (мал. 76, 77). Швидкість в будь-якій точці траєкторії спрямована по дотичній до окружності в цій точці. Відхиляюча сила спрямована під прямим кутом до швидкості, стало бути, по радіусу окружності вправо (у північній півкулі). Відцентрова сила також спрямована по радіусу кривизни кругової траєкторії завжди у бік її опуклості. Сила градієнта повинна врівноважувати геометричну суму цих двох сил і лежати на одній прямій з ними, тобто на радіусі кола. Це означає, що і баричних градієнт спрямований під прямим кутом до швидкості. Оскільки під прямим кутом до градієнту лежить дотична до ізобар, то, отже, вітер спрямований по ізобар.
Такий теоретичний випадок рівномірного руху повітря по кругових траєкторіях без впливу тертя називають градієнтним вітром. З викладеного видно, що траєкторії в разі градієнтного вітру збігаються з изобарами. Градієнтний вітер, так само як і геострофіческій, спрямований по ізобарах, в цьому випадку вже не прямолінійним, а круговим.
У поняття градієнтного вітру часто включають також і геострофіческій вітер, як граничний випадок градієнтного вітру при радіусі кривизни ізобар, рівному нескінченності.

Термічний вітер

Геострофіческій або градієнтний вітер спрямований, як ми вже знаємо, по ізобарах. Приблизно по ізобарах направлений і дійсний вітер у вільній атмосфері.
Але якщо з висотою змінюється напрямок ізобар, то разом з ним повинна змінюватися напрям вітру. Так само і швидкість вітру буде змінюватися з висотою в залежності від зміни величини баричного градієнта.
Нам вже відомо, що баричних градієнт отримує з висотою додаткову складову, спрямовану по температурному градієнту і пропорційну йому, а також і приросту висоти. Отже, і градієнтний вітер отримує з висотою додаткову складову швидкості, спрямовану по ізотермі (мається на увазі середня ізотерма всього розглянутого шару атмосфери). Цю додаткову складову Δ V називають термічним вітром. Її треба додати до градиентному вітрі на нижньому рівні V _0, щоб отримати градієнтний вітер на верхньому рівні V (Рис. 78).
Якщо баричних градієнт на нижньому рівні збігається за напрямком з температурним градієнтом в вищерозміщеної атмосфері, то він з висотою зростає, не змінюючи напрямку. У цьому випадку ізобари на всіх рівнях будуть збігатися за напрямком з ізотермами, а термічний вітер буде збігатися за напрямком з вітром на нижньому рівні. Вітер при цьому зростає з висотою, не змінюючи свого напрямку.
V ₀ - Вітер на нижньому рівні, Δ V - термічний вітер, V - вітер на верхньому рівні, T = const - ізотерма.
Якщо баричних градієнт на нижньому рівні протилежний за напрямом температурному градієнту, то він буде відповідно падати з висотою. Разом з ним, не змінюючи напрямку, буде спадати і вітер до тих пір, поки він не перетвориться в нуль і не перейде на протилежний напрямок. Якщо ж градієнти баричних і температурний утворюють між собою кут, менший 180 °, то термічний вітер буде направлений вправо або вліво щодо вітру на нижньому рівні, залежно від того, в який бік баричних градієнт відхиляється від температурного. Тому з висотою вітер, наближаючись до ізотермі, обертається або вправо, або вліво.
У східній (передній) частині циклону, де баричних градієнт спрямований приблизно на захід, а температурний - на північ, вітер, наближаючись до ізотермі, з висотою обертається вправо; в тиловій (західної) частини циклону - вліво. У антициклоні буде навпаки.
Теорія термічного вітру відноситься, строго кажучи, до градиентному вітрі. Але встановлені закономірності цілком виправдовуються і для дійсних умов в атмосфері.

Вплив тертя на швидкість і напрямок вітру

Швидкість вітру зменшується внаслідок тертя настільки, що в земної поверхні (на висоті флюгера) над сушею вона приблизно вдвічі менше, ніж швидкість геострофіческого вітру, розрахована для того ж баричного градієнта. Наприклад, у Берліні середня річна швидкість вітру в земної поверхні 4,8 м / сек, а середня швидкість геострофіческого вітру, обчисленого за приземним баричні градієнти, 9,5 м / сек. Над морем швидкість дійсного вітру становить близько двох третин від швидкості геострофіческого вітру .
З висотою сила тертя швидко зменшується і швидкість вітру тому зростає, поки на висоті, близької до 1000 м , Не стає дуже близькою до швидкості геострофіческого вітру, принаймні в середньому. У Берліні середня річна швидкість вітру на висоті 1000 м дорівнює 10,2 м / сек, т. е. трохи більше, ніж приземна швидкість геострофіческого вітру.
Сила тертя впливає і на напрям вітру. Уявімо собі рівномірний прямолінійний рух повітря при наявності сили тертя (геотріптіческій вітер). Це означає, що повинні врівноважуватися три сили: градієнта, що відхиляє і тертя (рис. 79). Тому що сила тертя спрямована протилежно швидкості, то вона не лежить на одній прямій з відхиляє силою обертання Землі. Тому і сила градієнта, урівноважує суму двох інших сил, не може лежати на одній прямій з відхиляє силою.
Якщо уявити собі рівномірний рух повітря при кругових ізобарах і при наявності сили тертя, ми прийдемо до аналогічного висновку. І в цьому випадку сила тертя не збігається за напрямком з відхиляє силою, тому і сила баричного градієнту не лежить на одній прямій з відхиляє силою. Швидкість вітру також буде відхилятися від ізобар, маючи складову, спрямовану по баричного градієнту.
При цьому в циклоні, де градієнти спрямовані від периферії до центру, вітер теж буде мати складову, спрямовану до центру. Вона приєднується до складової, спрямованої по ізобарах проти годинникової стрілки. Тому в нижніх шарах циклону вітер буде дути проти годинникової стрілки, втекая від периферії до центру. У антициклоні ж складова по ізобарах буде спрямована за годинниковою стрілкою, і до неї приєднується складова, спрямована по градієнту назовні, від центру до периферії антициклону. Вітер в нижніх шарах антициклону буде дути за годинниковою стрілкою, одночасно виносячи повітря зсередини антициклону до периферії.
Провівши лінії струму в нижніх шарах циклону, ми побачимо, що вони являють собою спіралі, що закручуються проти годинникової стрілки і сходяться до центру циклону. Центр циклону буде для ліній струму точкою збіжності. У нижніх шарах антициклону лінії струму представляють собою спіралі, що розходяться за годинниковою стрілкою від центру антициклону. Останній буде для ліній струму точкою расходимости (рис. 80).
Зрозуміло, що в південному півкулі спиралевидні лінії струму будуть направлені в циклоні за годинниковою стрілкою і в антициклоні проти годинникової стрілки. Але складова швидкості вітру, нормальна до ізобарах, буде і там в циклоні спрямована всередину, а в антициклоні назовні.

40. Місцеві вітри
Під місцевими вітрами розуміють вітри, характерні тільки для певних географічних районів. Походження їх по-різному.
По-перше, місцеві вітри можуть бути проявом місцевих циркуляції, незалежних від загальної циркуляції атмосфери, що накладаються на неї. Такі, наприклад, бризи по берегах морів і великих озер. Відмінності в нагріванні берега і води вдень і вночі створюють уздовж берегової лінії місцеву циркуляцію. При цьому в приземних шарах атмосфери вітер дме вдень з моря на більш нагріту сушу, а вночі, навпаки, з охолодженої суші на море. Характер місцевої циркуляції мають також гірничо-долинні вітри. Докладніше див далі.
По-друге, місцеві вітри можуть являти собою місцеві зміни (обурення) течій загальної циркуляції атмосфери під впливом орографії або топографії місцевості. Такий, наприклад, фен - теплий вітер, що дме по гірських схилах в долини, коли протягом загальної циркуляції перевалює гірський хребет. Спадний рух фена, пов'язане з підвищенням температури повітря, є наслідком саме впливу хребта на общеціркуляціонное перебіг. Впливом орографії пояснюється і бору з різними її різновидами.
Рельєф місцевості може створювати також посилення вітрів у деяких районах до швидкостей, значно перевищують швидкості в сусідніх районах. Такі локально посилені вітри того чи іншого напрямку також відомі в різних районах під різними назвами як місцеві вітри. Іноді особливі властивості надає місцевим вітрі проходження повітря над сильно нагрітою і сухою поверхнею, наприклад пустелі, або, навпаки, над сильно випаровує (водної) поверхнею.
По-третє, місцевими вітрами називають і такі сильні чи володіють особливими властивостями вітри в деякому районі, які, по суті, є течіями загальної циркуляції. Інтенсивність їх прояви та їх характерність для даного географічного району є наслідком самого механізму загальної циркуляції, самого географічного розподілу синоптичних процесів. У цьому значенні називають місцевим вітром, наприклад, сироко на Середземному морі.
Крім сироко, відомі численні місцеві вітри в різних місцях Землі, що носять особливі назви, такі, як самум, хамсин, афганець і пр. Згадки про такі вітрах можна знайти у фізико-географічних або кліматичних характеристиках окремих місцевостей.
Бризи
Бризами називають вітри у берегової лінії морів і великих озер, які мають різку добову зміну напрямку. Днем морський бриз дме в декількох нижніх сотнях метрів (іноді в шарі більше кілометра) в напрямку на берег, а вночі берегової бриз дме з берега на море. Швидкість вітру при бриз - порядку 3-5 м / сек, у тропіках і більше. Бризи виражені чітко в тих випадках, коли погода ясна й загальний перенос повітря слабкий, як це буває, наприклад, у внутрішніх частинах антициклонів. В іншому випадку загальний перенос повітря у визначеному напрямку маскує бризи, як це завжди буває при проходженні циклонів.
Особливо добре виражена бризової циркуляція спостерігається в субтропічних антициклонах, наприклад на узбережжях пустель, де добові зміни температури над сушею великі, а загальні баричні градієнти малі.
Але добре розвинені бризи спостерігаються в теплу пору року (з квітня по вересень) і на таких морях середніх широт, як Чорне, Азовське, Каспійське.
Бризи пов'язані з добовим ходом температури поверхні суші
Гірничо-долинні вітри
У гірських системах спостерігаються вітри з добовою періодичністю, схожі з бризами. Це - гірничо-долинні вітри. Днем долинний вітер дме з горла долини вгору по долині, а також вгору по гірських схилах. Вночі гірський вітер дме вниз по схилах і вниз по долині, в бік рівнини. Гірничо-долинні вітри добре виражені в багатьох долинах і улоговинах Альп, Кавказу, Паміру й в інших гірських країнах, головним чином у тепле півріччя. Вертикальна потужність їх значна і вимірюється кілометрами: вітри заповнюють весь поперечний переріз долини, аж до гребенів її бічних хребтів. Як правило, вони не сильні, але іноді досягають 10 м / сек і більше.
Фен
Феном називається теплий, сухий і поривчастий вітер, що дме часом з гір в долини. Температура повітря при фені значно і іноді дуже швидко підвищується, відносна вологість різко падає, іноді до дуже малих значень. На початку фена можуть спостерігатися різкі і швидкі коливання температури і вологості внаслідок зустрічі теплого повітря фена з холодним повітрям, що заповнює долини. Поривчастість фена вказує на сильну турбулентність фенового потоку. Тривалість фена може бути від кількох годин до кількох діб, іноді з перервами (паузами).
Фени з давніх часів відомі в Альпах. Вони дуже часті на Західному Кавказі як на північних, так і на південних схилах хребта.
Тривалий та інтенсивний фен може призвести до бурхливого танення снігу в горах, до підвищення рівня і розливів гірських річок і т. д. Влітку фен внаслідок своєї високої температури і сухості може згубно діяти на рослинність. У Закавказзі (район Кутаїсі) трапляється, що при літніх фенах листя дерев висихає й опадає.
Але фен може спостерігатися і в арктичному повітрі, коли останній, наприклад, перетікає через Альпи або Кавказ і опускається по південних схилах. Навіть у Гренландії стікання повітря з трикілометрової висоти крижаного плато на фіорди створює дуже сильні підвищення температури. В Ісландії при фенах спостерігалися підвищення температури майже на 30 ° за кілька годин.
При перетікання хребта в повітряному перебігу можуть виникати стоячі хвилі, так звані фенів хвилі, з амплітудою порядку декількох кілометрів, іноді призводять до утворення чечевицеподібних хмар. Ці хвилі поширюються вгору до висоти в кілька разів більшою, ніж висота хребта.
Бора
Борой називається сильний холодний і поривчастий вітер, що дме з низьких гірських хребтів в бік досить теплого моря. Бора з давніх пір відома в районі Новоросійської бухти на Чорному морі і на Адріатичному узбережжі Югославії, в районі Трієста. Подібні явища виявлені на Новій Землі і в деяких інших місцях. До типу бори відноситься і сарма поблизу Ольхонських воріт на Байкалі. Достатня схожість з борой за походженням і проявам мають норд в районі Баку, містраль на Середземноморському узбережжі Франції, від Монпельє до Тулона, нортсер в Мексиканській затоці (Мексика, Техас).
Бора виникає в Новоросійську, як і в Адріатиці, в тих випадках, коли холодний фронт підходить до прибережного хребту з північного сходу. Холодне повітря відразу ж перевалює невисокий хребет. Падаючи вниз по гірському хребту під дією сили тяжіння, повітря набуває значну швидкість: у Новоросійську у січні швидкість вітру при борі в середньому вище 20 м / сек. Падаючи на поверхню води, цей спадний вітер створює сильне хвилювання. При цьому різко знижується температура повітря, яка до початку бори була над теплим морем досить високою.
41. Маломасштабні вихори
В умовах великої нестійкості атмосферної стратифікації, крім звичайних грозових шквалів, можуть виникати ще особливі вихори з вертикальною віссю, що нагадують циклони, проте мініатюрних масштабів. По-перше, це зовсім малі пилові вихори, в безлічі виникають над перегрітої грунтом в пустелях (але не тільки в пустелях), особливо на кордонах, де різко змінюються властивості підстилаючої поверхні. У Сахарі на площі 10 км ² таких вихорів спостерігалося іноді до 100 в день. Часті вони влітку на східному Памірі. Поперечник їх від 1 до 100 м , Висота до 1 км , Швидкість переміщення 20-30 км / год. У такому вирі спостерігається швидке обертання повітря при одночасному його підйомі вгору, так що потрапили у вихор пил, листя та інші предмети, захоплюються по спіральних шляхах.
Більше значення мають більші вихори, звані над морем смерчами, а над сушею - тромбами. У Північній Америці тромби називають торнадо (рис. 114).
Вихор виникає зазвичай в передній частині грозової хмари і проникає зверху до самої земної поверхні. У смерчів діаметр вихору порядку десятків метрів, у тромбів - близько 100-200 м, а в американських торнадо і більше (це встановлюється по ширині смуги руйнувань).
Тромб видно як темний стовп між хмарою і землею, що розширюється догори і донизу, або як хобот, звисаючий з хмари. Це пояснюється тим, що вихор втягує зверху хмара, а знизу пил або воду, крім того, при сильному падінні тиску всередині вихору відбувається конденсація водяної пари.
Вихор переміщається разом з хмарою найчастіше зі швидкістю близько 30-40 км / год. Час існування смерчів вимірюється хвилинами, тромбів - десятками хвилин, іноді кількома годинами. За цей час вихор може просунутися над морем на кілька кілометрів, а над сушею - на десятки, іноді навіть на сотні кілометрів, все змітаючи на своєму шляху. Атмосферний тиск у вихорі сильно знижений, на десятки або навіть на сотню мілібар. Повітря обертається навколо осі вихору, одночасно піднімаючись вгору. Швидкості вітру в тромбах можуть досягати 50-100 м / сек, як це можна визначити з руйнувань; дуже великі і висхідні швидкості. Вітер при тромбі зриває і руйнує легкі споруди, переносить на великі відстані людей і тварин, ламає й вириває з коренем дерева, прокладаючи в лісах просіки. Падіння тиску при проходженні тромбу буває настільки великим і швидким, що зовнішній тиск не встигає вирівняти з тиском всередині будівлі; тиск всередині залишається вищим. Тому вдома, що потрапили в сферу дії тромбу, іноді вибухають зсередини: з них злітає дах, вилітають віконні рами, навіть руйнуються стіни. Смерчі мають меншу руйнівною силою.
Звичайно, тромб супроводжується грозою, зливовим дощем, градом. Водяні смерчі рідше пов'язані з грозами.
Тромби проходять поодинці, хоча торнадо зрідка спостерігаються по два або по кілька. Смерчі часто виникають серіями по декілька вихорів.
У тромбах спостерігається обертання вітру як в циклонічною, так і в антициклонічною напрямку, хоча тиск у тромбі завжди знижений. Антіціклоніческіе обертання можливо, якщо відцентрова сила така велика, що перекриває силу градієнта. Найбільш низький тиск, що спостерігалося в центрі торнадо, 912 мб.

44. Про мусону взагалі

У деяких областях Землі перенесення повітря в нижній половині тропосфери носить назву мусонів. Мусонів - це стійкі сезонні режими повітряних течій з різкою зміною переважаючого напрямку вітру від зими до літа і від літа до зими. У кожному місці області мусонів протягом кожного з двох основних сезонів існує режим вітру з різко вираженим переважанням одного напрямку (квадранта або Октанта) над іншими. При цьому в іншому сезоні переважний напрямок вітру буде протилежною або близьким до протилежного. Таким чином, в кожній мусонної області є зимовий мусон і літній мусон з взаємно протилежними або, принаймні, з різко різними переважаючими напрямками.
Звичайно, крім вітрів переважного напряму, в кожному сезоні спостерігаються і вітри інших напрямків: мусон відчуває перебої. У перехідні сезони, навесні і восени, коли відбувається зміна мусонів, стійкість режиму вітру порушується.
Стійкість мусонів пов'язана зі стійким розподілом атмосферного тиску протягом кожного сезону, а їх сезонна зміна - з корінними змінами у розподілі тиску від сезону до сезону. Переважаючі баричні градієнти різко змінюють напрямок від сезону до сезону, а разом з цим змінюється і напрям вітру.
У разі мусонів, як і у випадку пасатів, стійкість розподілу зовсім не означає, що протягом сезону над даним районом утримується один і той же антициклон або одна і та ж депресія. Наприклад, зимою над Східною Азією послідовно змінюється цілий ряд антициклонів. Але кожен з цих антициклонів зберігається відносно довго, а число днів з антициклонами значно перевищує число днів з циклонами. У результаті антициклон виходить і на багаторічної середньої кліматологічної карті. Північні напрямку вітру, пов'язані зі східними перифериями антициклонів, переважають над всіма іншими напрямками вітру, це і є зимовий Східноазіатський мусон. Отже, мусони спостерігаються в тих районах, де циклони й антициклони мають достатню стійкість і різким сезонним переважанням одних над іншими. У тих же областях Землі, де циклони й антициклони швидко змінюють один одного і одні мало переважають над іншими, режим вітру мінливий і не схожий на мусонний. Так само і в більшій частині Європи.
Тропічні мусони
Особливо різко виражені і стійкі мусони спостерігаються в тропічних широтах. У Тихому та Атлантичному океанах ці тропічні мусони розвинені мало, за винятком західної частини Тихого океану і суміжних з нею районів Східної Азії та Індонезії. Над цими океанами в тропіках переважають пасати, стійко зберігають своє переважне східний напрямок протягом усього року. Зате в басейні Індійського океану мусонна циркуляція спостерігається на великих просторах всередині тропіків: майже над всім північним Індійським океаном, над Індостаном, Індокитаєм, південним Китаєм, над Індонезією, над низькими широтами південного Індійського океану аж до Мадагаскару і північної Австралії, а також над великими площами в Екваторіальній Африці, особливо в її східній частині.
Сильний розвиток мусонів у зазначеній галузі пов'язано зі своєрідністю її географічних умов, саме з налічіемк північ від Індійського океану величезного материка Азії, а також з розповсюдженням материка Африки на обидві півкулі.
Безпосередня умова режиму тропічних мусонів полягає в сезонному зміні положення субтропічних антициклонів і екваторіальній депресії. Нагадаємо, що екваторіальна депресія в липні зміщується в більш високі широти північної півкулі, особливо на материках, а в січні відсувається в південну півкулю. Субтропічні антициклони разом з цим зміщуються на північ в липні і на південь в січні. Внаслідок такого сезонного переміщення в деяких областях по обидві сторони від екватора відбувається різке сезонне зміна переважаючих баричних градієнтів і, отже, переважаючих вітрів.
Зимовий мусон збігається за своїм напрямом, в загальному східному, з пасатом: він дме по зверненої до екватора периферії субтропічного антициклону даного півкулі. Напрямок літнього мусону, навпаки, протилежно пасатного: загалом воно не східне, а західне, по зверненої до екватора периферії депресії, що знаходиться в даній півкулі. Зміна тропічних мусонів, взагалі кажучи, є зміна переважних східних вітрів у тропіках на домінуючі західні вітри або назад.
Отже, основну причину тропічних мусонів можна бачити в різному нагріванні півкуль протягом року. Якщо по обидві сторони від екватора знаходиться океан, то зазначені сезонні зміщення зон тиску невеликі і мусони не отримують особливого розвитку. Але, наприклад, над материком Африки розподіл тиску змінюється від січня до липня сильно. Над Сахарою влітку панує знижений тиск, а взимку - відріг азорського антициклону; над Південною Африкою у її зиму - також антициклон, а влітку - депресія. У зв'язку з цим напрям баричних градієнтів над тропічною Африкою від сезону до сезону різко змінюється в широкій смузі, що і є тут причиною мусонів.
Особливо потужні тропічні мусони в басейні Індійського океану (мал. 98) пояснюються тим, що сезонні зміни температури півкуль тут посилені величезним материком Азії на північ від екватора, прогрітим влітку і охолодженим узимку. У зв'язку з цим над Південною Азією відбувається різка сезонна зміна низького тиску на високе і назад з відповідною мусонної циркуляцією.
На південну півкулю мусони Індійського океану поширюються менше; найбільш - в районі північної Австралії, де сезонні зміни температури материка також сильно впливають на розподіл тиску, і на заході океану, де мусони захоплюють північний Мадагаскар.
Зимовий тропічний мусон в басейні північного Індійського океану прийнято називати північно-східним, а літній - південно-західним, маючи на увазі переважаючі напрямки у земної поверхні.
Схематичне розподіл середніх переносів повітря влітку та взимку в земної поверхні (суцільні лінії струму) і на висоті близько 7 км (Переривчасті лінії струму).
Ці напрями в основному пов'язані з відхиленням вітру в нижніх шарах від зонального напрямки ізобар, внаслідок тертя. На сході Китаю ізобари ближче до меридіональному, ніж до зональному напрямку і взимку, і влітку. Тому тут зимовий мусон - північний або північно-західний а літній - південний або південно-східний відповідно до баричні полем у цьому районі. Переважання переносу повітря взимку з материка на океан до літа з океану на материк призводить до важливих особливостей погоди і клімату тропічних мусонів. У типових умовах (з яких є виключення) дощовий сезон збігається з літнім мусоном, а різко виражений сухий сезон припадає на період зимового мусону. Літні мусонні опади частково пов'язані з фронтами, що виникають між різними гілками мусонного течії, частково - з підйомом повітря по орографічних перешкодам, почасти - з конвекцією.
Зауважимо ще, що в Індії і Китаї під словом «мусон» часто мається на увазі тільки літній мусон.
Довгий час вважали безперечним, що літній мусон є пасат іншої півкулі, перетекшій екватор і змінив напрям під впливом зміненого баричного поля і зміненого напрямки відхиляє сили. Мабуть, це правильно для середньої частини сезону, але не всюди.
46. Процеси та чинники кліматообразованія
Клімат-це багаторічний режим погоди, характерний для даної місцевості. Климатообразующие фактори: 1.Енергетіческій, який визначає всі основні климатообразующие процеси. Обумовлений кількістю надходить на землю запланованого радіації. Кількість сонячної радіації розподіляється нерівномірно, виділяють декілька поясів теплообеспеченности:
а) екваторіальний (в результаті річні амплітуди коливання менше ніж добові). Високий вміст вологи в повітрі, більша відносна вологість. Відсутні постійні вітри, переважає висхідний потік повітря, формую-ся екваторіальні повітряні маси. б) тропічний-кол-во сонячним. тепла більше, ніж взимку, але при цьому відсутні негативні температури. Панує антициклон і пасатні вітри, формую-ся тропічне повітря. в) умеренний.Тепло нерівномірно розподіляється протягом року. Є різка межа між термічними сезонами, переважають західні вітри. Характерна циклонічна діяльність, помірні повітряні маси. г) арктичний і антарктичний. Тепла мало, річні більше ніж добові коливання, переважає антіціклоніческіх деят-ть. 2.атмосферная циркуляція впливає в межах визна-х кліматичних поясів (у тропічному - пасатна циркуляція, в помірному - західний перенос, тропіки - мусонні циркуляції. 3. Положення в системі материк-океан. Наявність водної поверхні і суші визначає відмінність для всіх кліматичних поясів, кулеметів прибережних і центральних частин материка. Таке розмежування визначає ступінь континентальності клімату, який визна-ся кількома хар-ми умовами: розміри материка; изрезанность берегової лінії опр-ет ступінь впливу океану на прибережні райони, тобто на їх клімат; віддаленість від узбереж. 4. течії впливають на формування клімату прибережних частин материків. Теплі течії сприяють нестійкості повітря, разв-е конвекції і випадання опадів. Холодні течії послаблюють вертикальний обмін повітря і знижує кількість водяної пари в атмосфері. Це відбувається внаслідок відмінностей в інтенсивності випаровування над холодними і теплими течіями. 5. абсолютна висота поверхні викликає порушення в зональному розподілі кліматичних поясів. Впливає на ступінь взаємини океан - суша. Кількість опадів з висотою зростає до 1500тис. метрів. 6. вплив рельєфу особливо проявляється в горах , де зі зміною висоти змінюється все метеорологічні елементи та фор-ся вертикальні кліматичні пояси. С ув-ем висоти розум-ся радіаційний баланс, температурний градієнт = 6 ⁰ С на 1км, в нічні години літнього сезону і в зимовий сезон виникають температурні інверсії. Вплив на клімат роблять кліматичні бар'єри, якими яв-ся гори меридіонального або широтного простягання для різних регіонів суші. Бар'єрна роль високих гірських систем пов'язана з солярним і циркуляційним режимом. 7. експозиція і крутизна схилу. Хар-р форм рельєфу ускладнює умови радіаційного та легковажного режиму. Гірські хребти деформують повітряні течії місцевого і загального циркуляційного значення, вони активізують циклонічну діяльність, викликаючи ув-ие хмарності та опадів на навітряних схилах. Можуть яв-ся природним кордоном між повітряними масами. 8. хар-р підстилаючої поверхні визначає однорідність кліматичних поясів і виявляється у відмінностях клімату в межах одного поясу. На формування клімату впливає снігового і льодовиковий покрив, хар-р грунтового та рослинного покриву та ін особливості. Великі відмінності в хар-рі поверхні, приклад: суша і світовий океан.
47. Кліматичні пояси та області та їх характеристика. Клімати екваторіального поясу
Кількість сумарної сонячної радіації - 140-150 ккал / см ² на рік. Радіаційний баланс на материку-80 ккал / см ² на рік, на Океані - 100-120 ккал / см ² на рік. Переважають знижений тиск, слабкі, нестійкі вітри, що сприяють розвитку термічної конвекції.
Випаровування однаково велика як над Океаном, так і над материком, покритим густою рослинністю. Абсолютна вологість повітря більше 30 г / ж ³ над сушею, відносна вологість - 70% навіть у найбільш сухих місцях. Середньомісячна температура повітря коливається від 24 до 28 °. Кількість опадів майже всюди перевищує можливе випаровування і досягає в середньому 2000 мм на рік. Найбільша кількість опадів припадає загалом на періоди рівнодення, але ця закономірність не скрізь витримується.
Континентальний і океанський типи екваторіального клімату розрізняються дуже мало. У високогірному екваторіальному кліматі температура трохи нижче, кількість опадів менше (у зв'язку зі зменшенням з висотою вологовмісту). На висоті 4500 м лежить межа пояса вічних снігів.
Клімати субекваторіальних поясів (Поясів тропічних мусонів). Цей клімат складається ніби з двох кліматичних режимів: у літньому півкулі екваторіальний мусон направляється від екватора і приносить вологу; в зимовому півкулі мусон дме до екватора від тропіків, вологість повітря при цьому падає.
Континентальний субекваторіальний клімат формується на всіх континентах. Кордон екваторіальних мусонів у внутрішніх частинах континентів лежить в середньому близько 18 ° с. ш. Особливо далеко від екватора межа заходить в Азії (Індостан, Індокитай).
Континентальний субекваторіальний клімат характеризується вологим літом, сухою зимою і посушливої ​​жаркої навесні. На рівнинах в міру віддалення від екватора кількість опадів зменшується. Річний хід температури має два мінімуми (взимку та влітку) і два максимуми (навесні й восени). Деяке зниження температури влітку викликається впливом екваторіального повітря, який в цей час холодніше тропічного на кілька (до 5) градусів. Кількість опадів рідко перевищує 2000 мм на рік.
У гірських районах температура з висотою знижується, але характер річного ходу метеорологічних елементів зберігається. На схилах, які беруть на себе екваторіальні мусони, кількість опадів дуже різко збільшується, досягаючи граничної кількості.
Океанський субекваторіальний клімат спостерігається на всіх океанах в північній півкулі, у південному - над Індійським і західними частинами Тихого і Атлантичного океанів. Кордон його поширення лежить в середньому близько 12 ° широти. Поблизу цього кордону частіше виникають тропічні циклони.
Літо в океанському субекваторіальному кліматі більш вологе і більше (на 2-3 °) тепле, ніж зима. Від континентальної різновиди цього клімату він відрізняється більшою вологістю повітря і менш високою температурою.
Клімати тропічних поясів.
Річна кількість сумарної радіації внаслідок малої хмарності в тропічному поясі більше, ніж в екваторіальному: на материку - 180-200 ккал / см ² на рік, на Океані - 160 ккал / см ² на рік. Однак, у зв'язку з тим що ефективне випромінювання теж дуже велике, радіаційний баланс становить всього 60 ккал / см ² на рік на материку і 80-100 ккал / см ² на рік на Океані.
У антициклонах над океанами і в баричних депресіях термічного походження над материками формується тропічне повітря, що відрізняється від повітря на екваторі меншою вологістю. Для континентального тропічного повітря це пояснюється дуже малим випаровуванням, для морського - стійкою стратифікацією пасатів (пасатної інверсією), що заважає вертикальному обміну та переносу вологи в більш високі шари тропосфери.
Континентальний тропічний клімат дуже сухий і спекотний, з великими добовими амплітудами коливання температури повітря (до 40 °). Середня річна амплітуда температури повітря близько 20 °. Відносна вологість влітку близько 30%. Цей клімат характерний для внутрішньоматерикових пустель тропічного поясу.
З висотою температура повітря падає, кількість опадів зростає. Снігова лінія розташовується приблизно на висоті 5300 м , В особливо захищених областях піднімаючись до 6000 м .
Океанський тропічний клімат схожий з екваторіальним, так як добові і річні амплітуди коливання температури над Океаном порівняно невеликі, відрізняється від екваторіального меншою хмарністю і стійкими вітрами.
Тропічний клімат західних узбереж континентів дуже своєрідний. Він характеризується порівняно низькою температурою повітря (18-20 °) і малою кількістю опадів (менш 100 мм на рік) при великій вологості повітря (80-90%). Це клімат прибережних пустель (Західна Сахара, Наміб, Атакама, Каліфорнійська).
На формування клімату західного узбережжя материків в тропічному поясі впливають холодні течії і приплив повітря у східній частині субтропічного максимуму (антициклону) з боку помірних широт, що підсилюють інверсію, існуючу в пасатів. У результаті кордон температурної інверсії розташовується нижче межі конденсації і конвекція не розвивається, а отже, не утворюються хмари і не випадають опади. Річний хід температури такий же, як в океанському типі. Дуже часті тумани, розвинені бризи.
З висотою температура повітря спочатку трохи зростає (так як вплив холодної течії зменшується), потім знижується; кількість опадів не збільшується.
Тропічний клімат східних узбереж континентів відрізняється від клімату західних узбереж більш високою температурою і великою кількістю опадів. Завдяки впливу теплого течії і повітря, принесеного в західній частині антициклону від екватора, пасатна інверсія ослаблена і не перешкоджає конвекції.
У горах на навітряних схилах опадів більше, але з висотою їх кількість не зростає, так як пасати вологі тільки в нижньому шарі. На підвітряних схилах опадів мало.
Клімати субтропічних поясів
Взимку радіаційний режим і характер циркуляції складаються майже так само, як і в помірному поясі, влітку - так само, як і в тропічному поясі.
У порівнянні з тропічним поясом річна кількість сонячної радіації зменшується приблизно на 20%, її сезонні коливання робляться більш помітними.
Влітку над океанами добре виражені антициклони, над материками - області зниженого тиску. Взимку в субтропічному поясі переважає циклонічна діяльність.
Континентальний субтропічний клімат. Літо спекотне, сухе. Середня температура літніх місяців 30 ° і вище, максимальна більше 50 °. Зима відносно холодна, з опадами. Річна кількість опадів близько 500 мм , А на навітряних схилах гір - в чотири-п'ять разів більше. Взимку випадає сніг, але стійкий сніговий покрив не утворюється.
З висотою кількість опадів збільшується. Температура повітря знижується, і вище 2000 м над рівнем моря взимку короткий час зберігається сніговий покрив.
Океанський субтропічний клімат відрізняється від континентального субтропічного більш рівномірним річним ходом температури повітря. Середня температура найбільш теплого місяця близько 20 °, найбільш холодного близько 12 °.
Субтропічний клімат західних узбереж материків (середземноморський). Літо спекотне, сухе. Зима відносно тепла, дощова. Влітку узбережжі потрапляє під вплив східної периферії субтропічного антициклону. Взимку тут панує циклонічна діяльність.
Субтропічний клімат східних узбереж має мусонний характер. Зима порівняно з іншими кліматами цього поясу холодна і суха, літо жарке і вологе. Цей клімат добре виражений тільки в північній півкулі, і особливо на східному узбережжі Азії.
Клімати помірних поясів.
Радіаційний баланс в середньому за рік в два рази менше, ніж у тропічному поясі, що в значній мірі залежить від хмарності. При цьому влітку він трохи відрізняється від радіацінного балансу тропічного поясу, взимку ж на материку радіаційний баланс негативний. Розвиток циклонічної діяльності забезпечує меридіональний перенесення повітря. Опади пов'язані в основному з проходженням циклонів.
Континентальний помірний клімат - клімат материків північної півкулі. Літо тепле (може бути спекотним), зима холодна зі стійким сніжним покривом.
Радіаційний баланс в середньому за рік 20-30 ккал / см ^2, в літні місяці він мало відрізняється від тропічного (6 ккал / см ² в міс.), А в зимові становить від'ємну величину (-1 ккал / см ² в міс.) .
Влітку над материками відбувається інтенсивна трансформація повітряних мас, які приходять з океанів і з півночі. Повітря нагрівається, додатково зволожується за рахунок вологи, що випарувалася з поверхні материка. Взимку повітря охолоджується в антициклонах. Температура падає нижче - 30 °. Опадів більше влітку, але тривала трансформація повітря може призвести до посухи.
У горах влітку значно холодніше, ніж на рівнині, а взимку на рівнині (в результаті входження холодних мас повітря) часто холодніше, ніж у горах. На схилах гір, особливо на західних, звернених назустріч панівним вітрам, опадів більше, ніж на рівнині.
Океанський помірний клімат. Радіаційний баланс поверхні океанів в середньому за рік у 1,5 рази більше, ніж на материках. Теплі течії приносять у помірні широти майже стільки ж тепла, скільки забезпечує радіаційний баланс. Близько 2 / 3 тепла витрачається на випаровування, решта йде на нагрівання атмосфери (турбулентний теплообмін) взимку.
Зима над океанами значно тепліше, ніж над материками, літо прохолодніше. Весь рік розвинена циклонічна діяльність.
Помірний клімат західних узбереж материків формується під впливом західного переносу повітря з Океану на материк; відрізняється від континентального меншими річними коливаннями температури. Опади випадають досить рівномірно в усі сезони.
Помірний клімат східних узбереж материків обумовлений переміщенням повітря влітку з Океану на материк, взимку - з материка на Океан. Літо дощове, зима суха, холодна. Холодні течії знижують річну температуру повітря, навесні та на початку літа вони сприяють утворенню туманів.
Клімати субарктичного і субантарктичному поясів
Континентальний субарктичний клімат формується тільки в північній півкулі. Радіаційний баланс 10-12 ккал / см ² на рік. Літо відносно тепле, коротке, зима сувора. Річна амплітуда коливання температури дуже велика. Опадів мало (менше 200 мм на рік). Влітку переважають вітри північних напрямків. Хто приходить із півночі і трансформується над материком повітря наближається за своїми якостями до арктичного.
У горах взимку спостерігається потужна інверсія. Дуже великі відмінності між літньою і зимовою температурами в зниженнях рельєфу, де обмін повітря ослаблений.
Океанський субарктичний і субантарктичний клімат не має різких відмінностей між температурою зими і літа. Річна амплітуда температури не більше 20 °. Весь рік розвинена циклонічна діяльність.
Клімати арктичного і антарктичного поясів
Радіаційний баланс за рік у середньому близький до нуля. Сніговий покрив не тане весь рік. Велика відбивна здатність снігу призводить до того, що навіть влітку радіаційний баланс дуже малий. Так, на ст. Піонерська (70 ° ю. Ш.) При сумарній радіації в грудні 24 ккал / см ² в міс. радіаційний баланс на поверхні снігу менше 2 ккал.
Переважання антициклонічною погоди сприяє постійному охолодження повітря в центральних районах Арктики і Антарктики. Опадів мало. Однак опади і конденсація вологи на холодній поверхні снігу разом перевищують випаровування.
Континентальний полярний клімат добре виражений в південній півкулі. Характеризується дуже суворою зимою і холодного літа. Негативну середню температуру мають всі місяці. Відзначено мінімальна температура -88,3 °.
Океанський полярний клімат - клімат північних полярних областей, що формується над поверхнею Океану, покритого льодом. У парафії тепла взимку помітну роль грає тепло океанських вод, проникаюче через лід. З жовтня по квітень радіаційний баланс від'ємний, з Імая по вересень - позитивний.
Середня температура січня в центрі Арктики (-40 °) вище, ніж на північно-сході Азії. Влітку в результаті втрати великої кількості тепла на танення снігу і льоду і на випаровування температура близько 0 °. Погода влітку переважно похмура. Опадів мало (близько 100 мм на рік).
48. Євразія
Кліматичні особливості материка визначаються його величезними розмірами, великою довжиною з півдня на північ, від екватора до арктичних широт, а також будовою поверхні - наявністю високих гірських бар'єрів на півдні і сході і широким поширенням улоговиною рельєфу. Повітряні потоки з Атлантичного і Північного Льодовитого океанів проникають далеко в глиб материка. Вплив Тихого і Індійського океанів обмежується південними та східними околицями континенту.
Завдяки великій протяжності з півночі на південь Євразія 'розташована в усіх кліматичних поясах північної півкулі від арктичного до екваторіального. Найбільші площі займає помірний пояс, тому що саме в помірних широтах материк найбільш витягнуть із заходу на схід.
В арктичному і субарктичному поясах виділяються західні райони з морським кліматом: невеликими амплітудами температур за рахунок порівняно теплої зими і прохолодного літа. На сході поясів клімат континентальний з дуже холодною (до -40 ...- 45 ° С) взимку.
У межах помірного поясу кліматичні умови досить різноманітні. Клімат західного узбережжя - морський, він формується протягом всього року під впливом повітряних мас з Атлантичного океану. Літо прохолодне, зима относітеленно тепла навіть у північних широтах, наприклад на узбережжі Скандинавського півострова. Опади випадають весь рік. При проходженні циклонів погода швидко змінюється, влітку можуть бути похолодання, взимку - відлиги.
Деякі риси морського типу клімату зберігаються і на схід, майже на всій території Європи: нестійкість погоди, щодо волога зима. Однак при видаленні від океану зростає різниця літніх і зимових температур: зима стає помітно холодніше. Влітку опадів більше, ніж узимку. Це область перехідного від морського до континентального клімату. Часто такий тип клімату називається помірно континентальним. Перехідні умови характерні для Центральної та Східної Європи.
У Сибіру і Центральної Азії зима дуже холодна, суха, літо спекотне, помірно вологе. Це область різко континентального клімату.
На східному узбережжі материка клімат мусонний з теплим вологим літом і холодною сухою зимою.
У субтропічному поясі на рівнинах весь рік температури позитивні. Тут можна виділити три кліматичні області. На заході - середземноморська, де влітку панує сухий тропічне повітря (жарко і безхмарно), а взимку - морське повітря помірних широт (випадають опади).
У районах переднеазиатских нагорій клімат субтропічний материковий з відносно холодної (місцями з температурами нижче О ° С) зимою і жарким, дуже сухим літом. Загальна кількість опадів невелика, і випадають вони в зимово-весняний період.
На сході субтропічного поясу - область мусонного клімату з характерним для нього режимом опадів (річний максимум).
Кліматичні особливості тропічного поясу складаються своєрідно. На Аравійському півострові, у Месопотамії, на півдні Іранського нагір'я і в басейні нижнього Інду панують протягом усього року континентальні тропічні повітряні маси, дуже сухі і гарячі. Літо дуже спекотне (середньочервнева температури +30 ... +35 ° С), зима тепла (середні температури січня +18 ... +24 ° С). Кількість опадів на рівнинах не перевищує 200 мм , А місцями - нижче 50 мм на рік.
На схід тропічний пояс виклінівается. На 10-20 ° пн.ш. він заміщається субекваторіальним поясом з мусонним кліматом, який переважає на півостровах Індостан, Індокитай,, на більшій частині Індо-гангськой низовини і самому півдні Китаю. Південніше розташовується екваторіальний пояс. Він занімаетI півострів Малакку і острова Малайського архіпелагу. Клімат; такий же, як у Амазонської низовини і улоговині Конго.
49. С. Америка
Значна протяжність материка з півночі на південь визначає велику різноманітність 'його кліматів. Порівняно невелика протяжність із заходу на схід створює умови для значного впливу на клімат материка океанів. Однак високі гори на заході ускладнюють проникнення повітряних мас з Тихого океану. Тому вплив західного переносу обмежується приморськими низовинами і береговими хребтами. Недостатнє зволоження окремих територій континенту пов'язано з їх ізольованістю хребтами, а не з віддаленістю від океану. Меридіональне розташування гір по околицях материка і рівнинність його центральній частині створюють умови для проникнення холодних повітряних мас далеко на південь, а теплих - на північ. Порівняно близьке положення холодного Гудзонової і теплого Мексиканської заток посилюють обмін між різко різними за властивостями повітряними масами. Це призводить до частої зміни погодних умов. Меридіональна циркуляція повітряних мас - характерна риса клімату Північ-нон Америки.
Клімат прибережних територій відчуває вплив океанічних течій. Хож> дние Лабрадорское і Каліфорнійське течії в літній крему сприяють зниженню температури повітря і різко знижують кількість опадів. Теплі течії (див. карту), навпаки, віддають накопичене тепло, підвищують температуру зимових місяців, збільшують кількість опадів поблизу побережжя.
Взимку велика частина континенту покривається снігом, що сприяє відображенню частини сонячної радіації, знижує температуру повітря.
У літній час на всьому материку встановлюється позитивна температура повітря від +5 ° на півночі до +30 ° С на півдні. Виняток становлять деякі острови Канадського Арктичного архіпелагу і Гренландії, де влітку температури негативні. Взимку негативні температури встановлюються в північній половині материка, особливо суворі зими на північ від''50 ° слл. На більшій частині континенту випадає достатня кількість опадів. Найбільш вологі райони - північно-західне і західне узбережжя Канали (до 3000 мм ), А також південно-східна і південна частини материка - від 1500 до ' 2000 мм . Мало опадів випадає на південному заході, півночі материка і в міжгірських улоговинах Кордильєр.
У Північній Америці представлені всі типи клімату, _крім; екваторіального. Північне узбережжя і велика частина прилеглих до нього островів розташовані в арктичному к / шматіч ському поясі. Тут панує довга сувора зима, що змінюються коротким холодним літом з негативними та близькими до нуля добовими температурами. Лише іноді в літній час вдень температура піднімається до +5 ° С. У східній частині поясу випадає 300-400 мм, у західній - 50-100 мм опадів. Значна частина території поясу схильна сучасному заледенінню.
Територія між полярним колом і приблизно широтою 60 ° на заході і 55 ° на сході лежить у субарктичному поясі. На півострові Лабрадор цей пояс простягається на південь далі, ніж в Євразії, що пояснюється впливом холодних північно-східних вітрів з льодовиків Гренландії і Лабрадорської течії. Середні температури січня в цьому поясі -25 ...- 30 ° С, липня +5 ...-+ 7 ° С, опади зменшуються зі сходу на захід від 600 до 300 мм .
Значна частина материка лежить у помірному кліматичному поясі, у якому виділяються три кліматичні області. Область морського клімату займають узбережжі Тихого океану і західні схили Кордильєр. Протягом всього року тут панують західні вітри, що приносять з океану багато опадів - до 2000 - 3000 мм , А на навітряних схилах до 4000 мм . Середня температура січня позитивна від 0 ° на півночі до +4 ° С на півдні, липня + 12 ... +16 ° С. Область континентального клімату знаходиться в центральних частинах пояса, де тепле літо (від +18 на півночі до +24 ° С на півдні) і холодна зима: від -20 ° на півночі до -6 ° С на півдні. Опадів випадає від 400-500 мм в західній частині області до 800 мм на сході. Характерні часті зміни. погоди, нерідко виникають атмосферні фронти, супроводжувані взимку сніговими бурями, а влітку - зливами.
На Атлантичному узбережжі в помірному поясі клімат набуває рис морського. Щодо холодна і сніжна зима (від -22 ...- 15 ° на півночі до -2 ° С на півдні) змінюється нежарким вологим літом (+16 ... +20 ° С). Кількість опадів зростає у порівнянні з областю континентального клімату; їх випадає 1000-1500 мм залежно від віддаленості від океану і рельєфу.
Клімати субтропічного поясу, який займає південну частину материка - від 40 ° с.ш. до узбережжя Мексиканської затоки - також різні. У східній частині поясу, як і в аналогічних умовах південних материків, клімат характеризується жарким вологим літом і теплою, щодо вологою чи мій. На заході поясу клімат субтропічний середземноморський з теплою (+6 ... +8 ° С) вологою зимою (400-450 мм) і сухим нежарким для цих широт влітку (біля +20 ° С) через вплив холодного Каліфорнійського течії. У центральній частині поясу в межах Миссисипской низовини клімат рівномірний вологий, з опадами, які приносять вітри з Атлантичного океану, а влітку і з Мексиканської затоки. Зима тепла (+5 ... +10 ° С), але трапляються пониження температури до 0 ° при вторгненні холодних повітряних мас з півночі.
У тропічному кліматичному поясі круглий рік жарко. На східному узбережжі материка і на островах багато опадів, які приносять вітри з Атлантичного океану. Особливо багато вологи випадає влітку на навітряних схилах гір. На півострові Каліфорнія клімат тропічний сухий з туманами і росами.
Південна, найвужча, частина материка лежить в субекваторіальному поясі. Тут весь рік високі температури повітря (вище +25 ° С) і багато опадів (1500-2000 мм), кількість яких збільшується на західних схилах гір через екваторіальних мусонів, що приходять з Тихого океану.
50. Південна Америка
Південна Америка - найбільш вологий материк Землі. Клімати материка більш різноманітні, ніж в Африці та Австралії. У Південній Америці не так спекотно, тут немає таких великих сухих територій, як в Африці та Австралії. На цьому континенті добре виражена висотна кліматична поясність в горах.
Материк знаходиться в шести кліматичних поясах: від субекваторіального північної півкулі, до помірного - південної півкулі.
У екваторіальному кліматичному поясі розташована велика частина Амазонської низовини і північно-західне узбережжя • материка. Середня температура повітря весь рік біля +25 ° С, випадають рясні опади (від 1500 до 3500 мм і більше).
На північ і південь від екваторіального поясу лежать субекваторіальні пояса. Влітку в період панування екваторіальних повітряних мас випадає багато опадів (від 1000 до 2000 мм і більше), середні температури в цей сезон більш +25 ° С. Зимовий сухий сезон настає з приходом континентального тропічного повітря, дощі не випадають по кілька місяців. Температура повітря в цей сезон біля +20 °, в кінці сухого сезону підвищується до +28 ° С.
У тропічному поясі східна частина материка знаходиться під впливом пасатів. Вони приносять багато вологи з Атлантичного океану на узбережжі і на навітряні схили Бразильського нагір'я. Тут велику частину року погода волога і жарка: 'температура січня +25 °, липня +17 ° ... 19 ° С, опадів випадає близько 2000 мм .
З просуванням до центру материка в тропічному поясі кількість опадів зменшується (від 1000 до 500 мм ), Тривалість сухого зимового періоду збільшується. На внутрішніх тропічних рівнинах формується перехідний сезонно-вологий клімат.
Узбережжя Тихого океану і західні схили Анд в тропічному поясі між 5 і 30 ° пд.ш. знаходяться під впливом холодної Перуанської течії, води якого, охолоджуючи повітря, перешкоджають розвитку конвекції і випадання опадів. Як і на західних берегах тропічної Африки, тут постійні тумани, утворюється роса - єдине джерело волога. Опадів випадає менше 25 мм , А над пустелею Атакама роками не випадає ні краплі дощу. Це одне із самих посушливих місць у світі. У береговій смузі тропічного поясу температури для цих широт низькі - влітку +20, взимку +13 ° С.
Територія, розташована в субтропічному поясі, займає простір приблизно між 30 і 40 ° пд.ш. На сході поясу клімат вологий субтропічний (температура січня +25, липня +10 ... 15 ° С, опади - 2000-1000 мм). З просуванням в глиб материка він стає відносно сухим (500-300 мм). На узбережжі Тихого океану клімат субтропічний середземноморського типу з сухим жарким (+17 ... +20 ° С) літом і теплою (+8 ... +10 ° С) вологою зимою. Західні вітри взимку приносять з океану рясні опади, переважає похмура, дощова погода.
У помірному поясі на півдні материка клімат особливо контрастний. На західному узбережжі він морський помірний з м'якою теплою зимою (+4 ... +5 ° С), з похмурою і вітряною погодою і вологим прохолодним летимо з частими дощами при температурі повітря до +15 ° С. Опадів випадає 2000-3000 мм і більше.
У східній частині поясу клімат помірно континентальний з невеликою кількістю опадів (до 300 мм ). Зима прохолодна (0 °), проте бувають морози, випадає сніг, який швидко тане. Літо сухе і досить тепле (+15 ... +20 ° С). Іноді влітку трапляються снігові заметілі - подих близької Антарктиди.
В Андах добре виражена висотна кліматична поясність. У нижньому поясі гір клімат не відрізняється від клімату навколишніх рівнин. При підйомі в гори змінюється температура і режим опадів. Особливо суворий клімат Анд в тропічному поясі на високих центральних плоскогір'ях, оточених хребтами, де повітря виключно чистий і сухий. Опади навіть влітку випадають в основному у вигляді снігу і їх дуже мало. Тут розташовані самі сухі й марні високогір'я в світі.
51. Африка
Майже вся Африка розташована в низьких широтах. Більша частина материка лежить між двома тропіками. Два рази на рік Сонце в цих районах опівдні стоїть у зеніті, а його найнижче полуденне становище приблизно таке ж, як у Москві в день літнього сонцестояння. Середні температури повітря в літні місяці майже скрізь вище 20 ° С, а місцями досягають 35-36 ° С. Взимку навіть в самих «прохолодних» крайніх південних і північних районах середньомісячні температури на рівнинах не опускаються нижче 8 ° С.
У центральних частинах материка повітря рівномірно прогрівається протягом усього року. Коливання температур за сезонами чітко проявляються лише в тропічних і особливо в субтропічних *: широтах. Клімати розрізняються головним чином за кількістю і режиму випадання опадів. Найбільша їх кількість припадає на приекваторіальних райони: басейн річки Конго (Заїр) та узбережжя Гвінейської затоки - 2000-3000 мм на рік, а на навітряних схилах гір ще більше - до 9000 мм . На північ від П-20 ° с.ш. річний шар опадів менше 300 мм .
4.Метеостанціі. Організація метеоспостережень. Основні прилади для спостереження
Великим етапом в історії розвитку кліматології було виникнення центральних метеорологічних установ, в обов'язок яких входила організація мережі метеорологічних станцій, постачання їх приладами та інструкціями для спостережень, збір, контроль та опублікування матеріалів цих спостереженні. У Росії на самому початку XIX ст. передові вчені прийшли до думки про необхідність організації центрального метеорологічного установи. У 1810р. засновник Харківського університету В. Н. Каразін виклав у доповіді Московському суспільству любителів єство знання ідею про необхідність централізованого керівництва мережею метеорологічних станцій та наукової обробки їхніх спостережень а в 1818г. запропонував план організації Державного метеорологічного комітету, в який повинні були надходити і там оброблятися результати спостережень ряду метеорологічних станцій, що знаходяться в різних частинах країни. Введення картографічного методу в кліматологію мало величезне значення, так як з його допомогою могли бути виявлені основні закономірності в розподілі метеорологічних елементів. Так, наприклад, карти розподілу температури і тиску дали чіткі вказівки про місцезнаходження стійких областей підвищеного і зниженого тиску і виявили вплив розподілу на земній кулі води і суші на температуру і тиск повітря, залежність температури від висоти над рівнем моря і т. п. Слід також відзначити дослідження Північного Льодовитого океану А. Е. Норденшельдом і плідну ідею льодового дрейфу, здійснену Ф. Нансеном, а також Р. Амундсеном. Однією з перших робіт з кліматології Росії є робота професора фізики Московського університету М. Ф. Спаського "Про клімат Москви" , опублікована в 1847 р . Велике значення мала праця К. С. Веселовського «Про клімат Росії», випущений в світ у 1857 р . Це було перше кліматологічні опис Росії. Величезну роль у розвитку кліматології в Росії відіграла головна фізична (тепер геофізична) обсерваторія, заснована в Петербурзі в 1849 р . Під її керівництвом була створена широка мережа метеорологічних станцій. Російська мережа метеорологічних станцій за якістю проведених нею робіт складалася на дуже високому науковому рівні, за її зразком будувалися мережі станцій в інших країнах. Дані багаторічних спостережень метеорологічних станцій, оброблені в обсерваторії, згодом лягли в основу багатьох кліматологічних праць як з вивчення окремих елементів (температури, опадів, хмарності, вітрів і т. д.), так і за загальним опису кліматів Росії і СССР.Основоположніком кліматології в Росії був геніальний географ і кліматолог Олександр Іванович Воєйков (1842 - 1916 рр..). Він написав величезну кількість робіт з найрізноманітніших питань кліматології. Невтомна діяльність І. Воєйкова прославила російську кліматологію. Його роботи визначали рівень світової науки про клімат. Цінність робіт Войкова полягає насамперед у тому, то в них всі явища, що відбуваються в атмосфері, розглядалися в нерозривному зв'язку з географічним середовищем, вперше була розкрита сутність процесів, що створюють клімат. Метеорологічні прилади призначені як для безпосередніх термінових вимірів (термометр чи барометр для вимірювання температури або тиску), так і для безперервної реєстрації тих самих елементів в часі, як правило, у вигляді графіка або кривої (термограф, барограф). Термометри. Рідинні скляні термометри. У метеорологічних термометрах найчастіше використовується здатність рідини, укладеної в скляну колбу, до розширення і стиснення. Вибір рідини для термометра залежить в основному від діапазону вимірюваних температур. Ртуть використовується для вимірювання температур вище -39 ° С - точки її замерзання. Для більш низьких температур застосовуються рідкі органічні сполуки, наприклад етиловий спирт. Мінімальний термометр призначений для визначення найнижчої температури за дані добу. Для цих цілей зазвичай використовується скляний спиртової термометр. Максимальний термометр використовується для визначення самої високої температури за дані добу. Зазвичай це скляний ртутний термометр, схожий на медичний. У скляній трубці поблизу резервуара є звуження. Біметалічний термометр складається з двох тонких стрічок металу, наприклад мідної та залізної, які при нагріванні розширюються в різному ступені. Прикладами биметаллическихтермометров є кімнатні термометри з круглим циферблатом. Електричні термометри. До таких термометрам відноситься пристрій з напівпровідниковим термоелементом - терморезистор, або термістор.Барометри. Ртутний барометр - це скляна трубка завдовжки бл. 90 см , Заповнена ртуттю, запаяна з одного кінця і перекинута в чашку з ртуттю. Барометр-анероїд складається з запаяній коробки, з якої частково відкачано повітря. Одна її поверхня являє собою еластичну мембрану.Еслі атмосферний тиск збільшується, мембрана прогинається всередину, якщо зменшується - вигинається назовні. Прилади для вимірювання вологості. Психрометр складається з двох розташованих поруч термометрів: сухого, що вимірює температуру повітря, ісмоченного, резервуар якого обгорнутий тканиною (батистом), зволоженою дистильованою водою. Шкала Бофорта. Швидкість вітру оцінюється візуально за його впливу на навколишні спостерігача предмети. У 1805 Френсіс Бофорт, морякбрітанского флоту, для характеристики сили вітру на морі розробив 12-бальну шкалу. У 1955, щоб розрізняти ураганні вітри різної сили, шкала була розширена до 17 балів. Прилади для вимірювання опадів. Атмосферні опади складаються з частинок води, які надходять з атмосфери на земну поверхность.В стандартних незапісивающіх опадомірами приймальня воронка вставлена ​​у вимірювальний циліндр. Записуючі опадомірами - плювіографа-автоматично зважують зібрану воду.
5. Атмосфера. Її склад, будова і кордон
Атмосфера складається з суміші газів, званої повітрям, в якій знаходяться в підвішеному стані рідкі і тверді частинки. Загальна маса останніх незначна в порівнянні з усією масою атмосфери. Атмосферне повітря в земної поверхні, як правило, є вологим. Це означає, що до його складу, разом з іншими газами, входить водяна пара, тобто вода в газоподібному стані. Вміст водяної пари в повітрі змінюється в значних межах, на відміну від інших складових частин повітря: у земної поверхні воно коливається між сотими частками відсотка і декількома відсотками. Це пояснюється тим, що при існуючих в атмосфері умовах водяна пара може переходити в рідкий і твердий стан і, навпаки, може надходити в атмосферу наново унаслідок випару з земної поверхні. Повітря без водяної пари називають сухим повітрям. У земної поверхні сухе повітря на 99% складається з азоту (78% за об'ємом або 76% по масі) і кисню (21% за об'ємом або 23% по масі). Обидва ці газу входять до складу повітря в земної поверхні у вигляді двохатомних молекул (N2 і О2). Залишився 1% припадає майже цілком на аргон (Аr). Всього 0,08% залишається на вуглекислий газ (СО2). Численні інші гази входять до складу повітря в тисячних, мільйонних і ще менших частках відсотка. Це криптон, ксенон, неон, гелій, водень, озон, йод, радон, метан, аміак, перекис водню, закис азоту і др.Процентний складу сухого повітря в земної поверхні дуже постійний і практично однаковий всюди. Істотно змінюватися може тільки утримання вуглекислого газу. У результаті процесів дихання і горіння його об'ємне утримання в повітрі закритих, погано вентильованих приміщень, а також промислових центрів може зростати в декілька разів - до 0,1-0,2%. Цілком незначно змінюється відсотковий вміст азоту і кисню. Процентний вміст водяної пари у вологому повітрі в земної поверхні складає в середньому від 0,2% у полярних широтах до 2,5% у екватора, а в окремих випадках коливається майже від нуля до 4. Частина молекул атмосферних газів і часток атмосферного аерозолю - крапельок, порошинок, кристалів - несе електричні заряди. Ці заряджені частинки називаються іонами.
Молекули повітря заряджаються унаслідок втрати електрона або приєднання вільного електрона. До зарядженої молекулі приєднуються інші молекули, в яких відбувається шляхом індукції поділ зарядів. Так виникає електрично заряджений комплекс молекул, званий легким іоном. Заряджені молекули можуть також приєднуватися до ядер конденсації або порошинкам, зваженим у повітрі, внаслідок чого виникають більш великі важкі іони з масами в тисячі разів більшими, ніж у легких іонів.
. Крапельки і кристали хмар і опадів, виникаючи на іонах як на ядрах конденсації, приєднуючи їх надалі, а також, отримуючи електричні заряди іншими способами, також можуть стати носіями електричних зарядів. Заряди крапельок і кристалів набагато більше, ніж заряди іонів: вони можуть досягати багатьох мільйонів елементарних зарядів (зарядів електрона). Крім того, значна частина іонів у високих шарах являє собою вільні електрони. Вміст іонів тут вимірюється сотнями тисяч і мільйонами на один кубічний сантиметр повітря. Так само як і незаряджені частинки, іони в атмосфері постійно переміщаються. Саме завдяки цьому атмосфера має електропровідність, у нижніх шарах малої, у вищих - значною., В повітря місцями можуть проникати інші гази, особливо сполуки, що виникають при згорянні палива (окисли сірки, вуглецю, фосфору та ін.) Найбільш заражається такими домішками повітря великих міст і промислових районов.В складу атмосфери входять також тверді і рідкі частинки, завислі в атмосферному повітрі. Крім водяних крапельок і кристалів, що виникають в атмосфері при конденсації водяної пари, це пил грунтового й органічного походження; тверді частинки диму, сажі, попелу і крапельки кислот, що потрапляють в повітря при лісових пожежах, при спалюванні палива, при вулканічних виверженнях; частинки морської солі , що потрапляють в повітря при розбризкуванні морської води під час хвилювання (звичайно, в силу своєї гігроскопічності, це не тверді частинки, а дрібні крапельки насиченого розчину солі у воді); мікроорганізми (бактерії); пилок, спори, нарешті, космічний пил, що потрапляє в атмосферу (близько мільйона тонн на рік) з міжпланетного простору, а також виникає при згорянні метеорів в атмосфері. Особливе місце серед атмосферних домішок займають продукти штучного радіоактивного розпаду, що заражають повітря при іспитових вибухах атомних і термоядерних бомб. Аерозольні домішки до повітря можуть легко переноситися повітряними течіями на великі відстані. Піщаний пил, що потрапляє в повітря над пустелями Африки і Передньої Азії, неодноразово випадала у великих кількостях на території Південної і Середньої Європи. Дим лісових пожеж у Канаді переносився сильними повітряними течіями на висотах 8 - 13 км через Атлантику до берегів Європи, ще зберігаючи достатню концентрацію. Дим і попіл великих вулканічних вивержень неодноразово поширювалися у високих шарах атмосфери на величезні відстані, огортаючи всю Земну кулю
Електричне поле атмосфери
Отже, в атмосфері завжди існують рухливі електричні заряди, пов'язані з іонами, а також з елементами хмар і опадів. Заряди ці - обох знаків, причому переважають позитивні, так що сумарний заряд атмосфери - позитивний. При цьому з висотою він росте. У результаті атмосфера володіє електростатичним полем, у кожній точці якого є те або інше значення потенціалу. Це значить, що електричний заряд, поміщений у будь-якій точці атмосфери, буде відчувати силу, що діє на нього в напрямку, нормальному до поверхні рівного потенціалу, що проходить через цю точку. Цю силу на одиницю позитивного електричного заряду називають напруженістю атмосферно-електричного поля. Вона спрямована у відсутності хмар зверху вниз і вимірюється зміною потенціалу поля на одиницю відстані, тобто у вольтах на метр (в / м). У приземному шарі атмосфери напруженість поля, в середньому для всієї Земної кулі, близько 100 в / м. . У промислових районах із сильно забрудненим повітрям вона значно більше. Загалом, перенесення електрики (струм провідності) повинний відбуватися від позитивно зарядженої атмосфери до негативно зарядженої земної поверхні. Незважаючи на це, негативний заряд земної поверхні з часом не убуває. Причина полягає, по-видимому, в грозах.Напряженность поля між хмарою і землею може навіть змінити свій напрямок, тобто одержати напрямок нагору. У зв'язку з зазначеними величезними різницями потенціалів в атмосфері виникають іскрові електричні розряди, блискавки, як у хмарах, так і між хмарами і землею. При напруженості поля, спрямованої вгору, блискавки можуть переносити до земної поверхні дуже великі негативні заряди, які і компенсують втрату негативного заряду земною поверхнею в спокійну погоду.
6. Взаємодія атмосфери з іншими геосферами
Тропосфера
Атмосфера складається з декількох концентричних шарів, що відрізняються один від іншого по температурних і інших умов. Нижня частина атмосфери, до висоти 10 - 15 км , В якій зосереджено 4 / 5 всієї маси атмосферного повітря, носить назву тропосфери. Для неї характерно, що температура тут з висотою падає в середньому на 0,6 ° / 100 м (в окремих випадках розподіл температури по вертикалі варіює в широких межах). У тропосфері міститься майже уся водяна пара атмосфери і виникають майже всі хмари. Сильно розвинена тут і турбулентність, особливо поблизу земної поверхні, а також у так званих струменевих течіях у верхній частині тропосфери.
Висота, до якої простирається тропосфера, над кожним місцем Землі змінюється день у день. Крім того, навіть у середньому вона різна під різними широтами й у різні сезони року. У середньому річному тропосфера простирається над полюсами до висоти близько 9 км , Над помірними широтами до 10-12 км і над екватором до 15-17 км. Середня річна температура повітря в земної поверхні біля +26 ° на екваторі і близько -23 ° на північному полюсі. На верхній межі тропосфери над екватором середня температура близько -70 °, над північним полюсом взимку близько -65 °, а влітку біля -45 °.
Тиск повітря на верхній межі тропосфери відповідно її висоті в 5-8 разів менше, ніж у земної поверхні. Отже, основна маса атмосферного повітря знаходиться саме в тропосфері. Процеси, що відбуваються в тропосфері, мають безпосереднє і вирішальне значення для погоди і клімату біля земної поверхні.
Самий нижній, тонкий шар тропосфери, в декілька метрів (або десятків метрів) висотою, що безпосередньо примикає до земної поверхні, носить назву приземного шару. Внаслідок близькості до земної поверхні фізичні процеси в цьому шарі відрізняються відомою своєрідністю. Тут особливо різко виражені зміни температури протягом доби: у цьому шарі температура особливо сильно падає з висотою вдень і часто росте з висотою вночі.
Шар від земної поверхні до висоти близько 1000 м носить назву шару тертя. У цьому шарі швидкість вітру ослаблена в порівнянні з вищерозташованими шарами; ослаблена тим більше, чим ближче до земної поверхні. Детальніше про ці шарах буде сказано надалі.
Стратосфера і мезосфера
Над тропосферою до висоти 50-55 км лежить стратосфера, що характеризується тим, що температура в ній у середньому зростає з висотою. Перехідний шар між тропосферою і стратосферою (товщиною 1-2 км) носить назву тропопаузи.
Вище були наведені дані про температуру на верхній межі тропосфери. Ці температури характерні і для нижньої стратосфери. Таким чином, температура повітря в нижній стратосфері над екватором завжди дуже низька; притому влітку багато нижче, ніж над полюсом.
Нижня стратосфера більш-менш ізотермічна. Але, починаючи з висоти близько 25 км , Температура в стратосфері швидко зростає з висотою (рис. 7), досягаючи на висоті близько 50 км максимальних, притім позитивних значень (від +10 до +30 °). Внаслідок зростання температури з висотою турбулентність у стратосфері мала.
Водяної пари в стратосфері мізерно мало. Проте на висотах 20-25 км спостерігаються іноді у високих широтах дуже тонкі, так звані перламутрові хмари. Вдень вони не видно, а вночі здаються світними, тому що висвітлюються сонцем, що знаходиться під обрієм. Ці хмари складаються з переохолоджених водяних крапельок. Стратосфера характеризується ще тим, що переважно в ній міститься атмосферне озон, про що було сказано вище (параграф 5). З цієї точки зору вона може бути названа озоносферой. Зростання температури з висотою в стратосфері пояснюється саме поглинанням сонячної радіації озоном.
Над стратосферою лежить шар мезосфери, приблизно до 80 км . Тут температура з висотою падає до декількох десятків градусів нижче нуля (рис. 2.7). Внаслідок швидкого падіння температури з висотою в мезосфері сильно розвинена турбулентність. На висотах, близьких до верхньої межі мезосфери (75-90 км), спостерігаються ще особливого роду хмари, також освітлені сонцем у нічні години, так звані сріблясті. Найбільш ймовірно, що вони складаються з крижаних крісталлов.На верхній межі мезосфери тиск повітря разів у 200 менше, ніж у земної поверхні. Таким чином, в тропосфері, стратосфері та мезосфері разом, до висоти 80 км , Полягає більше ніж 99,5% всієї маси атмосфери. На вищерозміщені шари доводиться зовсім незначну кількість повітря. Іоносфера
Верхня частина атмосфери, над мезосферою, характеризується дуже високими температурами і тому носить назву термосфери. У ній різняться, проте, дві частини: іоносфера, що тягнеться від мезосфери до висот близько тисячі кілометрів, і що лежить над нею зовнішня частина - екзосфера, що переходить у земну корону.
Повітря в іоносфері надзвичайно розріджений. Ми вже вказували в параграфі 13, що на висотах 300-750 км його середня щільність порядку 10-8-10-10 г/м3. Але і при такій малій щільності кожен кубічний сантиметр повітря на висоті 300 км ще містить близько одного мільярда (109) молекул або атомів, а на висоті 600 км - Понад 10 мільйонів (107). Це на кілька порядків більше, ніж вміст газів у міжпланетному просторі.
Іоносфера, як говорить сама назва, характеризується дуже сильним ступенем іонізації повітря. Як вже говорилося в параграфі 8, вміст іонів тут у багато разів більше, ніж у нижчих шарах, незважаючи на сильну загальну розрідженість повітря. Ці іони являють собою в основному заряджені атоми кисню, заряджені молекули окису азоту і вільні електрони. Їх зміст на висотах 100 - 400 км - Порядку 1015-106 на кубічний сантіметр.В іоносфері виділяється декілька шарів, або областей, з максимальною іонізацією, особливо на висотах 100 - 120 км (Шар Е) і 200-400 км (шар F). Але і в проміжках між цими шарами ступінь іонізації атмосфери залишається дуже високою. Положення іоносферних шарів і концентрація іонів у них весь час змінюються. Спорадичні скупчення електронів з особливо великою концентрацією носять назву електронних хмар.
Від ступеня іонізації залежить електропровідність атмосфери. Тому в іоносфері електропровідність повітря в загальному в 1012 разів більше, ніж у земної поверхні. Радіохвилі відчувають в іоносфері поглинання, заломлення і віддзеркалення. Хвилі довжиною більш 20 м взагалі не можуть пройти крізь іоносферу: вони відбиваються вже електронними шарами невеликій концентрації в нижній частині іоносфери (на висотах 70 - 80 км ). Середні і короткі хвилі відбиваються вищерозташованими іоносферними слоямі.Іменно внаслідок відбиття від іоносфери можлива далекий зв'язок на коротких хвилях. Багаторазове відображення від іоносфери і земної поверхні дозволяє коротким хвилям зигзагоподібно поширюватися на великі відстані, огинаючи поверхню Земної кулі. Оскільки положення і концентрація іоносферних шарів безупинно змінюються, змінюються і умови поглинання, відображення і розповсюдження радіохвиль. Тому для надійного радіозв'язку необхідно безперервне вивчення стану іоносфери. Спостереження над поширенням радіохвиль саме є засобом для такого ісследованія.В іоносфері спостерігаються полярні сяйва і близьке до них по ~ природі світіння нічного неба - постійна люмінесценція атмосферного повітря, а також різкі коливання магнітного поля - іоносферні магнітні бурі.Іонізація в іоносфері зобов'язана своїм існуванням дії ультрафіолетової радіації Сонця. Її поглинання молекулами атмосферних газів приводить до виникнення заряджених атомів і вільних електронів, про що говорилося вище. Коливання магнітного поля в іоносфері і полярні сяйва залежать від коливань сонячної активності (див. главу першу, пункт 6). Із змінами сонячної активності пов'язані зміни в потоці корпускулярної радіації, що йде від Сонця в земну атмосферу. А саме корпускулярна радіація має основне значення для зазначених іоносферних явленій.Температура в іоносфері зростає з висотою до дуже великих значень. На висотах близько 800 км вона досягає 1000 °.
Говорячи про високі температури іоносфери, мають на увазі те, що частки атмосферних газів рухаються там з дуже великими швидкостями. Однак щільність повітря в іоносфері так мала, що тіло, що знаходиться в іоносфері, наприклад летить супутник, не буде нагріватися шляхом теплообміну з повітрям. Температурний режим супутника буде залежати від безпосереднього поглинання ним сонячної радіації і від віддачі його власного випромінювання в навколишній простір.
Екзосфера
Атмосферні шари вище 800-1000 км виділяються під назвою екзосфери (зовнішньої атмосфери). Швидкості руху часток газів, особливо легких, тут дуже великі, а внаслідок надзвичайної розрідженості повітря на цих висотах частки можуть облітати Землю по еліптичних орбітах, не стикаючись між собою. Окремі частки можуть при цьому мати швидкості, достатні для того, щоб подолати силу тяжіння. Для незаряджених частинок критичною швидкістю буде 11,2 км / сек. Такі особливо швидкі частки можуть, рухаючись по гіперболічним траєкторіях, вилітати з атмосфери в світовий простір, «вислизати», розсіюватися. Тому екзосферу називають ще сферою розсіювання.
Вислизання піддаються переважно атоми водню, який є панівним газом у найбільш високих шарах екзосфери.Недавно передбачалося, що екзосфера, і з нею взагалі земна атмосфера, кінчається на висотах близько 2000-3000 км. Але зі спостережень за допомогою ракет і супутників створилося уявлення, що водень, що вислизає з екзосфери, утворює навколо Землі так звану земну корону, що простирається більш ніж до 20 000 км . Звичайно, щільність газу в земній короні мізерно мала. На кожний кубічний сантиметр тут доводиться в середньому всього близько тисячі частинок. Але в міжпланетному просторі концентрація часток (переважно протонів і електронів) принаймні в десять разів меньше.С допомогою супутників і геофізичних ракет встановлено існування у верхній частині атмосфери й у навколоземному космічному просторі радіаційного поясу Землі, що починається на висоті декількох сотень кілометрів і простягається на десятки тисяч кілометрів від земної поверхні. Цей пояс складається з електрично заряджених частинок - протонів і електронів, захоплених магнітним полем Землі і що рухаються з дуже великими швидкостями. Їх енергія - сотні тисяч електрон-вольт. Радіаційний пояс постійно втрачає частки в земній атмосфері і поповнюється потоками сонячної корпускулярної радіації.
7. Сонце і сонячна радіація. Промениста енергія Сонця, сонячний вітер
Електромагнітна радіація, надалі звана тут просто радіацією або випромінюванням, є форма матерії, відмінна від речовини. Приватним випадком її є видиме світло, але до неї належать також і невоспрінімаемих оком гамма-промені, рентгеновимі, ​​ультрафіолетові, інфрачервоні промені, радіохвилі.
Радіація поширюється в усіх напрямках від джерела радіації, випромінювача, у вигляді електромагнітних хвиль зі швидкістю, дуже близькою до 300 000 км / сек. Електромагнітними хвилями називаються розповсюджуються в просторі коливання, тобто періодичні зміни, електричних і магнітних сил; вони викликаються рухом електричних зарядів у випромінювачі.
Довжини хвиль радіації вимірюють з великою точністю, і тому зручно висловлювати їх в одиницях значно менших, ніж мікрон. Це миллимикрон (ммк) - тисячна частка мікрона і ангстрем (А) - десятитисячна частка мікрона. Наприклад, довжину хвилі 0,5937 мк можна ще написати: 593,7 ммк або 5937 А. Але в цій книзі ми будемо приводити довжини хвиль переважно в мікронах.
У метеорології прийнято виділяти короткохвильову та довгохвильову радіацію. Короткохвильової називають радіацію у діапазоні довжин хвиль від 0,1 до 4 мк. Вона включає, крім видимого світла, ще найближчу до нього по довжинах хвиль ультрафіолетову та інфрачервону радіацію. Сонячна радіація на 99% є такою короткохвильової радіацією. До довгохвильової радіації відносять радіацію земної поверхні та атмосфери з довжинами хвиль від 4 до 100-120 мк.
До температурної радіації відносяться відомі з фізики закони випромінювання Кірхгофа, Стефана-Больцмана, Планка, Вина. Зокрема, відповідно до закону Стефана-Больцмана енергія випромінюваної радіації зростає пропорційно четвертого ступеня абсолютної температури випромінювача. Деякі речовини в особливому стані випромінюють радіацію в більшій кількості і в іншому діапазоні довжин хвиль, ніж це випливає з їх температурі. Таким чином, можливо, наприклад, випромінювання видимого світла при таких низьких температурах, при яких речовина зазвичай не світиться. Ця радіація, не підкоряється законам температурного випромінювання, називається люмінесценцією.
Терміном радіація називають також явище зовсім іншого роду, саме - корпускулярну радіацію, тобто потоки електрично заряджених елементарних частинок речовини, переважно протонів та електронів, що рухаються зі швидкостями в сотні кілометрів на секунду, хоча і великими, але все-таки дуже далекими від швидкості світла. Промениста енергія Сонця є основним, а практично єдиним джерелом тепла для поверхні Землі і для її атмосфери. Радіація, що надходить від зірок і від Місяця, мізерно мала в порівнянні з сонячною радіацією. Також мізерно малий і потік тепла, спрямований до земної поверхні і в атмосферу з глибин Землі.
Промениста енергія Сонця перетворюється в тепло частково в самій атмосфері, але головним чином на земній поверхні. Вона йде тут на нагрівання верхніх шарів грунту і води, а від них і повітря. Нагріта земна поверхня й нагріта атмосфера в свою чергу самі випромінюють невидиму інфрачервону радіацію. Віддаючи цю радіацію у світовий простір, земна поверхня й атмосфера охолоджуються Досвід показує, що середні річні температури земної поверхні і атмосфери в будь-якій точці Землі мало змінюються від року до року. За історичний час у цих дуже обмежених зміни, мабуть, не було ніякої певної спрямованості; були лише коливання близько середніх значень. Таким чином, якщо розглядати Землю за більш-менш тривалі багаторічні проміжки часу, то можна сказати, що вона знаходиться в тепловій рівновазі: прихід тепла урівноважується його втратою. Але так як Земля (з атмосферою) отримує тепло, поглинаючи сонячну радіацію, і втрачає тепло шляхом власного випромінювання, то можна зробити висновок, що вона знаходиться і в променистому рівновазі: приплив радіації до неї врівноважується віддачею радіації у світовий пространство.Радіацію, що приходить до земної поверхні безпосередньо від сонячного диска, називають прямою сонячною радіацією, на відміну від радіації, розсіяної в атмосфері. Сонячна радіація поширюється від Сонця в усіх напрямках. Приплив прямої сонячної радіації на земну поверхню або на будь-який вищерозміщений рівень в атмосфері характеризується інтенсивністю радіації Інтенсивність сонячної радіації перед вступом її в атмосферу (зазвичай говорять: «на верхній межі атмосфери» або «у відсутності атмосфери») називають сонячною На освітлену поверхню Землі на верхній кордоні атмосфери за одну хвилину падає кількість сонячної енергії, що дорівнює добутку сонячної постійної на площу великого кола Землі, виражену в квадратних сантиметрах. При середньому радіусі Землі 6371 км ця площа дорівнює 12,75 ∙ 1017 см2, а приходить на неї за одну хвилину промениста енергія дорівнює 25 ∙ 1017 кал. За рік Земля отримує 1,37 ∙ 1024 кал. постійною.
8. Основні хар-тики солн. радіації
Електромагнітні. радіація Сонця або випромінювання - форма матерії, відмінна від вещ-ва. Приватним випадком її явл. видиме світло. До неї відноситься і невидимі оком гамма-промені, рентгенівське, ультрафіолетове, інфрачервоне випромінювання і радіохвилі.
Радіація распр-ся по всіх напрямках від джерела випромінювання зі швидкістю = 300 тис. км / с.
Електромагнітні. випромінювання Сонця - основне джерело енергії для географіч. процесів, що відбуваються в атмосфері. Довжина хвилі вимірюється в мікронах або в амстремах.
Склад солн. радіації:
1) Видиме світло - 46% від загального випромінювання. Довжина хвилі - 0,4-0,75 мк (від червоного до фіолетового)
2) Інфрачервоний. Довжина хвилі> 0,75 мк (теплова радіація)
3) Ультрафіолет-7%. Довжина хвилі - <0,4 мк.
У метеорології виділяють:
1) короткохвильова радіація (0,1-4 мк) - видиме світло + близькі по довжині хвилі
2) довгохвильова радіація земної поверхні і атмосфери (4-120 мк)
Інтенсивність солн. радіації (I ₀₎ - кількість променистої енергії, що надходить за одиницю часу = 1 хвилині на одиницю площі 1 см ^2, вимірюється в калоріях. (Калл / см ^{2 за} хвилину)
Інтенсивність солн. радіації перед вступом в атмосферу наз-ся сонячної постійної. Вона визначається за міжнародною угодою 1956р. в 1,98 калл / см ^{2 за} хвилину.
Кут падіння (h) сонячних променів буває дорівнює 90 ⁰ між південним і північним тропіком, де сонце буває в зеніті. Солн. промені падають на земну поверхню під деяким кутом. Інтенсивність солн. радіації (I ₁₎ залежить від кута падіння солн. променів:
I ₁ = I ₀ sinh;
I _{1-інтенсивність} солн. радіації під кутом h
I ₀ - інтенсивність солн. радіації при стрімкому падінні.
I ₁ = I _0, при h = 90 ^0.
9. Потоки сонячної радіації в атмосфері: розсіяна, відображена, сумарна
Сонячна радіація проходячи через атмосферу зазнає кількісні та якісні ізмененія.25% солнеч.радіаціі розсіюється газами і домішками атмосфери. Домішки: краплинно-рідкі, тверді.
Частково поглинаючись домішками, парами і переходить в др.віди енергії: теплову, механічну і тд. Отже, інтенсивність радіації зменшується, а спектральний склад її змінюється, так як промені з різними довжинами по різному поглинається і розсіюється в атмосфері. Частина радіації приходить до земної поверхні від сонячного диска, називається прямою сонячною радіацією.
Проходячи крізь атмосферу, сонячна радіація частково розсіюється атмосферними газами і аерозольними домішками до повітря і переходить в особливу форму розсіяної радіації. Частково ж вона поглинається молекулами атмосферних газів і домішками до повітря і переходить в теплоту, йде на нагрівання атмосфери.
Крім поглинання, пряма сонячна радіація на шляху крізь атмосферу послабляється ще шляхом розсіювання, причому послабляється більш значно. При цьому розсіювання радіації тим більше, чим більше містить повітря аерозольних домішок.
Розсіюванням називається часткове перетворення радіації, що має певний напрям розповсюдження (а такий саме і є пряма сонячна радіація, що поширюється у вигляді паралельних променів), у радіацію, що йде в усіх напрямках. Розсіювання відбувається в оптично неоднорідному середовищі, тобто в середовищі, де показник заломлення змінюється від точки до точки. Такий оптично неоднорідному середовищем є атмосферне повітря, що містить найдрібніші частинки рідких і твердих домішок - крапельки, кристали, ядра конденсації, порошини. Але оптично неоднорідним середовищем є і чистий, вільний від домішок повітря, тому що в ньому внаслідок теплового руху молекул постійно виникають згущення і розрідження, коливання щільності. Таким чином, зустрічаючись з молекулами і сторонніми частинками в атмосфері, сонячні промені втрачають прямолінійний напрямок поширення, розсіюються. Радіація поширюється від розсіюючих частинок таким чином, як якщо б вони самі були джерелами радіації.
Близько 25% енергії загального потоку сонячної радіації перетворюється в атмосфері в розсіяну радіацію. Щоправда, значна частка розсіяної радіації ⁽² / ₃ її) також приходить до земної поверхні. Але це буде вже особливий вид радіації, істотно відмінний від прямої радіації.
По-перше, розсіяна радіація приходить до земної поверхні не від сонячного диска, а від усього небесного зводу. Тому доводиться вимірювати її приток на горизонтальну поверхню. Інтенсивністю розсіяної радіації ми будемо називати її приплив в калоріях на один квадратний сантиметр горизонтальній поверхні в хвилину.
По-друге, розсіяна радіація відмінна від прямої по спектральному складу. Справа в тому, що промені різних довжин хвиль розсіюються в різному ступені. Співвідношення енергії променів різних довжин хвиль в розсіяної радіації змінено на користь більш короткохвильових променів. При цьому, чим менше розміри розсіюючих частинок, тим сильніше розсіюються короткохвильові промені в порівнянні з довгохвильовими.

10. Альбедо і його залежність від факторів підстилаючої поверхні
Падаючи на земну поверхню, сумарна радіація в більшій своїй частині поглинається в верхньому, тонкому шарі грунту або води і переходить в тепло, а частково відбивається. Величина відбиття сонячної радіації земною поверхнею залежить від характеру цієї поверхні. Відношення кількості відбитої радіації до загальної кількості радіації, що падає на дану поверхню, називається альбедо поверхні. Це відношення виражається у відсотках.
Отже, із загального потоку сумарної радіації Isinh + i відбивається від земної поверхні частина його (Isinh + i) А, де А - альбедо поверхні. Інша частина сумарної радіації (Isinh + i) (1 - А) поглинається земною поверхнею і йде на нагрівання верхніх шарів грунту і води. Цю частину називають поглиненої радіацією.
Альбедо поверхні грунту в загальному полягає в межах 10-30%; у випадку вологого чорнозему воно знижується до 5%, а у випадку сухого світлого піску може підвищуватися до 40%. Із зростанням вологості грунту альбедо знижується. Альбедо рослинного покриву - ліси, луки, поля - полягає в межах 10-25%. Для свіжого снігу альбедо 80-90%, для давно лежачого снігу - близько 50% і нижче. Альбедо гладкої водної поверхні для прямої радіації змінюється від декількох відсотків при високому сонці до 70% при низькому сонці; воно залежить також від хвилювання. Для розсіяної радіації альбедо водних поверхонь 5-10%. У середньому альбедо поверхні світового океану 5-20%. Альбедо верхньої поверхні хмар - від кількох відсотків до 70-80% залежно від типу і потужності хмарного покриву; в середньому ж воно 50-60%. Наведені числа відносяться до відбиття сонячної радіації не тільки видимою, але в усьому її спектрі. Крім того, фотометричними засобами вимірюють альбедо тільки для видимої радіації, яке, звичайно, може трохи відрізнятися за розміром від альбедо для всього потоку радіації.
Переважна частина радіації, відбитої земною поверхнею і верхньою поверхнею хмар, іде за межі атмосфери в світовий простір. Також йде у світовий простір частина розсіяної радіації, близько однієї третини її. Відношення цієї йде в космос відбитої і розсіяної сонячної радіації до загальної кількості сонячної радіації, що надходить в атмосферу, носить назву планетарного альбедо Землі або просто альбедо Землі.
Планетарне альбедо Землі оцінюється в 35-40%; мабуть, воно ближче до 35%. Основну частину планетарного альбедо Землі становить відображення сонячної радіації хмарами.

11. Явища, пов'язані з розсіюванням радіації

Блакитний колір неба - це колір самого повітря, обумовлений розсіюванням у ньому сонячних променів. З висотою, у міру зменшення щільності повітря, тобто кількості розсіюючих частинок, колір неба стає темніше і переходить у густо-синій, а в стратосфері - у чорно-фіолетовий.
Чим більше в повітрі помутняющіх домішок більш великих розмірів, ніж молекули повітря, тим більше частка довгохвильових променів у спектрі сонячної радіації і тим білясті стає забарвлення небесного зводу. Розсіювання змінює забарвлення прямого сонячного світла. Сонячний диск здається тим жовтіше, чим ближче він до обрію, тобто чим довше шлях променів через атмосферу і чим більше розсіювання.
Розсіювання сонячної радіації в атмосфері обумовлює розсіяне світло в денний час. У відсутності атмосфери на Землі було б світло тільки там, куди потрапляли б прямі сонячні промені або сонячні промені, відбиті земною поверхнею і предметами на ній.
Після заходу сонця ввечері темрява настає не відразу. Небо, особливо в тій частині горизонту, де зайшло сонце, залишається світлим і посилає до земної поверхні розсіяну радіацію з поступово спадної інтенсивністю - сутінки. Причиною його є висвітлення сонцем, що знаходиться під обрієм, високих шарів атмосфери.
Так звані астрономічні сутінки тривають ввечері до тих пір, поки сонце не зайде під горизонт на 18 °; до цього моменту стає настільки темно, що помітні самі слабкі зірки. Ранкові сутінки починаються з моменту, коли сонце має таке ж положення під обрієм. Перша, частина вечірніх або остання частина ранкових астрономічних сутінок, коли сонце знаходиться під горизонтом не нижче 8 °, носить назву цивільних сутінків.
Тривалість астрономічних сутінок змінюється в залежності від широти і від пори року. У середніх широтах вона від півтора до двох годин, в тропіках менше, на екваторі трохи довше однієї години.
У високих широтах влітку сонце може не опускатися під обрій зовсім або опускатися дуже неглибоко. Якщо сонце опускається під обрій менш ніж на 18 °, то повної темряви взагалі не настає і вечірні сутінки зливаються з ранковими. Це явище називають білими ночами.
Сутінки супроводжуються красивими, іноді дуже ефектними змінами забарвлення небесного зводу осторонь сонця. Ці зміни починаються ще до заходу або продовжуються після сходу сонця. Вони мають досить закономірний характер і звуться зорі. Характерні кольори зорі - пурпурний і жовтий; але інтенсивність і розмаїтість колірних відтінків зорі змінюються в широких межах залежно від змісту аерозольних домішок у повітрі. Різноманітні і тони освітлення хмар у сутінках.
У частині небосхилу, протилежної сонцю, спостерігаються явища протівозарі, також зі зміною колірних тонів, з перевагою пурпурних і пурпурно-фіолетових. Після заходу сонця в цій частині небосхилу з'являється тінь Землі: усе більш зростаючий у висоту і в сторони сірувато-блакитний сегмент.
Явища зорі пояснюються розсіюванням світла дрібними частками атмосферних аерозолів і дифракцією світла на більш великих частках.
12. Радіаційний баланс земної поверхні
Різниця між поглинутою радіацією і ефективним випромінюванням називають радіаційним балансом земної поверхні. Інше її назва - залишкова радіація.
Радіаційний баланс переходить від нічних, негативних значень до денних, позитивним після сходу сонця при висоті його 10-15 °. Від позитивних значень до негативних він переходить перед заходом сонця при тій ж його висоті над обрієм. При наявності снігового покриву радіаційний баланс переходить до позитивних значень тільки при висоті сонця близько 20-25 °, так як при великому альбедо снігу поглинання ним сумарної радіації мало. Днем радіаційний баланс росте зі збільшенням висоти сонця й убуває з її зменшенням. У нічні години, коли сумарна радіація відсутня, від'ємний радіаційний баланс дорівнює ефективному випромінюванню і тому змінюється протягом ночі мало, якщо тільки умови хмарності залишаються одінаковимі.Средніе полуденні значення радіаційного балансу в Ленінграді влітку при хмарності менше 7 / 10 покриття неба - близько 0, 7-0,8 кал/см2 хв. При хмарності від 7 / 10 до повної спостерігаються і дуже високі (до 1,0 кал/см2 хв), і дуже низькі (до 0,1 кал/см2 хв) значення.
13. Випромінювання в світовий простір
Випромінювання нижніх шарів атмосфери поглинається в вищележачих її шарах. Але, в міру віддалення від земної поверхні, вміст водяної пари, основного поглинача радіації, зменшується, і потрібний все більш товстий шар повітря, щоб поглинути випромінювання, що надходить від нижележащих шарів. Починаючи з деякої висоти водяної пари взагалі недостатньо для того, щоб поглинути усе випромінювання, що йде знизу, і з цих верхніх шарів частина атмосферного випромінювання буде іти у світовий простір. Підрахунки показують, що найбільш сильно випромінюючі в простір шари атмосфери лежать на висотах 6-10 км.Длінноволновое випромінювання земної поверхні і атмосфери, що йде в космос, називається минає радіацією. Воно складає близько 65 одиниць, якщо за 100 одиниць прийняти приплив сонячної радіації в атмосферу. Разом з відбитої і розсіяної короткохвильової сонячної радіацією, що виходить за межі атмосфери у кількості близько 35 одиниць (див. у параграфі 17 про планетарному альбедо Землі), ця йде радіація компенсує приплив сонячної радіації до Землі. Таким чином, Земля разом з атмосферою втрачає стільки ж радіації, скільки і отримує, тобто знаходиться в стані променистого (радіаційного) рівноваги.
14. Географічне розподіл радіаційного балансу і сумарної радіації
Отже, розглянемо розподіл річних і місячних кількостей (сум) сумарної радіації по Земній кулі. Ми бачимо, що воно не повністю зонально: ізолінії (тобто лінії рівних величин) радіації на картах не збігаються з широтними колами. Відхилення ці пояснюються тим, що на розподіл радіації по Земній кулі впливають прозорість атмосфери і хмарність.
Річні кількості сумарної радіації складають у тропічних і субтропічних широтах понад 140 ккал/см2. Вони особливо великі в малохмарно субтропічних пустелях, а в північній Африці досягають 200-220 ккал/см2. Зате над приекваторіальних лісовими областями з їхньою великою хмарністю (над басейнами Амазонки і Конго, над Індонезією) вони знижені до 100-120 ккал/см2. До більш високих широт обох півкуль річні кількості сумарної радіації убувають, досягаючи під 60 ° широти 60-80 ккал/см2. Але потім вони знову зростають - мало в північній півкулі, але досить значно над малохмарною і сніжної Антарктидою, де в глибині материка вони досягають 120-130 ккал/см2, тобто величин, близьких до тропічних і перевищують екваторіальні.
Над океанами суми радіації нижче, ніж над сушею.
У грудні найбільші суми радіації, до 20 - 22 ккал/см2 і навіть вище, в пустелях південної півкулі. Але в хмарних районах біля екватора вони знижені до 8 - 12 ккал/см2. У зимовому північній півкулі радіація швидко убуває на північ; на північ від 50-ї паралелі вона менше 2 ккал/см2 і кілька північ від полярного кола дорівнює нулю. У літньому південній півкулі вона убуває на південь до 10 ккал/см2 і нижче в широтах 50-60 °. Але потім вона росте - до 20 ккал/см2 біля берегів Антарктиди та понад 30 ккал/см2 всередині Антарктиди, де вона, таким чином, більше, ніж влітку в тропіках.
У іюненаівисшіе суми радіації, понад 22 ккал/см2, над північно-східною Африкою, Аравією, Іранським нагір'ям. До 20 ккал/см2 і вище вони в Середній Азії; значно менше, до 14 ккал/см2, в тропічних частинах материків південної півкулі. У хмарних приекваторіальних областях вони, як і в грудні, знижені до 8-12 ккал/см2. У літньому північній півкулі суми радіації убувають від субтропіків на північ поволі, а північніше 50 ° с. ш. зростають, досягаючи 20 ккал/см2 і більше в Арктичному басейні. У зимовому південній півкулі вони швидко убувають на південь, до нуля за південним полярним колом.
Не вся сумарна радіація поглинається земною поверхнею. У якійсь частині вона відбивається. Шляхом відображення губиться в загальному від 5 до 20% сумарної радіації. У пустелях і особливо в областях з сніжним і крижаним покривом втрата шляхом відображення більше.
Географічне розподіл радіаційного балансу
Як відомо, радіаційний баланс є різницею між сумарною радіацією і ефективним випромінюванням. Тому спочатку ми коротко розглянемо географічний розподіл ефективного випромінювання.
Ефективне випромінювання земної поверхні розподіляється по Земній кулі більш рівномірно, ніж сумарна радіація. Справа в тому, що зі зростанням температури земної поверхні, тобто з переходом до більш низьких широт, зростає власне випромінювання земної поверхні, але одночасно зростає і зустрічний випромінювання внаслідок більшої вологовмісту повітря і більш високою його температури. Тому зміни ефективного випромінювання з широтою не надто великі.
Поблизу екватора, при великій вологості і хмарності, ефективне випромінювання близько 30 ккал/см2 на рік на суші, як і на морі. У напрямку до високих широт воно росте, досягаючи під 60-ю паралеллю приблизно 40-50 ккал/см2 на рік над океанами. На суші воно більше, особливо в сухих, малохмарно і жарких тропічних пустелях, де досягає 80 ккал/см2 на рік.
Радіаційний баланс земної поверхні за рік позитивний для всіх місць Землі, крім крижаних плато Гренландії та Антарктиди. Це означає, що річний приплив поглиненої радіації більше, ніж ефективне випромінювання за той же час. Але це зовсім не означає, що земна поверхня рік від року стає все тепліше. Справа в тому, що надлишок поглиненої радіації над випромінюванням врівноважується передачею тепла від земної поверхні в повітря шляхом теплопровідності і при фазових перетвореннях води (при випаровуванні з земної поверхні і подальшої конденсації в атмосфері). Таким чином, хоча для земної поверхні не існує рівноваги в отриманні і віддачі радіації, але існує теплова рівновага: приплив тепла до земної поверхні як радіаційними, так і нерадіаційних шляхами дорівнює його віддачі тими ж способами.
Радіації більше, ніж ефективне випромінювання за той же час. Але це зовсім не означає, що земна поверхня рік від року стає все тепліше. Справа в тому, що надлишок поглиненої радіації над випромінюванням врівноважується передачею тепла від земної поверхні в повітря шляхом теплопровідності і при фазових перетвореннях води (при випаровуванні з земної поверхні і подальшої конденсації в атмосфері). Таким чином, хоча для земної поверхні не існує рівноваги в отриманні і віддачі радіації, але існує теплова рівновага: приплив тепла до земної поверхні як радіаційними, так і нерадіаційних шляхами дорівнює його віддачі тими ж способами. Близько 60-ї паралелі в обох півкулях річний радіаційний баланс дорівнює 20-30 ккал/см2 (карта IV). Звідси до більш високих широт він зменшується і на материку Антарктиди від'ємний: від -5 до -10 ккал/см2. До низьких широт він зростає: між 40 ° с. ш. і 40 ° ю. ш. річні величини балансу понад 60 ккал/см2, а між 20 ° с. ш. і 20 ° ю. ш. - Понад 100 ккал/см2. На океанах радіаційний баланс більший, ніж на суші в тих же широтах, так як океани поглинають радіацію більше. Істотні відхилення від зонального розподілу є ще в пустелях, де баланс знижений (у Сахарі, наприклад, до 60 ккал/см2) внаслідок великого ефективного випромінювання в сухому і малохмарною повітрі. Баланс знижений також, але в меншій мірі, в районах з мусонним кліматом, де в теплу пору року хмарність збільшена і, отже, поглинена радіація зменшена у порівнянні з іншими районами під тією ж широтою.
У грудні (карта V) радіаційний баланс від'ємний в значній частині зимового північної півкулі: нульова ізолінія проходить трохи південніше 40 ° с. ш. На північ від цієї широти баланс стає від'ємним і в Арктиці досягає -4 ккал/см2 і нижче. Південніше 40 ° с. ш. він зростає до 10 - 14 ккал/см2 на південному тропіку, звідки убуває до 4-5 ккал/см2 у прибережних районах Антарктиди.
У червні (карта VI) радіаційний баланс у всьому північній півкулі позитивний. Під 60-65 ° с. ш. він загалом більше 8 ккал/см2. Зі зменшенням широти він зростає, але повільно. По обидві сторони від північного тропіка він досягає максимуму: 12-14 ккал/см2 і вище, а на півночі Аравійського моря 16 ккал/см2 і вище. Баланс залишається позитивним до 40 ° ю. ш. Південніше він переходить до від'ємних показників і біля берегів Антарктиди знижується до 1-2 ккал/см2.В Радянському Союзі річний радіаційний баланс на суші в північних широтах близько 10 ккал/см2, а на півдні - до 50 ккал/см2.
15. Тепловий баланс і тепловий режим земної поверхні та атмосфери. Відмінності в тепловому режимі грунту і водоймищ. Добовий річний хід температури
Зупинимося спочатку на теплових умовах земної поверхні і самих верхніх шарів грунту і водоймищ. Це необхідно тому, що нижні шари атмосфери нагріваються і охолоджуються більше всього шляхом радіаційного та нерадіаційних обміну теплом з верхніми шарами грунту і води. Тому зміни температури в нижніх шарах атмосфери перш за все визначаються змінами температури земної поверхні, слідують за цими змінами.
Земна поверхня, тобто поверхня грунту або води (а також і рослинного, снігового, крижаного покриву), безперервно різними способами отримує і втрачає тепло. Через земну поверхню тепло передається вгору - в атмосферу і вниз - в грунт або воду.
По-перше, на земну поверхню надходять сумарна радіація і зустрічний випромінювання атмосфери. Вони більшою чи меншою мірою поглинаються поверхнею, тобто йдуть на нагрівання верхніх шарів грунту і води. У той же час земна поверхня випромінює сама і при цьому втрачає тепло.
По-друге, до земної поверхні приходить тепло зверху, з атмосфери, шляхом теплопровідності. Тим же способом тепло йде від земної поверхні в атмосферу. Шляхом теплопровідності тепло також йде від земної поверхні вниз, у грунт і воду, або приходить до земної поверхні з глибини грунту і води.
По-третє, земна поверхня одержує тепло при конденсації на ній водяної пари з повітря або, навпаки, втрачає тепло при випаровуванні з неї води. У першому випадку виділяється сховане тепло, у другому тепло переходить на приховане стан.
Не будемо торкатися деяких менш важливих процесів, наприклад витрати тепла на танення снігу, що лежить на поверхні, або розповсюдження тепла в глиб грунту разом з водою опадів.
У будь-який проміжок часу від земної поверхні йде вгору і вниз у сукупності така ж кількість тепла, яке вона за цей час отримує зверху і знизу. Якби було інакше, не виконувався б закон збереження енергії: слід було б припустити, що на земній поверхні енергія виникає або зникає. Проте можливо, що, наприклад, вгору може йти більше тепла, ніж прийшло згори; в такому випадку надлишок віддачі тепла повинен покриватися приходом тепла до поверхні з глибини грунту або води.
Отже, алгебраїчна сума всіх парафій та витрат тепла на земній поверхні повинна бути рівною нулю. Це і виражається рівнянням теплового балансу земної поверхні.
Щоб написати це рівняння, по-перше, об'єднаємо поглинену радіацію і ефективне випромінювання в радіаційний баланс.
Прихід тепла з повітря або віддачу його в повітря шляхом теплопровідності назвемо Р. Такий же прихід або витрата шляхом теплообміну з більш глибокими шарами грунту або води назвемо А. Втрату тепла при випаровуванні або прихід його при конденсації на земній поверхні позначимо LE, де L - питома теплота випаровування і Е - маса випарувалася або сконденсировавшейся води.
Можна ще сказати, що зміст рівняння полягає в тому, що радіаційний баланс на земній поверхні урівноважується нерадіаційної передачею тепла (рис. 5.1).
Рівняння (1) дійсно для будь-якого проміжку часу, в тому числі і для багаторічного періоду.
З того, що тепловий баланс земної поверхні дорівнює нулю, не випливає, що температура поверхні не змінюється. Коли передача тепла спрямована вниз, то тепло, що приходить до поверхні зверху і йде від неї вглиб, в значній частині залишається в самому верхньому шарі грунту або води (у так званому діяльному шарі). Температура цього шару, а отже, і температура земної поверхні при цьому зростають. Навпаки, при передачі тепла через земну поверхню знизу вгору, в атмосферу, тепло йде перш за все з діяльного шару, внаслідок чого температура поверхні падає.
Від доби до доби і від року до року середня температура діяльного шару і земної поверхні в будь-якому місці змінюється мало. Це означає, що за добу в глиб грунту або води потрапляє вдень майже стільки ж тепла, скільки йде з неї вночі. Але все ж за літні добу тепла йде вниз дещо більше, ніж приходить знизу. Тому шари грунту і води, а отже, і їхня поверхня з кожним днем ​​нагріваються. Взимку відбувається зворотний процес. Ці сезонні зміни парафії - витрати тепла у грунті і воді за рік майже врівноважуються, і середня річна температура земної поверхні і діяльного шару рік від року змінюється мало.
Відмінності в тепловому режимі грунту і водоймищ
Існують різкі відмінності в нагріванні і теплових особливості поверхневих шарів грунту і верхніх шарів водних басейнів. У грунті тепло розповсюджується по вертикалі шляхом молекулярної теплопровідності, а в легкорухливий воді - також шляхом турбулентного перемішування водних шарів, набагато більш ефективного. Турбулентність у водоймах обумовлена, перш за все, хвилюванням і течіями. Але в нічний час доби і в холодну пору року до цього роду турбулентності приєднується ще і термічна конвекція: охолоджена на поверхні вода опускається вниз внаслідок зрослої щільності і заміщається більш теплою водою з нижніх шарів. В океанах і морях деяку роль в перемішуванні шарів верб пов'язаної з ним передачі тепла відіграє також і випаровування. При значному випаровуванні з поверхні моря верхній шар води стає більш солоним і щільним, внаслідок чого вода опускається з поверхні в глибину. Крім того, радіація глибше проникає у воду в порівнянні з грунтом. Нарешті, теплоємність води велика в порівнянні з грунтом, і одне і те ж кількість тепла нагріває масу води до меншої температури, ніж таку ж масу грунту.
У результаті добові коливання температури у воді поширюються на глибину близько десятків метрів, а в грунті - менше ніж до одного метра. Річні коливання температури у воді поширюються на глибину сотень метрів, а в грунті - тільки на 10-20 м.
Отже, тепло, яке приходить вдень і влітку на поверхню води, проникає до значної глибини і нагріває велику товщу води. Температура верхнього шару і самої поверхні води підвищується при цьому мало. У грунті ж спадає тепло розподіляється в тонкому верхньому шарі, який, таким чином, сильно нагрівається. Член А в рівнянні теплового балансу (1) для води набагато більше, ніж для грунту, а член Р відповідно менше.
Вночі та взимку вода втрачає тепло з поверхневого шару, але замість нього приходить накопичене тепло з нижчих шарів. Тому температура на поверхні води знижується повільно. На поверхні ж грунту температура при віддачі тепла падає швидко: тепло, накопичене в тонкому верхньому шарі, швидко з нього йде без поповнення знизу.
У результаті вдень і влітку температура на поверхні грунту вище, ніж температура на поверхні води; вночі і взимку нижче. Це означає, що добові і річні коливання температури на поверхні грунту більше, притому значно більше, ніж на поверхні води.
Внаслідок зазначених відмінностей у поширенні тепла водний басейн за теплу пору року накопичує в досить потужному шарі води велика кількість тепла, яке віддає в атмосферу в холодний сезон. Навпаки, грунт протягом теплого сезону віддає ночами більшу частину того тепла, яке отримує вдень, і мало накопичує його до зими.
У середніх широтах за теплу половину року в грунті накопичується 1,5-3 ккал тепла на кожен квадратний сантиметр поверхні. У холодну пору грунт віддає це тепло атмосфері. Величина ± 1,5-3 ккал/см2 на рік складає річний теплооборот грунту. Під впливом снігового покриву взимку і рослинного влітку річний теплооборот грунту зменшується; наприклад, під Ленінградом на 30%. У тропіках річний теплооборот менше, ніж у помірних широтах, так як там менше річні відмінності в припливі сонячної радіації.
Річний теплооборот великих водойм приблизно в 20 разів більше в порівнянні з річним теплооборотом грунту. Балтійське море віддає повітрю в холодну час 52 ккал/см2 і стільки ж накопичує в теплу пору року. Річний теплооборот Чорного моря ± 48 ккал/см2, Женевського озера ± 35 ккал/см2. У результаті зазначених відмінностей температура повітря над морем влітку нижче, а взимку вище, ніж над сушею.
Добовий і річний хід температури на поверхні грунту
Вимірювання температури на поверхні грунту є методично важким завданням, особливо при користуванні рідинними термометрами. Результати вимірювань сильно залежать від умов встановлення термометра, не цілком відображають дійсні температурні умови на поверхні грунту і недостатньо порівнянні. Кращі результати можна отримати за допомогою електричних термометрів.
Температура на поверхні грунту має добовий хід. Мінімум її спостерігається приблизно через півгодини після сходу сонця. До цього часу радіаційний баланс поверхні грунту стає рівним нулю - віддача тепла з верхньою шару грунту ефективним випромінюванням врівноважується зрослим припливом сумарної радіації. Нерадіаційні ж обмін тепла в цей час незначний.
Потім температура на поверхні грунту зростає до 13 - 14 годин, коли досягає максимуму у добовому ході. Після цього починається падіння температури. Радіаційний баланс у післяполуденні годинник, щоправда, залишається позитивним, а проте віддача тепла в денні години з верхнього шару грунту в атмосферу відбувається не тільки шляхом ефективного випромінювання, але і шляхом зрослої теплопровідності, а також при що збільшився випаровуванні води. Продовжується і передача тепла в глиб грунту. Тому температура на поверхні грунту і падає з 13-14 годин до ранкового мінімуму.
Добовий хід температури на поверхні грунту зобразиться на графіку час - температура хвилеподібної кривої, більш-менш нагадує синусоїду. Найвища точка цієї кривої характеризує максимум, нижча - мінімум температури (рис. 5.2).
Максимальні температури на поверхні грунту зазвичай вище, ніж у повітрі на висоті метеорологічної будки. Це зрозуміло: вдень сонячна радіація насамперед нагріває грунт, а вже від неї нагрівається повітря.
У Московській області влітку на поверхні оголеною грунту спостерігаються температури до +55 °, а в пустелях - навіть до +80 °.
Нічні мінімуми температури, навпаки, бувають на поверхні грунту нижче, ніж у повітрі, так як, насамперед, грунт вихолоджують ефективним випромінюванням, а вже від неї охолоджується повітря. Взимку в Московській області нічні температури на поверхні (в цей час покритою снігом) можуть падати нижче -50 °, влітку (крім липня) - до нуля. На сніжній поверхні у внутрішніх районах Антарктиди навіть середня місячна температура в червні близько -70 °, а в окремих випадках вона може падати до -90 °. Різниця між добовим максимумом і добовим мінімумом температури називається добової амплітудою температури. У Московській області в зимові місяці багаторічна середня добова амплітуда температури на поверхні грунту (снігу) дорівнює 5-10 °, в літні 10-20 °. В окремі дні добові амплітуди, звичайно, можуть бути і вище і нижче багаторічних середніх значень в залежності від ряду причин, перш за все від хмарності. У безхмарну погоду велика сонячна радіація вдень і також велике ефективне випромінювання вночі. Тому добовий (денної) максимум особливо високий, а добовий (нічний) мінімум низький і, отже, добова амплітуда велика. У хмарну погоду денний максимум знижений, нічний мінімум підвищений і добова амплітуда уменьшена.Сільние нічні заморозки на грунті навесні і восени зазвичай спостерігаються при ясному небі, тобто при великому ефективному випромінюванні. Добовий хід температури грунту залежить також від експозиції схилів, тобто від того, як орієнтований нахил даної ділянки земної поверхні по відношенню до країн світу. Нічне випромінювання однаково на схилах будь-якої орієнтації; але денний нагрівання грунту, звичайно, буде найбільшим на південних схилах і найменшим на північних. Добовий хід температури грунту залежить також від грунтового покриву, що буде з'ясовано далі.
Температура поверхні грунту, звичайно, змінюється і в річному ході. У тропічних широтах її річна амплітуда, тобто різниця багаторічних середніх температур самого теплого і самого холодного місяця року, мала і з широтою зростає. У північній півкулі на широті 10 ° вона близько 3 °, на широті 30-близько 10 °, на широті 50 ° в середньому близько 25 °.
16. Зміна температури з висотою. Інверсія температур. Заморозки
Подібно до того, як у грунті або у воді нагрівання і охолоджування передаються від поверхні в глибину, так і в повітрі нагрівання і охолоджування передаються з нижнього шару в більш високі шари. Отже, добові коливання температури повинні спостерігатися не тільки в земної поверхні, але і у високих шарах атмосфери. При цьому, подібно до того як в грунті і у воді добове коливання температури убуває і запізнюється з глибиною, в атмосфері воно повинно спадати і запізнюватися з висотою.
Нерадіаційні передача тепла в атмосфері відбувається, як і у воді, переважно шляхом турбулентної теплопровідності, тобто при перемішуванні повітря. Але повітря більш рухливий, ніж вода, і турбулентна теплопровідність в ньому значно більше. У результаті добові коливання температури в атмосфері поширюються на більш потужний шар, ніж добові коливання в океані.
На висоті 300 м над сушею амплітуда добового ходу температури близько 50% амплітуди у земної поверхні, а крайні значення температури наступають на 1,5-2 години пізніше. На висоті 1 км добова амплітуда температури над сушею 1-2 °, на висоті 2-5 км 0,5-1 °, а денний максимум зміщується на вечір. Над морем добова амплітуда температури трохи росте з висотою в нижніх кілометрах, але все ж залишається малою.
Невеликі добові коливання температури виявляються навіть у верхній тропосфері й у нижній стратосфері. Але там вони визначаються вже процесами поглинання і випромінювання радіації повітрям, а не впливами земної поверхні.
У горах, де вплив підстильної поверхні більше, ніж на відповідних висотах у вільній атмосфері, добова амплітуда зменшується з висотою повільніше. На окремих гірських вершинах, на висотах 3000 м і більше, добова амплітуда ще може дорівнювати 3-4 °. На високих великих плато добова амплітуда температури повітря того ж порядку, що і в низинах: поглинена радіація і ефективне випромінювання тут великі, так само як і поверхня дотику повітря з грунтом. Добова амплітуда температури повітря на станції Мургаб на Памірі в середньому річному 15,5 °, тоді як у Ташкенті 12 °.
Інверсії температури
У попередніх параграфах ми неодноразово згадували про інверсіях температури. Тепер зупинимося на них трохи докладніше, оскільки з ними пов'язані важливі особливості в стані атмосфери.
Падіння температури з висотою можна вважати нормальним станом речей для тропосфери, а інверсії температури - відхиленнями від нормального стану. Правда, інверсії температури в тропосфері - часте, майже повсякденне явище. Але вони захоплюють повітряні шари досить тонкі в порівнянні з усією товщею тропосфери.
Інверсію температури можна характеризувати висотою, на якій вона спостерігається, товщиною шару, в якому є підвищення температури з висотою, і різницею температур на верхній і нижній межах інверсійного шару - стрибком температури. В якості перехідного випадку між нормальним падінням температури з висотою і інверсією спостерігається ще явище вертикальної ізотермії, коли температура в деякому шарі з висотою не змінюється.
За висоті всі тропосферні інверсії можна розділити на інверсії приземні та інверсії у вільній атмосфері.
Приземна інверсія починається від самої поверхні, що підстилає (грунту, снігу або льоду). Над відкритою водою такі інверсії спостерігаються рідко і не такі значні. У підстилаючої поверхні температура найнижча; з висотою вона росте, причому це зростання може поширюватися на шар в декілька десятків і навіть сотень метрів. Потім інверсія змінюється нормальним падінням температури з висотою.
Інверсія у вільній атмосфері спостерігається в деякому шарі повітря, що лежить на тій чи іншій висоті над земною поверхнею (ріс.5.20). Підстава інверсії може знаходитися на будь-якому рівні в тропосфері, а проте найбільш часті інверсії в межах нижніх 2 км (Якщо не говорити про інверсіях на тропопаузе, власне вже не тропосферних). Товщина інверсійного шару також може бути самою різною - від кількох десятків до багатьох сотень метрів. Нарешті, стрибок температури на інверсії, тобто різниця температур на верхній і нижній межах інверсійного шару, може коливатися від 1 ° і менше до 10-15 ° і більше.
Заморозки
Важливе в практичному відношенні явище заморозків пов'язано як з добовим ходом температури, так і з непериодическими її зниженнями, причому обидві ці причини зазвичай діють спільно.
Заморозками називають зниження температури повітря вночі до нуля градусів і нижче в той час, коли середні добові температури вже тримаються вище нуля, тобто навесні та восени.
Весняні і осінні заморозки можуть мати самі несприятливі наслідки для садових і городніх культур. При цьому необов'язково, щоб температура опускалася нижче нуля в метеорологічної будці. Тут, на висоті 2 м , Вона може залишитися трохи вище нуля, але в самому нижньому, при грунтовому шарі повітря вона в цей же час падає до нуля і нижче, і городні або ягідні культури пошкоджуються. Буває й так, що температура повітря навіть і на невеликій висоті над грунтом залишається вище нуля, але сам грунт або рослини на ній охолоджуються шляхом випромінювання до негативної температури і на них з'являється іній. Це явище називається заморознем на грунті і також може погубити молоді рослини.
Заморозки найчастіше бувають, коли в даний район приходить досить холодна повітряна маса, наприклад арктичного повітря. Температура в нижніх шарах цієї маси днем ​​все-таки вище нуля. Вночі ж температура повітря падає в добовому ході нижче нуля, тобто спостерігається приморозок.
Для заморожування потрібна ясна і тиха ніч, коли ефективне випромінювання з поверхні грунту велике, а турбулентність мала і повітря, що прохолоджується, від грунту, не переноситься в більш високі шари, а піддається тривалому охолодженню. Така ясна і тиха погода зазвичай спостерігається у внутрішніх частинах областей високого атмосферного тиску, антициклонів.
Сильне нічний охолодження повітря в земної поверхні призводить до того, що з висотою температура підвищується. Іншими словами, при заморожуванні має місце приземна інверсія температури.
Заморозки частіше відбуваються в низинах, ніж у піднесених місцях чи на схилах, так як в увігнутих формах рельєфу нічний зниження температури посилено. У низьких місцях холодне повітря більше застоюється і триваліша охолоджується.
Тому заморозок нерідко вражає сади, городи чи виноградники в низькій місцевості, у той час як на схилах пагорба вони залишаються непошкодженими.
Останні весняні заморозки спостерігаються в центральних областях Європейської території СНД в кінці травня - початку червня, а вже на початку вересня можливі перші осінні заморозки (карти VII, VIII).
В даний час розроблені досить ефективні засоби для захисту садів і городів від нічних заморозків. Город або сад закутується димовою завісою, яка знижує ефективне випромінювання і зменшує нічний падіння температури. Грілками різного роду можна підігрівати нижні шари повітря, нагромаджуються в приземному шарі. Ділянки з садовими або городніми культурами можна закривати на ніч особливої ​​плівкою, розставляти над ними солом'яні або пластікатовие навіси, також зменшують ефективне випромінювання з грунту і рослин, і т. д. Всі такі заходи повинні застосовуватися, коли вже з вечора температура досить низька і, згідно з прогнозом погоди, належить ясна і тиха ніч.
17. Оптичні явища в атмосфері
Різноманіття оптичних явищ в атмосфері зумовлене різними причинами. До найбільш поширеним феноменам відносяться блискавка і вельми мальовничі північне і південне полярні сяйва. Крім того, особливо цікаві веселка, гало, паргелій (помилкове сонце) і дуги, корона, німби і примари Броккен, міражі, вогні святого Ельма, світні хмари, зелені і сутінкові промені. Веселка - найкрасивіше атмосферне явище. Зазвичай це величезна арка, що складається з різноколірних смуг, що спостерігається, коли Сонце освітлює лише частину небосхилу, а повітря насичене крапельками води, наприклад під час дощу. Різнокольорові дуги розташовуються в послідовності спектра (червона, помаранчева, жовта, зелена, блакитна, синя, фіолетова), однак кольори майже ніколи не бувають чистими, оскільки смуги взаємно перекриваються. Як правило, фізичні характеристики веселок істотно різняться, тому й на вигляд вони дуже різні. Їх спільною рисою є те, що центр дуги завжди розташовується на прямій, проведеної від Сонця до спостерігача. оловний веселка представляє собою дугу, що складається з найбільш яскравих кольорів - червоного на зовнішній стороні та фіолетового - на внутрішній. Іноді видно тільки одна дуга, але часто з зовнішнього боку основний веселки з'являється побічна. Вона має не настільки яскраві кольори, як перша, а червона та фіолетова смуги в ній міняються місцями: червона розташовується з внутрішнього боку.
Освіта головною веселки пояснюється подвійним заломленням і однократним внутрішнім відображенням променів сонячного світла. Проникаючи всередину краплі води (А), промінь світла заломлюється і розкладається, як при проходженні крізь призму. Потім він досягає протилежного поверхні краплі, відбивається від неї і виходить з краплі назовні. При цьому промінь світла перш, ніж досягти спостерігача, заломлюється вдруге. Вихідний білий промінь розкладається на промені різних кольорів з кутом розбіжності 2 . При утворенні побічної веселки відбувається подвійне заломлення і подвійне відображення сонячних променів. У цьому випадку світло заломлюється, проникаючи всередину краплі через її нижню частину, і відбивається від внутрішньої поверхні краплі спочатку в точці В, потім в точці С. У точці D світло заломлюється, виходячи з краплі в бік спостерігача. Коли дощ або водяний пил утворюють веселку, повний оптичний ефект досягається за рахунок сумарного впливу всіх крапельок води, що перетинають поверхню конуса веселки з спостерігачем у вершині. Роль кожної краплі скороминуща. Поверхня конуса веселки складається з декількох шарів. Швидко перетинаючи їх і проходячи при цьому через серію критичних точок, кожна крапля миттєво розкладає сонячний промінь на весь спектр у суворо визначеній послідовності - від червоного до фіолетового кольору. Безліч крапель таким же чином перетинає поверхню конуса, так що веселка представляється спостерігачеві безперервної як уздовж, так і поперек її дуги. Гало - Білі або райдужні світлові дуги та кола навколо диска Сонця чи Місяця. Вони виникають внаслідок заломлення або відбиття світла перебувають в атмосфері кристалами льоду або снігу. Кристали, що формують гало, розташовуються на поверхні уявного конуса з віссю, спрямованої від спостерігача (з вершини конуса) до Сонця. При деяких умовах атмосфера буває насичена дрібними кристалами, багато граней яких утворюють прямий кут з площиною, що проходить через Сонце, спостерігача і ці кристали. Такі межі відображають надходять промені світла з відхиленням на 22 , утворюючи червонувате з внутрішньої сторони гало, але воно може складатися і з усіх кольорів спектру. Рідше зустрічається гало з кутовим радіусом 46 , що розташоване концентрично навколо 22-градусного гало. Його внутрішня сторона теж має червонуватий відтінок. Причиною цього також є заломлення світла, що відбувається в цьому випадку на утворюють прямі кути гранях кристалів. Ширина кільця такого гало перевищує 2,5 . Як 46-градусні, так і 22-градусні гало, як правило, мають найбільшу яскравість у верхній і нижній частинах кільця. Зрідка зустрічається 90-градусний гало являє собою слабо світиться, майже безбарвне кільце, що має спільний центр з двома іншими гало. Якщо воно забарвлене, то має червоний колір на зовнішній стороні кільця. Механізм виникнення такого типу гало до кінця не з'ясований. Паргеліі і дуги. Паргеліческій коло (або коло помилкових сонць) - біле кільце з центром у точці зеніту, що проходить через Сонце паралельно горизонту. Причиною його утворення служить відображення сонячного світла від граней поверхонь кристалів льоду. Якщо кристали досить рівномірно розподілені в повітрі, стає видимим повне коло. Паргеліі, або помилкові сонця, - це яскраво світні плями, що нагадують Сонце, які утворюються в точках перетину паргеліческого кола з гало, що мають кутові радіуси 22 , 46  і 90 . Найбільш часто утворюється і найяскравіший паргелій формується на перетині з 22-градусним гало, зазвичай забарвлений майже в усі кольори веселки. Помилкові сонця на перетинах з 46 - і 90-градусними гало спостерігаються набагато рідше. Паргеліі, що виникають на перетинах з 90-градусними гало, називаються парантеліямі, або помилковими протівосолнцамі. Іноді видно також Антел (протівосолнце) - яскрава пляма, розташоване на кільці паргелія точно напроти Сонця. Передбачається, що причиною виникнення цього явища служить подвійне внутрішнє віддзеркалення сонячного світла. Відбитий промінь проходить по тому ж шляху, що і падаючий промінь, але в зворотному напрямку. Околозенітная дуга, іноді невірно звана верхній дотичній дугою 46-градусного гало, - це дуга в 90  або менше з центром у точці зеніту, розташована вище Сонця приблизно на 46 . Вона буває видно рідко і лише протягом декількох хвилин, має яскраві кольори, причому червоний колір приурочений до зовнішньої стороні дуги. Околозенітная дуга примітна своїм забарвленням, яскравістю і чіткими контурами. Ще один цікавий і дуже рідкісний оптичний ефект типу гало - дуги Ловіц. Вони виникають як продовження паргеліев на перетині з 22-градусним гало, проходять із зовнішнього боку гало і злегка увігнуті у бік Сонця. Стовпи білуватого світла, як і різноманітні хрести, іноді видно на світанку або на заході, особливо в полярних регіонах, і можуть супроводжувати як Сонцю, так і Місяці. Часом спостерігаються місячні гало і інші ефекти, подібні описаним вище, причому найбільш звичайне місячне гало (кільце навколо Місяця) має кутовий радіус 22 . Подібно помилковим сонць, можуть виникати помилкові місяця. Корони, або вінці, - невеликі концентричні кольорові кільця навколо Сонця, Місяця або інших яскравих об'єктів, які спостерігаються час від часу, коли джерело світла знаходиться за напівпрозорими хмарами. Радіус корони менше радіуса гало і становить бл. 1-5 , найближчим до Сонця виявляється блакитне або фіолетове кільце. Корона виникає при розсіюванні світла дрібними водяними крапельками води, що утворюють хмару. Іноді корона виглядає як пляма, що світиться (або ореол), що оточує Сонце (або Місяць), яке завершується червонуватим кільцем. В інших випадках за межами ореолу видно не менше двох концентричних кілець більшого діаметру, дуже слабко забарвлених. Це явище супроводжується райдужними хмарами. Іноді краю дуже високо розташованих хмар пофарбовані у яскраві кольори. Глорії (німби). В особливих умовах виникають незвичайні атмосферні явища. Якщо Сонце перебуває за спиною спостерігача, а його тінь проектується на блізрасположенние хмари або завісу туману, при певному стані атмосфери навколо тіні голови людини можна побачити кольоровий світиться коло - німб. Зазвичай такий німб утворюється через відображення світла крапельками роси на трав'яному газоні. Глорії також досить часто можна виявити навколо тіні, яку відкидає літак на розташовані нижче хмари. Привиди Броккен. У деяких районах земної кулі, коли тінь знаходиться на височині спостерігача при сході або заході Сонця позаду нього падає на хмари, розташовані на невеликій відстані, виявляється разючий ефект: тінь набуває колосальні розміри. Це відбувається через відображення і заломлення світла дрібними крапельками води в тумані. Описане явище має назву «привид Броккен» на ім'я вершини в горах Гарц в Німеччині. Міражі - оптичний ефект, обумовлений заломленням світла при проходженні через шари повітря різної щільності і що виражається у виникненні уявного зображення. Віддалені об'єкти при цьому можуть виявитися піднятими чи опущеними щодо їх дійсного положення, а також можуть бути спотворені і придбати неправильні, фантастичні форми. Міражі часто спостерігаються в умовах жаркого клімату, наприклад над піщаними рівнинами. Звичайні нижні міражі, коли віддалена, майже рівна поверхня пустелі набуває вигляду відкритої води, особливо якщо дивитися з невеликого підвищення або просто знаходитися вище шару нагрітого повітря. Подібна ілюзія зазвичай виникає на нагрітої асфальтованій дорозі, яка далеко попереду виглядає як водна поверхня. Насправді ця поверхня є відображенням неба. Нижче рівня очей в цій «воді» можуть з'явитися об'єкти, зазвичай перевернуті. Над нагрітою поверхнею суші формується «повітряний листковий пиріг», причому найближчий до землі шар - самий нагрітий і настільки розріджене, що світлові хвилі, проходячи через нього, спотворюються, оскільки швидкість їх поширення змінюється в залежності від щільності середовища. Верхні міражі менш поширені і більш мальовничі в порівнянні з нижніми. Віддалені об'єкти (часто знаходяться за морським горизонтом) вимальовуються на небі в перевернутому положенні, а іноді вище з'являється ще й пряме зображення того самого об'єкта. Це явище є типовим для холодних регіонів, особливо при значній температурної інверсії, коли над більш холодним шаром знаходиться більш теплий шар повітря. Даний оптичний ефект проявляється в результаті складних закономірностей поширення фронту світлових хвиль в шарах повітря з неоднорідною щільністю. Час від часу виникають дуже незвичайні міражі, особливо в полярних регіонах. Коли міражі виникають на суші, дерева та інші компоненти ландшафту перевернуті. У всіх випадках у верхніх міражі об'єкти видно краще, ніж у нижніх. Коли кордоном двох повітряних мас є вертикальна площина, часом спостерігаються бічні міражі. Вогні святого Ельма. Деякі оптичні явища в атмосфері (наприклад, свічення і найпоширеніше метеорологічне явище - блискавка) мають електричну природу. Набагато рідше зустрічаються вогні святого Ельма - світні блідо-блакитні або фіолетові кисті довжиною від 30 см до 1 м і більше, зазвичай на верхівках щогл або кінцях рей знаходяться в морі суден. Іноді здається, що весь такелаж судна покритий фосфором і світиться. Вогні святого Ельма деколи виникають на гірських вершинах, а також на шпилях і гострих кутах високих будівель. Це явище є кистьові електричні розряди на кінцях електропровідниками, коли в атмосфері навколо них сильно підвищується напруженість електричного поля. Блукаючі вогники - Слабке світіння блакитного або зеленуватого кольору, яка іноді спостерігається на болотах, кладовищах і в склепах. Вони часто виглядають як піднесений приблизно на 30 см над землею спокійно палаюче, що не дає тепла, полум'я свічки, на мить зависає над об'єктом. Вогник здається абсолютно невловимим і при наближенні спостерігача ніби переміщається в інше місце. Причиною цього явища служить розкладання органічних залишків і самозагоряння болотного газу метану (СН ₄₎ або фосфіну (РН _3). Блукаючі вогники мають різну форму, іноді навіть кулясту. Зелений промінь - Спалах сонячного світла смарагдово-зеленого кольору в той момент, коли останній промінь Сонця ховається за горизонтом. Червона складова сонячного світла зникає першої, всі інші - по порядку слідом за нею, і останньої залишається смарагдово-зелене. Це явище виникає, лише коли над горизонтом залишається тільки самий краєчок сонячного диска, а інакше відбувається змішання квітів. Сутінкові промені - Які суперечать пучки сонячного світла, які стають видимими завдяки висвітленню ними пилу у високих шарах атмосфери. Тіні від хмар утворюють темні смуги, а між ними поширюються промені. Цей ефект спостерігається, коли Сонце перебуває низько над горизонтом перед світанком або після заходу.
19. Водяна пара в атмосфері. Водяна пара в повітрі
Водяна пара безупинно надходить в атмосферу шляхом випаровування з водних поверхонь, з вологого грунту і шляхом транспірації рослин, при цьому в різних місцях і в різний час він надходить в різних кількостях. Від земної поверхні він поширюється вгору, а повітряними течіями переноситься з одних місць Землі в інші.
У атмосфері може виникати стан насичення. У такому стані водяна пара міститься в повітрі в кількості, гранично можливе при даній температурі. Водяний пар при цьому називають насичують (або насиченим), а повітря, що містить його, насищенним.Состояніе насичення зазвичай досягається при зниженні температури повітря. Коли цей стан досягнуто, то при подальшому зниженні температури частина водяної пари стає надлишковою і конденсується, переходить у рідкий або твердий стан. У повітрі виникають водяні крапельки і крижані кристали хмар і туманів. Хмари можуть знову випаровуватися; в інших випадках крапельки і кристали хмар, збільшуючи, можуть випадати на земну поверхню у вигляді опадів. Внаслідок усього цього утримання водяної пари в кожній ділянці атмосфери безупинно змінюється.
З водяною парою в повітрі і з його переходами з газоподібного стану в рідкий і твердий пов'язані найважливіші процеси погоди і особливості клімату. Наявність водяної пари в атмосфері істотно позначається на теплових умовах атмосфери і земної поверхні. Водяна пара сильно поглинає довгохвильову інфрачервону радіацію, яку випромінює земна поверхня. У свою чергу і сам він випромінює інфрачервону радіацію, велика частина якої йде до земної поверхні. Це зменшує нічне охолодження земної поверхні і тим самим також нижніх шарів повітря. На випаровування води з земної поверхні затрачаються великі кількості тепла, а при конденсації водяної пари в атмосфері це тепло віддається повітрю. Хмари, що виникають у результаті конденсації, відбивають і поглинають сонячну радіацію на її шляху до земної поверхні. Опади, що випадають з хмар, є найважливішим елементом погоди і клімату. Нарешті, наявність водяної пари в атмосфері має важливе значення для фізіологічних процесів.
Вологовміст повітря, перш за все, залежить від того, скільки водяного пара потрапляє в атмосферу шляхом випаровування з земної поверхні в тому ж районі. Природно, що над океанами воно більше, ніж над материками, так як випаровування з поверхні океану не обмежена запасами води. У той же час в кожному місці вологовміст залежить і від атмосферної циркуляції: повітряні течії приносять в даний район повітряні маси більш вологі або більш сухі з інших областей Землі. Нарешті, для кожної температури існує стан насичення, тобто існує деяке граничне вологовміст, яке не може бути перевершено. Для різних цілей застосовуються ще три характеристики вологості. По-перше, це точка роси τ, тобто та температура, при якій міститься в повітрі водяний пар міг би наситити повітря. Так, наприклад, якщо при температурі повітря +27 ° пружність пари в ньому 23,4 мб, то такий повітря не є насиченим. Для того щоб він став насиченим, потрібно було б знизити його температуру до +20 °. Ось ця остання величина +20 ° і є в даному випадку точкою роси для повітря. Очевидно, що, чим менше різниця між фактичною температурою і точкою роси, тим ближче повітря до насичення. При насиченні точка роси дорівнює фактичній температурі.
Інша характеристика називається відношенням суміші. Ставлення суміші є вміст водяної пари в грамах на кілограм сухого повітря. Ця величина мало відрізняється від питомої вологості.
Третя характеристика - дефіцит вологості, тобто різниця між пружністю насичення E при даній температурі повітря і фактичної пружністю е пари в повітрі: d = E - тобто Інакше кажучи, дефіцит вологості характеризує, скільки водяної пари бракує для насичення повітря при даній температурі . Виражається він у міліметрах ртутного стовпа або в міллібарах.

20. Добовий і річний хід відносної вологості
Добовий хід відносної вологості r = E / E * 100 залежить від добового ходу фактичної пружності пари е і від добового ходу пружності насичення E. Але останній перебуває у прямій залежності від добового ходу температури. Пружність пари е в загальному змінюється в добовому ході не дуже значно; набагато різкіше змінюється разом з температурою пружність насичення E. Тому добовий хід відносної вологості з достатнім наближенням обернений добовому ходу температури. При падінні температури відносна вологість зростає, при підвищенні температури - падає. У результаті добовий мінімум відносної вологості збігається з добовим максимумом температури повітря, тобто припадає на післяполуденні години, а добовий максимум відносної вологості збігається з добовим мінімумом температури, тобто припадає на час близько сходу сонця (рис. 43).
Над морем середня добова амплітуда відносної вологості мала, оскільки мала там і добова амплітуда температури. Над внутрішніми південними морями СНД добова амплітуда відносної вологості взимку 5-7%, влітку 10-15%. Над океаном вона ще менша.
Над сушею добова амплітуда більше, ніж над морем, особливо влітку. У Дубліні, в яскраво вираженому морському кліматі, взимку вона 7%, влітку 20%; у Відні взимку 9%, влітку 27%; в Hy кусі (Туркменія) взимку 25%, влітку 45%. В Індії в спекотне предмуссонное час вона близько 40%, а в період мусонних дощів - тільки близько 20%.
Звичайно, в ясні дні добовий хід відносної вологості виражений краще, ніж у хмарні, як і добовий хід температури. Так, у Відні в ясні дні взимку амплітуда 20% і влітку 43%, тобто значно більше наведених вище загальних середніх.
Порушення в добовий хід відносної вологості вносять бризи на берегах морів. При денному бризі з моря температура падає, а відносна вологість зростає, всупереч нормальному добовому ходу.
На горах і у вільній атмосфері добовий хід відносної вологості паралельний добовому ходу температури. Максимум припадає на денні години, коли збільшено облакообразованіе.
У річному ході відносна вологість також змінюється назад температурі. Так, у Москві вона в січні 85%, в липні 68%. Проте в мусонних районах відносна вологість збільшена влітку, під час вступу морського повітря і при випаданні мусонних дощів, і зменшена взимку, в період виносу сухих повітряних мас з материка; так, у Владивостоці вона в липні 89%, в листопаді 68%.
Географічне розподіл вологовмісту залежить: 1) від випаровування в кожному даному районі, 2) від перенесення вологи повітряними течіями з одних місць Землі в інші.
Випаровування пропорційно дефіциту вологості, а останній у загальному тим більше, чим вище температура. Тому розподіл вологовмісту (пружності пари, питомої або абсолютної вологості) у загальному слід розподілу температури. Розташування ізоліній вологості на кліматологічних картах близько до розташуванню ізотерм.
Вологовміст найбільшу у екватора, де багаторічна середня місячна пружність пари вище 20 мб, а в ряді місць доходить в екстремальні місяці до 30 мб. В окремих випадках вона вище 35 мб. Максимальним вологовмістом на суші відрізняються області екваторіальних лісів.
Вологовміст, як і температура, зменшується з широтою. Крім того, взимку воно, як і температура, знижений над материками в порівнянні з океанами. Тому взимку ізолінії пружності пари або абсолютної вологості, подібно ізотермам, прогнуті над материками в напрямку до екватора. Над дуже холодними внутрішніми районами Центральної і Східної Азії виникає навіть область особливо низьку пружність пари з замкнутими ізолініями. У районі якутського полюса холоду пружність пари менше 0,1 мб; ще нижче вологість у внутрішній Антарктиді.
Однак влітку відповідність між температурою і вологовмістом менше. Температури усередині материків влітку високі, але фактичне випаровування обмежено запасами вологи, і водяної пари надходить в повітря не більше, ніж над океанами, а то й менше. Стало бути, і пружність пари над материками не збільшена у порівнянні з океанами, незважаючи на більш високу температуру. Тому, на відміну від ізотерм, ізолінії пружності пари влітку не вигинаються над материками до високих широт, а проходять близько до широтним колам. Пустелі, такі, як Сахара або пустелі Середньої і Центральної Азії, є навіть областями зниженою пружності пари з замкнутими ізолініями.
У середньому річному для всієї Землі абсолютна вологість у земної поверхні складає 11 г / м ^3. Це означає, що щільність водяної пари складає всього 1% загальної щільності повітря у земної поверхні.
Відносна вологість, як ми знаємо, залежить від вмісту вологи та температури повітря. Вона завжди висока в екваторіальній зоні, де вологовміст повітря дуже велике, а температура не дуже висока внаслідок великої хмарності. Тут відносна вологість у середньому річному доходить до 85% і більше. Відносна вологість завжди висока і в Північному Льодовитому океані, на півночі Атлантичного і Тихого океанів, в антарктичних водах. Вона досягає тут таких же або майже таких же високих значень, як і в екваторіальній зоні. Однак причина високої відносної вологості тут вже інша. Вологовміст повітря у високих широтах мало, але зате і температура повітря також низька, особливо взимку.
Подібні умови створюються взимку над холодними материками середніх і високих широт, наприклад у Сибіру, ​​де відносна вологість у зимові місяці в середньому досягає 75-80%.
Над більшою частиною Європи, особливо над її північно-заходом, взимку вона в середньому 80-85%. Зимові температури в Європі не так низькі, як в полярних областях чи в Сибіру, ​​але 'вологовміст тут більше.
Влітку до районів з особливо високою відносною вологістю (75-80%) приєднується ще Індія, де в цей час панує океанічний південно-західний мусон.
Зміна вологості з висотою
З висотою пружність водяної пари убуває; убуває і абсолютна, і питома вологість. Це цілком зрозуміло: адже тиск і щільність повітря в цілому також зменшуються з висотою. Чудово, однак, те, що процентний вміст водяної пари по відношенню до постійних газів повітря також зменшується з висотою. Це означає, що пружність і щільність водяної пари убувають з висотою швидше (навіть значно швидше), ніж загальний тиск і загальна щільність повітря.
Залежить це від того, що водяна пара постійно надходить в атмосферу знизу і, поступово поширюючись вгору, конденсується в більш-менш високих шарах внаслідок зниження температури. Тому в нижніх шарах його більше по відношенню до сухого повітря, ніж у верхніх.
Зменшення вологості з висотою в окремих випадках відбувається по-різному залежно від умов перемішування повітря і від вертикального розподілу температури. У середньому ж пружність водяної пари падає з висотою так, як про це говорилося в розділі другому. Разом з пружністю пара так само швидко зменшується з висотою і абсолютна, і питома вологість. Таким чином, половина всього водяної пари припадає на нижні 1,5 км і понад 99% - на тропосферу.
У горах вологовміст дещо більше, ніж на тих же висотах у вільній атмосфері, зі зрозумілих причин: тут ближче джерело вологи - земна поверхня.
Існують емпіричні формули, що описують розподіл пружності пари і питомої вологості з висотою в горах і у вільній атмосфері.
Відносна вологість змінюється з висотою менше закономірно. Загалом вона з висотою убуває. Але на рівнях, де відбувається облакообразованіе, відносна вологість, звичайно, підвищена. У шарах з температурними інверсіями вона зменшується дуже різко внаслідок підвищеної температури.
Знаючи розподіл абсолютної вологості по висоті, можна підрахувати, скільки водяної пари міститься в усьому стовпі повітря над одиницею площі земної поверхні. Цю величину називають обложеної водою. Краще було б назвати її запасом вологи в атмосферному стовпі
21. Конденсація в атмосфері
Конденсація - перехід води з газоподібного в рідкий стан - відбувається в атмосфері у вигляді утворення дрібних крапельок, діаметром близько декількох мікронів. Більш великі краплі утворюються шляхом злиття дрібних крапельок або шляхом танення крижаних кристалів.
Конденсація починається тоді, коли повітря досягає насичення, а це найчастіше відбувається в атмосфері при зниженні температури. Кількість водяної пари, недостатнє для насичення, з пониженням температури до точки роси стає насичують. При подальшому зниженні температури надлишок водяної пари понад те, що потрібно для насичення, переходить у рідкий стан. Виникають зародки хмарних крапельок, тобто початкові комплекси молекул води, які в подальшому ростуть до величини хмарних крапельок. Якщо точка роси лежить значно нижче нуля, то спочатку виникають такі ж зародки, на яких ростуть переохолоджені крапельки; але потім ці зародкові крапельки замерзають, і на них відбувається розвиток крижаних кристалів.
Охолодження повітря найчастіше відбувається адіабатично внаслідок його розширення без віддачі тепла в навколишнє середовище. Таке розширення відбувається преимущественна при підйомі повітря.
Механізми такого підйому повітря різні. Повітря може підніматися в процесі турбулентності у вигляді невпорядкованих вихорів. Він може підніматися в більш-менш сильних висхідних токах конвекції. Може відбуватися і підйом великих кількостей повітря на атмосферних фронтах, причому виникають хмарні системи, що покривають площі в сотні тисяч квадратних кілометрів. Підйом повітря може відбуватися і в гребенях атмосферних хвиль, внаслідок чого також можуть виникати хмари на тих висотах, де існує хвильовий рух.
Залежно від механізму підйому повітря виникають і різні види хмар. При утворенні туманів головною причиною охолодження повітря є вже не адіабатичний підйом, а віддача тепла з повітря до земної поверхності.3. В атмосферних умовах відбувається не тільки освіта крапельок, а й сублімація - утворення кристалів, перехід водяної пари в твердий стан. Тверді опади, що випадають з хмар, зазвичай мають добре виражене кристалічна будова; всім відомі складні форми сніжинок - шестипроменева зірочок з численними розгалуженнями.
У хмарах і опадах виявляються і більш прості форми кристалів, а також замерзлі крапельки. Кристали виникають також на земній поверхні і на предметах при негативних температурах (іній, паморозь і ін.)
Термін конденсація часто, навіть звичайно, застосовується в широкому сенсі, до конденсації і сублімації разом.

Ядра конденсації

Освіта крапельок при конденсації в атмосфері завжди відбувається на деяких центрах, званих ядрами конденсації. Якщо зародок крапельки виникає без ядра, він виявляється нестійким; молекули, які утворили комплекс, тут же розлітаються знову. Роль ядра конденсації полягає в тому, що воно внаслідок своєї гігроскопічності збільшує стійкість утворився зародка крапельки. Якщо повітря штучно звільнити від ядер конденсації, то конденсації не буде навіть за великого перенасичення. Однак ядра конденсації в атмосфері завжди є, і тому скільки-небудь значні перенасичення не спостерігаються. Аерозольні домішки до повітря в значній частині можуть служити і ядрами конденсації.
Найважливішими ядрами є частинки розчинних гігроскопічних солей, особливо морської солі, яка завжди знаходять у воді опадів. Вони потрапляють у повітря у великих кількостях при хвилюванні моря і розбризкуванні морської води і при подальшому випаровуванні крапельок в повітрі. На веслування хвиль виникають пухирці, наповнені повітрям (піна), які потім лопаються, в результаті чого і відбувається розбризкування.
Виниклі таким шляхом ядра конденсації мають розміри близько десятих і сотих часток мікрона; зустрічаються, правда, до гігантські ядра, розмірами понад одного мікрона. Ядра конденсації внаслідок своєї малості не осідають самі і переносяться повітряними течіями на великі відстані. При цьому внаслідок своєї гігроскопічності вони часто плавають в атмосфері у вигляді найдрібніших крапельок насиченого соляного розчину. При підвищенні відносної вологості крапельки починають рости, а при значеннях вологості близько 100% вони перетворюються на видимі крапельки хмар і туманів.
Конденсація відбувається також на гігроскопічних твердих частинках і крапельках, які є продуктами згоряння або органічного розпаду. Це азотна кислота, сірчана кислота, сульфат амонію та ін У промислових центрах в атмосфері міститься особливо велике число таких ядер конденсації. Мабуть, роль ядер конденсації відіграють також негігроскопіческіе, але змочуються, досить великі частинки.
Число ядер конденсації в одному кубічному сантиметрі повітря біля земної поверхні порядку тисяч і десятків тисяч. З висотою число ядер швидко убуває. На висоті 3-4 км ядра конденсації вважаються тільки сотнями.
Однак хмарні крапельки виникають в дійсних атмосферних умовах не на всіх, а тільки на найбільш великих ядрах. Конденсація на інших, більш дрібних ядрах може бути отримана в штучних умовах, при більш-менш значній перенасичення повітря.
Певний час передбачалося, що розвиток крижаних кристалів в атмосфері відбувається на особливих ядрах сублімації. Тепер є підстави думати, що спочатку завжди виникають зародкові крапельки на ядрах конденсації; при негативних температурах ці крапельки знаходяться в переохолодженому стані. Але при досить низьких негативних температурах краплинні елементи замерзають, і далі на них вже розвиваються кристали. Можливо, що замерзання крапельок стимулюється наявністю особливих ядер замерзання, хімічна природа та механізм
22. Димка, туман, імла
Ми вже знаємо, що повітря часто представляється замутненою внаслідок наявності в ньому забруднень різного роду і найдрібніших зародкових продуктів конденсації. Ці аерозольні домішки розсіюють проходить світло і призводять до погіршення видимості.
Якщо помутніння повітря невелика, воно називається серпанком. Помутняющіе частки при цьому є мікроскопічними крапельками і порошинами; але при дуже низьких температурах це навіть дрібні кристалики. Такого роду помутніння може спостерігатися на високих рівнях, надаючи небесному зведенню білуватий; в таких випадках серпанок є зародковій стадією хмар.
Але зазвичай серпанок спостерігається і у земної поверхні, поширюючись від неї на більш-менш значну висоту вгору. При цьому серпанок послаблює фарби ландшафту і зменшує дальність видимості, тобто відстань, на якому помітні обриси предметів.
Якщо помутняющіе частинки менше, ніж довжини світлових хвиль, тобто розміром в десяті частки мікрона, то серпанок забарвлює віддалені предмети в синій колір, як би обволікає їх блакитний вуаллю. Білим ж або світиться віддаленим предметів (диск сонця, хмари, снігові гори) вона надає жовтувате забарвлення. Таке помутніння називається опалесціюючий. При більш значних розмірах помутняющіх частинок серпанок приймає білястий або сіруватий відтінок. Дальність видимості при серпанку вимірюється кілометрами і навіть десятками кілометрів.
При більших продуктах конденсації і при більшій їх концентрації у земної поверхні дальність видимості може стати менше одного кілометра. У таких випадках говорять уже не про серпанку, а про туман. Словом «туман» називають як саме скупчення помутняющіх продуктів конденсації (крапельок, кристаликів або тих і інших) у земної поверхні, так і пов'язане з ним сильне помутніння повітря. При густому тумані дальність видимості може зменшитися до кількох десятків метрів, навіть до небагатьох метрів.
При позитивних температурах туман, звичайно, буде складатися з крапельок. Але і при не дуже низьких негативних температурах він також складається з крапельок, вже переохолоджених. Тільки при температурах біля -10 ° або нижче в тумані можуть разом з крапельками з'явитися кристалики, і він стане змішаним, подібно змішаним хмар. При дуже низьких температурах туман може бути цілком кристалічним, а проте спостерігалися випадки капельножидкой туману навіть при температурах нижче -30 °.
Якщо сильне помутніння викликане не продуктами конденсації, а змістом в повітрі великої кількості твердих колоїдних частинок, явище носить назву мли. Мла особливо часто спостерігається в результаті ерозії грунтів та пилових бур у пустельних і степових районах, а також у результаті задимлення повітря при лісових пожежах і над промисловими містами. При цьому відносна вологість може бути дуже невелика; це вже вказує, що помутніння відмінно від туману. Дальність видимості при сильній імлі може зменшуватися так само значно, як і при тумані.
Дуже неприємне і навіть небезпечне явище являє собою димний туман (зміг) у великих містах або в індустріальних районах. Так називають сильний туман, змішаний з димом, часом отруйним, або з вихлопними газами автомашин.
Умови утворення туманів
Туман виникає в тому випадку, коли у земної поверхні створюються сприятливі умови для конденсації водяної пари. Потрібні для цього ядра конденсації існують у повітрі завжди. Однак у великих промислових центрах вміст у повітрі ядер конденсації, притому великих, різко підвищено. Тому повторюваність і щільність туманів у великих містах більше, ніж у заміських місцевостях.
Внаслідок гігроскопічності ядер конденсації утворення туману починається при відносній вологості менше 100% (близько 90-95%), тобто ще до досягнення точки роси. Вище сказано, що при температурах порядку -10 ° і нижче туман може стати змішаним, а при дуже низьких температурах (нижче -30 °) навіть і чисто кристалічним. Освіта туману при таких температурах можливо при значеннях відносної вологості по психрометри значно нижче 100% (до 80% і нижче). Така вологість показує відсутність насичення по відношенню до рідкої воді; але для крижаних кристалів вона буде відповідати насичення.
Наближення до стану насичення відбувається переважно в результаті охолодження повітря. Другорядну роль відіграє зростання вологовмісту повітря внаслідок випаровування з теплої, у холодне повітря.
У залежності від цих причин утворення тумани ділять на два основні класи: тумани охолодження і тумани випаровування Перший з цих класів абсолютно переважає.
Охолодження повітря у земної поверхні відбувається внаслідок впливу самої цієї поверхні. Інші можливі причини другорядні, і згадувати про них тут ми не будемо. Охолодження може відбуватися за різних умов. По-перше, повітря може переміщатися з більш теплої поверхні, що підстилає на більш холодну і охолоджуватися внаслідок цього. Тумани, які при цьому виникають, природно назвати Адвективні. По-друге, повітря може охолоджуватися тому, що сама подстилающая поверхню під ним охолоджується радіаційним шляхом. Такі тумани називають радіаційними. Потрібно добре запам'ятати, що назва це говорить про радіаційний охолодженні поверхні грунту або снігового покриву, а зовсім не самого повітря: повітря охолоджується вже головним чином від земної поверхні. Нарешті, можуть діяти обидві причини, і тоді туман можна назвати Адвективні-радіаційним.
Адвективні тумани виникають в теплих повітряних масах, що рухаються на більш холодну поверхню. Це означає, що повітряна маса рухається з низьких широт у високі, або взимку з теплого моря на холодну сушу, або влітку з теплою суші на холодне море, або з теплих ділянок морської поверхні на холодні (наприклад, у Ньюфаундленду при перенесенні повітря з області Гольфстріму в область Лабрадорської течії). У всіх цих випадках тумани носять певні назви, які тут не наводяться.
На суші Адвективні тумани спостерігаються найчастіше восени та взимку, коли існують особливо значні відмінності в температурі між низькими і високими широтами і коли суша охолоджена в порівнянні з морем. Спостерігаються вони, як зазначено, і над морем, причому частіше навесні і влітку Адвективні тумани простягаються у вишину на сотні метрів Вони виникають при значних швидкостях вітру, тому в них може відбуватися коагуляція крапельок, і вони приймають моросящій характер: найбільш великі крапельки з них випадають .
Радіаційні тумани розрізняються двох типів: поземною і високі. Поземною тумани спостерігаються тільки над сушею в ясні і тихі ночі. Вони пов'язані з нічним радіаційним вихолоджування грунту або снігового покриву. Вгору вони поширюються невисоко, на десятки метрів. Розподіл їх носить локальний характер: вони можуть виникати плямами, особливо в низинах, поблизу боліт, на лісових галявинах. Над великими річками вони не виникають внаслідок конвекції над теплою (в нічні години) водою Тумани утворюються в тиху погоду, але все-таки невелика швидкість вітру повинна бути для того, щоб виникла хоча б невелика турбулентність, яка обумовлює поширення охолодження і туманоутворення вгору.
Поземною тумани виникають в шарі приземної інверсії і після сходу сонця зникають разом з нею.
Високі радіаційні тумани можуть спостерігатися і над сушею, і над морем в стійких антициклонах в холодну пору року. Це результат поступового, день за днем, вихолоджування повітря в нижніх шарах антициклону. Внаслідок турбулентного переносу водяної пари вгору спочатку розвиваються шаруваті хмари на висоті декількох сотень метрів, під інверсією осідання. Потім ці хмари поширюються згори вниз до земної поверхні, і тоді їх вже називають високим радіаційним туманом. Такий туман може зберігатися тижнями над великими районами, суцільно їх захоплюючи.

Географічне розподіл туманів

Особливо часті тумани в Арктиці: число днів з туманом в Арктичному басейні перевищує 80. Причиною є, з одного боку, перенесення теплих повітряних мас на холодну поверхню льоду, з іншого - переміщення холодного повітря з льоду або з холодною суші на відкриту воду. Висока повторюваність туманів і над водами Південного океану у високих широтах.
У помірних широтах північної півкулі туманами відрізняється район Ньюфаундленду (до 80 днів і більше). Тумани тут пов'язані з перенесенням повітря з теплих вод Гольфстріму на холодні води Лабрадорської течії. У субтропічних широтах південної півкулі особливо багаті туманами (також до 80 днів і більше) прибережні пустелі Південної Африки і Південної Америки і омивають їх води. Тепле повітря тут потрапляє на холодні океанічні течії.
Збільшену повторюваність туманів ми знаходимо також в Середній Європі, на берегах Каліфорнії, на Атлантичному узбережжі Південної Америки, на Мадагаскарі. І в цих областях високу повторюваність туманів можна пояснити термічними особливостями підстилаючої поверхні, над якою проходять переважаючі повітряні течії.
Мало туманів у внутрішніх частинах материків, особливо в пустелях, де вміст водяної пари в повітрі невелика, а температури високі. Мало туманів у Сибіру і в Канаді. Тут теплим влітку повітря далеке від насичення, а в холодну зиму вологовміст повітря настільки мало, що навіть при насиченні значні тумани рідкісні. Їх інтенсивність і повторюваність збільшуються взимку в населених пунктах.
23. Хмари
У результаті конденсації всередині атмосфери виникають скупчення продуктів конденсації - крапельок і кристалів. Їх називають хмарами. Розміри хмарних елементів - крапельок і кристалів - настільки малі, що їх вага врівноважується силою тертя ще тоді, коли вони мають дуже малу швидкість, падіння. Встановлена ​​швидкість падіння крапельок виходить рівної лише часткам сантиметра на секунду. Швидкість падіння кристалів ще менше. Це відноситься до нерухомого повітрю. Але турбулентний рух повітря призводить до того, що такі малі крапельки і кристали зовсім не випадає, а тривалий час залишаються зваженими у повітрі, зміщуючись то вниз, то вгору разом з елементами турбулентності.
Хмари переносяться повітряними течіями. Якщо відносна вологість в повітрі, що містить хмари, убуває, то хмари випаровуються. За певних умов частина хмарних елементів укрупнюється і утяжеляется настільки, що випадає з хмари у вигляді опадів. Таким шляхом вода повертається з атмосфери на земну поверхню.
При конденсації безпосередньо біля земної поверхні скупчення продуктів конденсації називають туманами. Принципової різниці в будові хмар і туманів немає. У горах можливі і такі випадки, коли хмара виникає на самому гірському схилі. Для спостерігача, що дивиться знизу, з долини, явище представиться хмарою; для спостерігача на самому схилі - туманом.
Окремі хмари існують часом дуже короткий час. Наприклад, індивідуальне існування купчастих хмар іноді обчислюється всього 10-15 хвилинами. Це означає, що нещодавно виникли крапельки, з яких складається хмара, знову швидко випаровуються. Але навіть коли хмара спостерігається дуже довго, це не означає, що воно є незмінне освіту, тривалий час складається з одних і тих же частинок, Насправді хмари знаходяться в процесі постійного новоутворення та зникнення (випаровування; часто неправильно кажуть - танення). Одні елементи хмари випаровуються, інші виникають наново. Тривало існує певний процес облакообразованія; хмара ж є тільки видимою в даний момент частиною загальної маси води, залучається до цього процесу.
Це особливо ясно при утворенні хмар над горами Якщо повітря безупинно перетікає через гору, то на деякій висоті він адіабатично охолоджується при підйомі настільки, що виникають хмари. Ці хмари здаються нерухомо прив'язаними до гребеня хребта. Але насправді вони, переміщуючись разом із повітрям, весь час випаровуються в передній частині, де перетікає повітря починає опускатися, і весь час заново утворюються в тиловій частині з нового водяної пари, принесеного піднімається повітрям.
Виваженість хмар також оманлива. Якщо хмара не змінює своєї висоти, то це ще не означає, що складові його елементи не випадають. Рідка або тверда частинка в хмарі може опускатися, але, досягаючи нижньої межі хмари, вона переходить в ненасичений повітря і тут випаровується. У результаті хмара буде здаватися тривало знаходяться на одному рівні.

Опис основних родів хмар

1-3. Перисті, перисто-купчасті і перисто-шаруваті хмари верхнього ярусу - найвищі хмари тропосфери. Вони зустрічаються при найбільш низьких температурах і складаються з крижаних кристалів. На вигляд хмари всіх трьох родів білі, напівпрозорі, мало затінюючі сонячне світло. Різниця між трьома основними пологами полягає в наступному. Перисті хмари виглядають як окремі нитки, пасма або смуги волокнистої структури. Перисто-купчасті хмари представляють собою гряди або пласти, мають ясно виражену структуру з дуже дрібних пластівців, кульок, завитків (баранчиків). Часто вони схожі на брижі на поверхні води або піску. Перисто-шаруваті хмари представляють собою тонку прозору білясті вуаль, частково або повністю закриває небосхил. У них іноді різниться волокниста структура. Ці хмари часто дають оптичні явища, звані гало, тобто світлі, злегка забарвлені кола навколо дисків світил з радіусами 22 ° і 46 ° або різні комбінації світлих дуг. Ці явища створюються заломленням світла в крижаних кристалах хмар і відбиттям світла від їх граней.
4. Висококучевие хмари в середньому ярусі представляють собою хмарні шари або гряди білого або сірого кольору (або одночасно обох). Вони досить тонкі, але все ж таки більш-менш затінюють сонце. Ці пласти або гряди складаються з плоских валів, дисків, пластин, часто розташованих рядами. Позірна ширина цих елементів в хмарах на небесному зводі 1-5 °. Види висококучевих хмар дуже різноманітні. Характерне для них оптичне явище - вінці, тобто забарвлені круги невеликого (у кілька градусів) радіусу навколо дисків світил. Вони пов'язані з дифракцією світла водяними крапельками хмар. У висококучевих хмарах спостерігається також ірізациі: краї хмар, що знаходяться перед сонцем, отримують райдужну забарвлення. Ірізациі також вказує на будову високо-купчастих хмар з дуже дрібних однорідних крапельок. При низьких температурах вони переохолоджуючи.
5. Високошаруваті хмари в основному відносяться також до середнього ярусу, але їх верхні частини можуть проникати і в верхній ярус. Їх вертикальна потужність вже вимірюється кілометрами, а на вигляд вони представляють собою світлий, молочно-сірий хмарний покрив, застеляли небосхил цілком або частково. Принаймні в окремих частинах цього покриву крізь нього можна бачити диски сонця і місяця, однак у вигляді розмитих плям, як крізь матове скло. Високо-шаруваті хмари є типовими змішаними хмарами: поряд з найдрібнішими крапельками в них містяться і дрібні сніжинки. Тому такі хмари дають опади. Однак опади ці слабкі і в теплу пору року, як правило, випаровуються по шляху до земної поверхні. Взимку з Високошаруваті хмар часто випадає дрібний сніг.
6. Шарувато-дощові хмари мають спільне походження з Високошаруваті. Але вони є більш потужний шар, в декілька кілометрів товщиною, що починається в нижньому ярусі, але тягнеться і в середній, а часто і в верхній. У верхній частині шару хмари за будовою схожі з Високошаруваті, а в нижній можуть містити також великі краплі і сніжинки. Тому шар цих хмар видається більш сірим; диски світил крізь нього не просвічують. З цих хмар, як правило, випадає буря дощ або сніг, що досягає земної поверхні. Під покривом шарувато-дощових хмар часто існують безформні скупчення низьких розірваних хмар, особливо похмурі на тлі шарувато-дощових.
7. Шарувато-купчасті хмари в нижньому ярусі представляють собою гряди або шари сірих або білуватих хмар, майже завжди мають більш темні частини. Хмари ці побудовані з таких же елементів, що й високо-купчасті (з дисків, плит, валів), однак на вигляд більш великих, з удаваними розмірами більше 5 °. Розташовані ці структурні елементи здебільшого регулярно, рядами. У більшості випадків шарувато-купчасті хмари складаються з дрібних і однорідних крапельок, при мінусових температурах - переохолоджених, і не дають опадів. Трапляється, що з них випадає слабка мряка або (при низьких температурах) дуже слабкий сніг.
8. Шаруваті хмари також знаходяться в нижньому ярусі. Це найближчі до земної поверхні хмари: у рівнинній місцевості їх висота може бути всього кілька десятків метрів над землею. Це однорідний на вигляд сірий шар крапельного будови, з якого може випадати мряка. Але при досить низьких негативних температурах в хмарах з'являються і тверді елементи; тоді з хмар можуть випадати крижані голки, дрібний сніг, снігові зерна. Явищ гало ці хмари не дають; сонячний диск, якщо він просвічує крізь хмари, має чіткі контури. Часом шаруваті хмари представляються у вигляді розірваних жмутів; тоді їх називають розірвано-шаруватими.
9. Купчасті хмари - це окремі хмари в нижньому та середньому ярусах, як правило, щільні і з різко окресленими контурами, що розвиваються вгору у вигляді пагорбів, куполів, веж. Вони мають клубообразний характер (схожі на качани цвітної капусти) і на сонці здаються яскраво-білими. Підстави хмар порівняно темні, більш-менш горизонтальні. Проти сонця хмари здаються темними зі світлою облямівкою по краях. Хмари часто настільки численні, що утворюють гряди. Іноді вони мають розірвані краю і називаються розірвано-купчастими. Купчасті хмари складаються тільки з водяних крапель (без кристалів) і опадів, як правило, не дають. Проте в тропіках, де водність хмар велика, з них внаслідок взаємного злиття крапель можуть випадати невеликі дощі.
10. Купчасто-дощові хмари є подальшої стадією розвитку купчастих. Вони являють собою потужні кучевообразние маси, дуже сильно розвинені по вертикалі у вигляді гір і веж, часто від нижнього і до верхнього ярусу. Закриваючи сонце, вони мають похмурий вигляд і сильно зменшують освітленість. Вершини їх плескатої і мають волокнисту перисто-образну структуру, нерідко характерну форму ковадла. Купчасто-дощові хмари складаються у верхніх частинах з крижаних кристалів, а в нижніх - з кристалів і крапельок різної величини, аж до самих великих. Вони дають опади зливового характеру: це інтенсивні дощі, іноді з градом, зимою сильний густий сніг, крупа. З ними часто пов'язані грозові явища, які будуть детальніше розглянуті в подальшому. Тому такі хмари називають ще грозовими (а також зливовими). На їхньому тлі нерідко спостерігається веселка. Під підставами цих хмар, так само як і під шарувато-дощовими, часто спостерігаються скупчення розірваних хмар (типу розірвано-шаруватих або розірвано-купчастих).

24. Міжнародна класифікація хмар

Форми хмар у тропосфері дуже різноманітні. Проте їх можна звести до відносно невеликого числа основних типів. Перша класифікація хмар була запропонована більш півтораста років тому (Л. Говардом в Англії). У кінці XIX століття була прийнята міжнародна класифікація хмар, яка з тих пір кілька разів піддавалася істотним, однак не принципових змін. У сучасному варіанті міжнародної класифікації хмари діляться перш за все на 10 основних родів за їх зовнішнім виглядом. У цих основних пологах розрізняють дуже багато видів, різновидів і додаткових особливостей; розрізняються також проміжні форми.
Ми перерахуємо тут тільки десять основних родів хмар (крім російських назв, наводяться також міжнародні латинські назви та їх скорочення, які слід запам'ятати):
1. Перисті - Cirrus (Ci).
2. Перисто-купчасті - Cirrocumulus (Cc).
3. Перисто-шаруваті - Cirrostratus (Cs).
4. Висококучевие - Altocumulus (Ac).
5. Високошаруваті - Altostratus (As).
6. Шарувато-дощові - Nimbostratus (Ns).
7. Шарувато-купчасті - Stratocumulus (Sc).
8. Шаруваті - Stratus (St).
9. Купчасті - Cumulus (Cu).
10. Купчасто-дощові - Cumulonimbus (Cb).
Їх короткі описи будуть дані нижче. Існують настанови й атласи фотографій, які допомагають розібратися у формах хмар.
Хмари всіх зазначених пологів зустрічаються на висотах між рівнем моря і тропопаузою. У цьому діапазоні висот умовно розрізняються три яруси, так що для кожного роду хмар можна вказати, в якому ярусі або ярусах ці хмари зустрічаються. Залежно від температурних умов і від висоти тропопаузи межі цих ярусів у різних широтах різні.
Верхній ярус хмар в полярних широтах простягається в середньому від 3 до 8 км , В помірних широтах - від 5 до 13 км і в тропічних широтах - від 6 до 18 км . Середній ярус в полярних широтах - від 2 до 4 км , У помірних - від 2 до 7 км і в тропічних - від 2 до 8 км . Нижній ярус у всіх широтах - від земної поверхні до 2 км .
З перерахованих 10 родів хмар три перші - перисті, перисто-купчасті і перисто-шаруваті - зустрічаються у верхньому ярусі, високо-купчасті - в середньому, шарувато-купчасті і шаруваті - у нижньому.
Високо-шаруваті хмари зазвичай розташовуються в середньому ярусі, але часто проникають і в верхній; шарувато-дощові майже завжди розташовуються в нижньому ярусі, але зазвичай проникають і в вищерозміщені яруси.
Підстави (нижні поверхні) купчастих і купчасто-дощових хмар зазвичай знаходяться в нижньому ярусі, але їх вершини часто проникають в середній, а іноді й у верхній ярус.
25. см . 17

26. Хмарність, її добовий і річний хід
Ступінь покриття небосхилу хмарами називають хмарністю. Хмарність виражається в десятих частках покриття неба. При хмарах, повністю закривають небо, хмарність позначається числом 10, при зовсім ясному небі - числом 0. При виведенні середніх величин можна давати і десяті частки одиниці. Так, наприклад, 5,7 означає, що хмари покривають 57% небосхилу.
Для служби погоди існує особливий код хмарності, де всі ступені покриття неба укладаються в рубрики від 0 до 8, а цифрою 9 позначаються умови, коли хмарність не можна бачити з-за темряви, туману, пилову бурю і т. п.
Хмарність зазвичай визначається спостерігачем на-віч. Але існують для цього і прилади у вигляді опуклого напівсферичного дзеркала, що відображає весь небосхил і фотографується зверху, або у вигляді фотокамери з аналогічним об'єктивом.
Прийнято окремо оцінювати загальна кількість хмар (загальну хмарність) і кількість нижніх хмар (нижню хмарність). Це суттєво тому, що високі, а почасти й середні хмари менше затінюють сонячне світло і менш важливі в практичному відношенні (для авіації, наприклад). Далі мова буде йти тільки про спільну хмарності.
Хмарність має велике значення для обороту тепла на Землі. Вона відображає пряму сонячну радіацію і, отже, зменшує її приплив до земної поверхні. Вона також збільшує розсіювання радіації, зменшує ефективне випромінювання, змінює умови освітленості. Хоча сучасні літаки літають вище середнього ярусу хмар і навіть вище верхнього ярусу, хмарність може утруднити зліт і посадку літака, заважає орієнтації без приладів, може загрожувати обмерзанням літака і пр.
Добовий хід хмарності складний і в великій мірі залежить від пологів хмар. Шаруваті і шарувато-купчасті хмари, пов'язані з вихолоджування повітря від земної поверхні і з порівняно слабким турбулентним перенесенням водяної пари вгору, мають максимум вночі і вранці. Кучевообразние хмари, пов'язані з нестійкістю стратифікації і добре вираженої конвекцією, навпаки, виникають переважно в денні години і зникають до ночі. Правда, над морем, де температура підстилаючої поверхні майже не має добового ходу, хмари конвекції також його майже не мають або слабкий максимум припадає на ранок Хмари висхідного ковзання, пов'язані з фронтами, не мають ясного добового ходу.
У результаті в добовому ході хмарності над сушею в помірних широтах влітку намічаються два максимуми: вранці і, більш значний, після полудня. У холодну
Тягар року, коли конвекція слабка або відсутня, переважає ранковий максимум, який може стати єдиним (рис. 49). У тропіках весь рік переважає Післеполудневий максимум, так як там найважливішим облакообразующім процесом є конвекція.
У річному ході хмарність у різних кліматичних областях змінюється по-різному. Над океанами високих і середніх широт річний хід взагалі невеликий, з максимумом влітку або восени і мінімумом навесні. Так, на Маточкин Шаре (Нова Земля) у вересні та жовтні 8,5, у квітні 7,0; на Фарерських островах в серпні 7,9, у квітні 7,0. У Європі максимум припадає на зиму, коли найбільш розвинена циклонічна діяльність з її фронтальної хмарністю, а мінімум - на весну чи літо, коли переважають хмари конвекції. Так, у Москві в грудні 8,5, у травні 5,4; у Відні в грудні 7,8, в серпні 5,0.
У субтропіках, де влітку переважають антициклони і куди взимку поширюється циклонічна діяльність, максимум припадає на зиму, а мінімум на літо, як і в помірних широтах Європи, але амплітуда тут більше. Так, в Афінах у грудні 5,9, в червні 1,1. Такий же річний хід та в Середній Азії, де влітку повітря дуже далекий від насичення внаслідок високих температур, а взимку існує досить інтенсивна циклонічна діяльність: у Ташкенті в січні 6,4, у липні 0,9.
У тропіках, в областях пасатів, максимум хмарності доводиться на літо, а мінімум на зиму: в Камеруні в липні 8,9, у січні 5,4. У мусоновому кліматі тропіків річний хід такий же, але різкіше виражений: в Делі в липні 6,0, в листопаді 0,7.
На високогірних станціях в Європі мінімум хмарності спостерігається головним чином взимку, коли гори лежать вище шаруватих хмар, що закривають долини (якщо не говорити про навітряних схилах); максимум - влітку, при розвитку хмар конвекції.

Географічний розподіл хмарності

Наведемо спочатку середні річні значення хмарності в різних широтних зонах над сушею (с.) і над морем (м.).
Таким чином, поверхня Земної кулі в загальному закрита хмарами більш ніж наполовину. Середнє розподіл хмарності по широт представлено на рис. 50.
Від самих високих широт до субполярні хмарність зростає і досягає максимуму в зоні 70-60 ° широти. Це пов'язано з максимальним розвитком циклонічної діяльності в субполярних широтах, особливо над морями. Потім до субтропічним широт хмарність убуває і досягає мінімуму в зоні 30-20 °. Цей мінімум пов'язаний з субтропічними антициклонами. Далі до екватора хмарність знову збільшується: це зона пасатів з їх купчастими хмарами і потім внутрітропіческая зона конвергенції поблизу екватора, де зустрічаються пасати двох півкуль і розвивається сильна конвекція.
Особливо значна хмарність (до 7,0-8,0 і більше) виявляється круглий рік на півночі Атлантичного і Тихого океанів, включаючи північно-захід Європи і Японські острови, а також у високих широтах Південного океану. Зимою вона також значна в Західному Сибіру і в районі Великих озер. Влітку хмарність збільшується в мусонних областях Гвінейської затоки та Індії.
27. Опади, що випадають з хмар
За певних умов з хмар випадають опади, тобто крапельки або кристали настільки великих розмірів, що вони вже не можуть утримуватися в атмосфері в підвішеному стані. Найбільш відомі і важливі дощ і сніг. Проте є ще кілька видів опадів, що відрізняються від типових форм дощу і снігу.
Як дощ, так і сніг випадають в основному з хмар висхідного ковзання і з хмар конвекції. У залежності від цього і характер випадання опадів буде різним.
З хмар висхідного ковзання (шарувато-дощових і високо-шаруватих), пов'язаних з фронтами, випадають обложні опади. Це тривалі опади середньої інтенсивності. Вони випадають відразу на великих площах, порядку сотень тисяч квадратних кілометрів, порівняно рівномірно і досить довго (годинником і десятками годин). Опади відзначаються на всіх станціях або на більшості станцій на великій території; при цьому суми опадів на окремих станціях не занадто сильно відрізняються одна від одної. Найбільший відсоток у загальній кількості опадів у помірних широтах становлять саме обложні опади.
З купчасто-дощових хмар, пов'язаних з конвекцією, випадають зливові опади, інтенсивні, але малопродолжітельние. Відразу ж після початку вони можуть отримати більшу інтенсивність, але так само різко і обриваються. Їх порівняльна нетривалість пояснюється тим, що вони пов'язані з окремими хмарами або з вузькими зонами хмар. У холодних повітряних масах, що рухаються над теплою земною поверхнею, окремі зливові дощі іноді тривають над кожним даними пунктом всього кілька хвилин. При місцевій конвекції влітку над сушею, коли купчасто-дощові хмари особливо великі, або при проходженні фронтів зливи іноді тривають годинами. За спостереженнями в США, середня площа, одночасно захоплююча одним і тим же зливовим дощем, близько 20 км ^2.
При короткочасному випаданні зливові опади можуть дати і невелику кількість води. Інтенсивність їх сильно коливається. Навіть в одному і тому ж випадку дощу кількість опадів може відрізнятися на 50 мм на відстані всього 1-2 км. Зливові опади є основним видом опадів у низьких тропічних і екваторіальних широтах.
Крім обложних і зливових опадів, розрізняють ще опади моросящие. Це внутрімасові опади, що випадають з хмар шаруватих і шарувато-купчастих, типових для теплих або місцевих стійких повітряних мас. Вертикальна потужність цих хмар невелика, тому в теплу пору року опади можуть випадати з них тільки в результаті взаємного злиття крапельок. Випадні рідкі опади - мряка - складаються з дуже дрібних крапельок. Взимку при низьких температурах зазначені хмари можуть містити кристали. Тоді замість мряки з них випадають дрібні сніжинки і так звані снігові зерна.
Як правило, моросящие опади не дають істотних добових кількостей. Взимку вони не збільшують помітно сніжного покриву. Лише в особливих умовах, наприклад у горах, мряка може бути більш інтенсивною і багатою.
Форми опадів
Дощ складається з крапель діаметром більше 0,5 мм , Але не більше 8 мм . При більш значних розмірах крапель вони при падінні розбиваються на частини. У зливових дощах величина крапель більше, ніж у обложних, особливо на початку дощу. При негативних температурах дощ іноді випадає в переохолодженому вигляді; стикаючись із земною поверхнею, переохолоджені краплі замерзають, покриваючи її крижаною кіркою.
Мряка складається з крапельок діаметром порядку 0,5-0,05 мм з дуже малою швидкістю випадання; вони легко переносяться вітром у горизонтальному напрямку. Сніг складається із складних крижаних кристалів (сніжинок). Форми їх дуже різноманітні залежно від умов їх утворення. Основна форма снігових кристалів - шестилучевая зірка. Зірки виходять з шестикутних пластинок тому, що сублімація водяної пари найбільш швидко відбувається на кутах платівок, де і наростають промені; на цих променях, у свою чергу, створюються розгалуження. Діаметри випадаючих сніжинок можуть бути дуже різними, а загалом - близько міліметрів. Сніжинки при випаданні часто злипаються у великі пластівці. При температурах, близьких до нуля і вище нуля, випадає мокрий сніг або сніг з дощем. Для нього характерні великі пластівці.
З шарувато-дощових і купчасто-дощових хмар при негативних температурах випадає ще крупа, сніжна і крижана. Вона має вигляд округлих (іноді конусоподібних) ядерець діаметром 1 мм і більше. Найчастіше крупа спостерігається при температурах, не дуже далеких від нуля, особливо восени та навесні. Снігова крупа має снігоподібну будову: крупинки легко стискуються пальцями. Ядерця крижаної крупи мають скрижанілий поверхню; розчавити їх важко, при падінні на землю вони підскакують.
З шаруватих хмар взимку замість мряки випадають ще снігові зерна - маленькі крупинки діаметром менше 1 мм , Що нагадують манну крупу.
При низьких зимових температурах іноді випадають з хмар нижнього або середнього ярусу крижані голки - кристали у вигляді шестикутних прізмочек і платівок без розгалужень. При значних морозах такі кристали можуть виникати в повітрі поблизу земної поверхні, вони особливо добре видно, коли виблискують своїми гранями, відбиваючи сонячні промені. З подібних крижаних голок побудовані і хмари верхнього ярусу.
Особливий характер має крижаний дощ у вигляді прозорих крижаних кульок від 1 до 3 мм в діаметрі. Це замерзлі в повітрі краплі дощу. Їх випадання ясно говорить про наявність інверсії температури. Десь над земною поверхнею є шар повітря з плюсовою температурою, у якому випадають зверху кристали розтанули і перетворилися в крапельки, а під ним - шар з мінусовою температурою, де крапельки замерзли.
Влітку, в досить жарку погоду, іноді випадає град у вигляді більш-менш великих шматочків льоду неправильної форми (градин), від горошини до 5-8 см в діаметрі, іноді й більше. Вага градин в окремих випадках перевищує 300 г . Часто вони виявляють неоднорідне будова, саме складаються з послідовних прозорих і каламутних шарів льоду. Град випадає з купчасто-дощових хмар при грозах і, як правило, разом з зливовим дощем.
Вид і розміри градин говорять про те, що градини протягом свого «життя» багато разів захоплюються то вгору, то вниз сильними струмами конвекції, нарощуючи свої розміри шляхом зіткнення з переохолодженими краплями. У спадних токах вони опускаються в шари з позитивними температурами, де підтає зверху; потім знову піднімаються вгору і замерзають з поверхні і т. д.
Для утворення градин необхідна велика водність хмар, чому град випадає тільки в теплу пору року при високих температурах у земної поверхні. Найбільш часті випадання граду в помірних широтах, а найбільш інтенсивні - у тропіках. У полярних широтах град не спостерігається. Траплялося, що град надовго залишався лежати на землі шаром в десятки сантиметрів. Він часто шкодить посівам і навіть знищує їх (градобою); в окремих випадках від нього можуть постраждати тварини і навіть люди.

28. Освіта опадів
Опади випадають в тому випадку, якщо хоча б частина елементів, складових хмара (крапельок або кристаликів), з якихось причин укрупнюється. Коли хмарні елементи стають настільки важкими, що опір повітря і висхідні його руху більше не можуть утримувати їх у зваженому стані, вони випадають з хмари у вигляді опадів.
Укрупнення крапельок до потрібних розмірів не може відбуватися шляхом конденсації. У результаті конденсації виходять тільки дуже дрібні крапельки. Для утворення більш великих крапель процес конденсації мав би тривати надто довго. Більш великі краплі, що випадають із хмари у вигляді дощу або мряки, можуть виникнути іншими шляхами.
По-перше, вони можуть бути результатом взаємного злиття крапельок. Якщо крапельки заряджені різнойменними електричними зарядами, це сприяє їх злиття. Велике значення має також відмінність розмірів крапельок. При різних розмірах вони падають з різною швидкістю і тому легше стикаються між собою. Зіткнень крапельок сприяє також турбулентність. Саме таким чином іноді випадає з шаруватих хмар мряка, а з потужних купчастих хмар - дрібний і малоінтенсивної дощ, особливо в тропіках, де вміст рідкої води в хмарах велике.
Але рясні опади виникнути шляхом злиття крапель все ж не можуть. Для їх випадіння необхідно, щоб хмари були змішаними, тобто щоб у них пліч-о-пліч знаходились переохолоджені крапельки і кристали. Саме такими є високошаруваті, шарувато-дощові і купчасто-дощові хмари. Якщо переохолоджені краплі й кристали знаходяться у взаємному сусідстві, умови вологості такі, що для крапельок ми маємо насичення, а для кристалів - пересичення. Але в цьому випадку, кристали будуть швидко зростати шляхом сублімації, кількість водяної пари в повітрі зменшиться і для крапель він стане ненасиченим. Тому одночасно із зростанням кристалів буде відбуватися випаровування крапельок, тобто буде відбуватися перегонка водяної пари з крапельок на кристали.