big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Вода в атмосфере

Воздух нижних слоев атмосферы всегда заключает в себе некоторое количество воды. Вода в атмосфере может находиться в трех состояниях: парообразном (водяной пар), жидком (капельки воды, образующие облака и туманы) и твердом (кристаллики льда и снежинки). Источником воды в атмосфере является водяной пар. Наибольшее количество водяных паров воздух получает с поверхности океанов и морей, меньшее с озер и рек и еще меньшее с поверхности суши. По последним данным с поверхности земного шара в год испаряется 518 600 км3 воды, из них 447 900 км3 воды (86%) испаряется с поверхности океанов и 70 700 км3 (14%)—с поверхности суши.

Испарение. Процесс испарения с поверхности воды связан с непрерывным движением молекул внутри жидкости. Молекулы воды двигаются в различных направлениях и с различной скоростью. При этом некоторые молекулы, находящиеся у поверхности воды и имеющие большую скорость, могут преодолеть силы поверхностного сцепления и выскочить из воды в прилежащие слои воздуха.

Скорость и величина испарения зависят от многих причин, в первую очередь от температуры и ветра, от дефицита влажности и давления. Чем выше температура, тем больше воды может испариться. Роль ветра в испарении понятна. Ветер все время уносит тот воздух, который успел поглотить некоторое количество водяных паров с испаряющей поверхности, и непрерывно приносит новые порции более сухого воздуха. Согласно наблюдениям даже слабый ветер (0,25 м/сек) увеличивает испарение почти в три раза.

Дефицит влажности и давление атмосферы по-разному влияют на испарение. Скорость испарения прямо пропорциональна дефициту влажности и обратно пропорциональна атмосферному давлению.

При испарении с поверхности суши огромную роль играет растительность, так как, кроме испарения с почвы, происходит испарение растительностью (транспирация).

Наблюдения показали, что площадь, покрытая луговой растительностью, испаряет в три с лишним раза больше, чем площадь поля, лишенная растительности. Лес испаряет воды еще больше (почти столько же, сколько поверхность моря в соответствующих широтах).

Немалую роль при испарении играют также характер почвы (рыхлость, цвет, степень насыщенности ее влагой), рельеф и др.

Величина испарения обычно выражается толщиной испарившегося слоя воды в миллиметрах, а определяется при помощи специальных приборов — испарителей. Испарение с водной поверхности определяется испарителем Вильда и плавучим испарителем системы Государственного гидрологического института. Для измерения испарения с поверхности почвы применяют испаритель Рыкачева.

В результате неоднородности физико-географических условий на земном шаре величина испарения на земной поверхности весьма различна. Наименьшее испарение наблюдается в полярных странах, наибольшее в экваториальных. Таблица дана для северного полушария.

Абсолютная влажность. Количество водяных паров, которое в данный момент находится в воздухе, называется абсолютной влажностью. Абсолютная влажность выражается в граммах на 1 м3 воздуха или в единицах давления: миллиметрах и миллибарах. Главнейшим фактором, влияющим на распределение абсолютной влажности, является температура. Однако эта зависимость несколько нарушается распределением суши и воды на земной поверхности, наличием гор, плоскогорий и другими факторами. Так, в приморских странах абсолютная влажность обычно больше, чем внутри материков. Тем не менее доминирующее значение все же имеет температура, что можно видеть на следующих примерах.

В жарком поясе, даже в пустыне Сахаре (в оазисе Курфа), абсолютная влажность в августе —8,3 мм, в сентябре—11,1 мм и самая низкая за год —4,5—5,5 мм. В полярных же странах, даже у моря, она всего 2— Змм. В зимнее время в Восточной Сибири она менее 1 мм. Таким образом, географическое распространение абсолютной влажности теснейшим образом связано с распределением температур. Для экваториального пояса средняя абсолютная влажность—около 25 мм, для тропических стран—20 мм; в средних широтах в июле— 10—12 (в январе 5—6) и в полярных странах — около 2—3 мм. Годовой ход абсолютной влажности напоминает годовой ход температуры воздуха. Наибольшая абсолютная влажность наблюдается летом, наименьшая зимой.

Вместе с годовыми, месячными и суточными колебаниями температуры колеблется и абсолютная влажность воздуха. Амплитуда годовых колебаний абсолютной влажности в тропическом поясе 2—3, в умеренных 5—6, а внутри континентов 9—10 мм.

Абсолютная влажность уменьшается с высотой. Из наблюдений 74 подъемов шаров-зондов в Европе установлено, что средняя годовая абсолютная влажность равна у земной поверхности 6,66 мм; на высоте 500 м — 6,09 мм;  1 тыс. м — 4,77 мм;  2 тыс. м— 2,62 мм;  5 тыс. м — 0,52 мм; 10 тыс. м — 0,02 мм.

Предельное влагонасыщение. Воздух при данной температуре может воспринимать водяные пары только до известного предела, а потом становится насыщенным и больше уже не поглощает водяных паров. Наибольшее количество водяных паров, которое может содержать воздух при данной температуре, называется максимальной влажностью или упругостью насыщающего пара.

Если же насыщенный воздух нагреть, то он снова удаляется от насыщения и снова приобретает способность воспринимать новое количество водяных паров. Наоборот, если насыщенный воздух охладить, то он перенасыщается, а при этих условиях начинается конденсация, т. е. сгущение избыточных водяных паров. Если охлаждать не насыщенный водяными парами воздух, то он постепенно будет приближаться к насыщению. Температура, при которой данный ненасыщенный воздух переходит в насыщенный, называется точкой росы. Если воздух, охладившийся до точки росы (τ), охлаждается дальше, то он также начинает выделять избыток водяных паров путем конденсации. Понятно, что положение точки росы зависит от степени влажности воздуха. Чем влажнее воздух, тем скорее наступит точка росы, и наоборот.

Из всего сказанного ясно, что способность воздуха воспринимать и содержать в себе различные максимальные количества водяных паров находится в прямой зависимости от температуры. Последнее хорошо можно видеть на приложенной таблице.

Относительная   влажность.   Во  многих  случаях  необходимо  бывает знать не только абсолютную влажность, но также и то, насколько данный воздух далек от насыщения или, другими словами, сколько воздух может принять еще водяных паров, чтобы достичь насыщения. Отношение количества водяных паров, содержащихся в воздухе, к тому количеству, которое может содержать воздух при насыщении, называют относительной влажностью. Относительную влажность принято выражать в процентах. Так, например, если абсолютная влажность воздуха при данной температуре (е) равна 8 мм, а при условии насыщения (при той же температуре) воздух должен содержать (Е) 10 мм, то отношение е/Е (8 : 10), выраженное в процентах, как раз будет относительной влажностью (R=(8*100)/10=80%). Понятно, что при всяком изменении температуры относительная влажность будет также меняться, потому что всякой новой температуре будет соответствовать и новая упругость насыщенного пара.

Знание относительной влажности воздуха имеет огромное значение. Известно, что насыщенный воздух при незначительном охлаждении сразу же начинает конденсировать влагу. Таким образом, если относительная влажность близка к 100%, то атмосферные осадки становятся весьма вероятными; при малой же относительной влажности, наоборот, выпадение осадков будет мало вероятным.

Нетрудно понять, что отношение между относительной влажностью и температурой воздуха будет в значительной степени обратным. Чем выше температура, тем дальше воздух оказывается от насыщения, а следовательно, и относительная влажность его будет меньше. Таким образом, в полярных странах, где господствуют низкие температуры, относительная влажность может быть наибольшей, а в тропических странах она может быть меньше. Малая относительная влажность наблюдается в субтропических широтах, особенно на суше, наименьшая — в пустынях, где средняя годовая относительная влажность менее 30%. На относительную влажность, кроме температур, большое влияние оказывают и другие факторы. Поэтому здесь нет той тесной зависимости, которая наблюдалась нами между абсолютной влажностью и температурой.

Годовой ход относительной влажности также обратный годовому ходу температуры. Внутри материков в наших широтах зимой относительная влажность наибольшая, а летом и весной наименьшая.

Дефицит влажности. Разность между упругостью насыщающих паров и абсолютной влажностью называется дефицитом влажности.

D = E e.

Дефицит влажности показывает, какое количество водяных паров недостает в воздухе до полного насыщения при данной температуре. Большие дефициты влажности наблюдаются в пустынях, где высокие температуры воздуха и малая относительная влажность. В полярных странах дефицит влажности небольшой.

Определение влажности воздуха. Для измерения влажности воздуха применяются различные гигрометры и психрометры. Из hpix наибольшим распространением пользуются: весовой гигрометр, волосной гигрометр, гигрограф и психрометр Ассмана.

Весовой гигрометр — прибор для определения абсолютной влажности воздуха. Он позволяет определить количество водяного пара в граммах, содержащегося в 1 м3 воздуха. Весовой гигрометр (рис. 48) состоит из газовых часов и ряда U-образных стеклянных трубок, соединенных, между собой и наполненных хлористым кальцием или другим каким-либо гигроскопическим веществом. Перед определением влажности взвешиваются трубки вместе с гигроскопическим веществом, затем при помощи насоса протягивают через трубки воздух, влажность, которого нужно определить. Количество пропущенного воздуха отмечают газовые часы. Проходя трубки, водяной пар воздуха будет поглощен хлористым кальцием. После этого вторично взвешивают трубки. Зная вес трубок до пропускания воздуха и после пропускания, можно определить вес водяного пара, который находился в определенном объеме воздуха. Разделив вес водяного пара на объем пропущенного воздуха, определяют абсолютную влажность.

Волосной гигрометр — прибор для непосредственного определения относительной влажности. Основной частью этого гигрометра (рис. 49) является обеажиренный человеческий волос, который обладает гигроскопичностью и удлиняется или укорачивается в зависимости   от  величины

Весовой гигрометр

относительной влажности. Волос укреплен на рамке прибора так, что изменение его длины фиксируется при помощи блока и стрелки на шкале, на которой нанесены деления, указывающие процент относительной влажности.

Для непрерывной регистрации относительной влажности применяется самопишущий прибор — гигрограф. Воспринимающей частью гигрографа (рис. 50) является пучок обезжиренных человеческих волос. При помощи системы рычагов изменение длины пучка волос в зависимости от величины относительной влажности передается стрелке с пером. Перо отмечает изменение относительной влажности на бумажной ленте, прикрепленной к барабану, вращающемуся при помощи часового механизма.

Психрометр Ассмана (рис. 51) является очень удобным прибором. Основной его частью служат два одинаковых ртутных термометра. Резервуары этих термометров для защиты от действия прямой солнечной радиации заключены в металлические никелированные трубки с двойными стенками. Трубки соединены с вентилятором, находящимся в верхней части прибора и приводящимся в движение заводной пружиной. При помощи вентилятора всасывается в трубки наружный воздух, который обтекает резервуары термометров с постоянной скоростью 2 м/сек. При работе с психрометром перед началом наблюдений мокрым кусочком батиста смачивается резервуар одного из термометров, а затем заводят пружину вентилятора. После 4-—5-мин. работы вентилятора делают отсчет показаний сухого и смоченного термометров. На основании соотношения показаний сухого и смоченного термометров устанавливают влажность воздуха. Чем суше воздух, тем больше будет испарение со смоченного резервуара термометра и, следовательно, этот термометр будет показывать температуру меньшую, чем сухой термометр.

Для определения влажности воздуха по показаниям сухого и смоченного термометров существуют психрометрические таблицы. В этих таблицах для всех соотношений показаний сухого и смоченного термометров (до десятых долей градуса) указаны значения абсолютной, максимальной и относительной влажности воздуха.

Волосной гигрометр

Гигрограф

Психрометр Ассмаза

Конденсация и сублимация водяного пара. Как уже говорилось, воздух, относительная влажность которого достигла 100%, при дальнейшем охлаждении должен выделить избыточное количество водяных паров в виде капелек воды или кристалликов. Процесс образования капелек воды из водяного пара называется конденсацией водяного пара. В некоторых случаях при температуре ниже 0° пары воздуха при конденсации переходят в кристаллики льда, минуя жидкую стадию. Этот процесс известен под названием сублимации.

Существуют два основных способа конденсации и сублимации: 1) при соприкосновении воздуха с поверхностью твердых предметов, имеющих температуру ниже температуры воздуха, и 2) конденсация и сублимация водяных паров в свободной атмосфере.

Конденсация и сублимация на поверхности твердых тел. Известно немало случаев, когда   более теплый    влажный    воздух    соприкасается с поверхностью охлажденных предметов. При этом температура соприкасающегося слоя воздуха может понизиться до точки росы. В этом случае продукты конденсации осаждаются на поверхности твердых предметов. К явлениям подобного рода относятся: образование росы, инея, изморози, образование жидкого и твердого налета и гололедицы.

Роса, Образование капелек росы можно считать одним из наиболее простых видов конденсации. После захода Солнца, особенно при ясной погоде, земная поверхность излучает тепло в небесное пространство и довольно быстро остывает. Особенно быстро остывают такие предметы, как травинки, листья, тонкие ветви и крупинки верхнего слоя почвы. Воздух, соприкасаясь с охлажденными предметами, сам охлаждается и, достигнув точки росы, выделяет излишек водяных паров в виде капелек росы на поверхность охлажденных предметов. Количество выделившейся росы будет находиться в прямой зависимости от степени влажности воздуха и степени охлаждения предметов. При наличии слабого ветра получаются особенно обильные росы. Это объясняется тем, что ветер все время подносит к охлажденным предметам все новые и новые порции воздуха. Само собой разумеется, что сильные ветры будут оказывать обратное действие.

Иней. Если осаждение паров происходит при температуре ниже 0°, то вместо капелек росы образуются ледяные кристаллики, известные под названием инея. Иней в противоположность росе может сохраняться несколько дней подряд, а при благоприятных условиях нарастать, утолщаться и переходить в ледяной слой.

Изморозь. Если в холодное время стоит туман, то на телеграфных проводах и тонких ветвях деревьев осаждается слой белого рыхлого льда, известного под общим названием изморози. В период сильных морозов, когда в воздухе носятся мелкие ледяные кристаллики, на тех же проводах, хвое и тонких ветвях деревьев образуется густой, пушистый, легко осыпающийся налет из ледяных кристалликов, напоминающих иней. Изморозь обычно осыпается на землю и может образовать значительный покров из рыхлого льда или снега. По наблюдениям в Боровском опытном лесничестве одна сосна высотой 7,6 м дала в течение зимы более 100 кг изморози.

Жидкий и твердый налет. Когда после холодного периода подует теплый и влажный ветер, то на стенах зданий и гладких стволах деревьев появляется обильный водяной, а иногда ледяной налет. Причины этого явления понятны. Охлажденный предмет охлаждает воздух, и на поверхности предмета осаждается конденсированная влага. При более низких температурах влага переходит в лед. Особенно часто этот процесс появляется в горах, где на скалах и телеграфных столбах ледяной налет нередко достигает 50 см.

Гололедица. После сильных морозов на поверхности почвы, на мостовых, на стенах домов и на деревьях очень часто образуется осадок в виде гладкого прозрачного ледяного слоя. Это явление известно под названием гололедицы. Причиной гололедицы может быть также переохлажденный или, как говорят, ледяной дождь. Ледяной дождь получается в тех случаях, когда температура нижних слоев воздуха значительно ниже температуры тех слоев, из которых падает дождь. При этих условиях капельки дождя падают на землю сильно переохлажденными и сразу же замерзают.

В некоторых случаях при гололедице образуется такое большое количество льда, что под его тяжестью рвутся телеграфные провода и обламываются ветви деревьев. При этом на почве или на слое снега может образоваться слой льда в 2—3 см толщиной. Гололедица сильно затрудняет движение.

Конденсация и сублимация в свободной атмосфере. Воздух в различных слоях атмосферы охлаждается от поднятия вверх, от встречи с холодными воздушными течениями, а также путем излучения тепла в небесное пространство. Во всех подобных случаях относительная влажность увеличивается. В конечном итоге может произойти и перенасыщение, которое приводит к явлениям конденсации. Однако процесс конденсации протекает несколько сложнее, чем это можно думать. Исследования показали, что для образования мельчайших капелек или ледяных кристалликов необходимо присутствие в воздухе твердых, жидких или газообразных частичек, около которых может начаться конденсация. Эти мельчайшие частички, около которых начинают оседать мельчайшие водяные капельки или кристаллики льда, носят название ядер конденсации или ядер сублимации. Ядрами конденсации в воздухе обычно являются пылинки, а при отсутствии пылинок — молекулы воздуха. Но в последнем случае конденсация происходит только при очень большом перенасыщении воздуха. Однако не всякие пылинки могут быть ядрами конденсации. Наблюдения показали, что частички, электрически нейтральные или лишенные гигроскопичности, могут служить ядрами конденсации только при значительном перенасыщении. Частички же, обладающие большой гигроскопичностью, наоборот, могут конденсировать влагу даже при относительной влажности менее 100%. Наибольшей гигроскопичностью отличаются продукты горения и частички морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды. Около каждой такой частички сначала образуются крохотные капельки воды диаметром от 0,005 до 0,1 мм, которые в дальнейшем, сливаясь вместе, дают более крупные дождевые капли.

Конденсация водяного пара в свободной атмосфере сопровождается образованием облаков и туманов.

Туман. Большое скопление продуктов конденсации (или сублимации) водяного пара в нижнем слое воздуха, непосредственно прилегающем к земной поверхности, называется туманом. При тумане видимость меньше 1 км. Если же видимость больше 1 км, то такое скопление продуктов конденсации носит название дымки. Туманы по своему происхождению различны. Чаще других можно наблюдать устойчивые приземные туманы вечером и утром над заболоченной низиной, покрытой растительностью. Здесь происходит излучение тепла земной поверхности и охлаждение нижнего слоя воздуха, что ведет за собой перенасыщение и выделение конденсированной влаги из воздуха в виде тумана. Утром такие туманы особенно характерны для селений, расположенных в низинах. Дымовые частицы (результат утренней топки печей) являются наиболее активными ядрами конденсации, что благоприятствует образованию тумана. Зимой, в ясные дни, при господстве высокого давления, нижние слои воздуха особенно сильно охлаждаются и дают начало туманам, слой которых достигает 200—300 м толщины. Все отмеченные нами туманы относятся к типу радиационных туманов, или туманов излучения (т. е. туманов, обусловленных охлаждением земной поверхности путем излучения тепла в небесное пространство).

Второй тип туманов связан с перемещением масс воздуха в горизонтальном направлении. Если, например, теплый влажный воздух движется над холодной поверхностью, то. нижние слои этого воздуха также охлаждаются, что и ведет к образованию тумана. Такие туманы чаще всего возникают зимой, когда начинают дуть теплые слабые ветры. Подобный тип туманов известен под названием туманов адвективных, т. е. обусловленных перемещением.

Очень часто образование туманов может быть связано с водными поверхностями. Если вода теплая, а воздух холодный, то пары воды, поднимающиеся с водной поверхности, попадают в более низкую температуру и, конденсируясь, дают туман. Подобные туманы можно наблюдать осенью и в начале зимы до момента замерзания реки или озера. В морях такие туманы возникают над теплыми морскими течениями.

Наконец, туман может образоваться и в тех случаях, когда соприкасаются влажный теплый воздух с холодным. Но эти процессы чаще всего имеют место уже на некоторой высоте и возникают при этом уже облака, а не туманы.

Облака. Облака представляют собой скопление водяных капелек или ледяных кристаллов на высоте в свободной атмосфере. В зависимости от условий температуры и степени влажности воздуха при конденсации могут возникать капельки воды или твердые образования (мелкие кристаллики льда, снежинки, крупа, град). Капельки воды бывают разных размеров: наименьшие от 0,005 мм и до 0,1 мм в диаметре. Последние уже не могут держаться в воздухе и падают вниз в виде мороси или мелкого» дождя.

Твердые образования также различны. Наиболее мелкие — это ледяные иглы, более крупные — снежинки, потом крупа (сферокристаллы) и, наконец, градины, размеры которых при сильных восходящих потоках воздуха могут доходить до величины куриного яйца. Облака чаще всего состоят из мельчайших водяных капелек с примесью ледяных кристаллов. Только в облаках верхнего яруса преобладают кристаллики   типа ледяных игл.

Капельки облаков могут сохраняться в жидком виде ниже 0° и даже до —20°. Но чаще при низких температурах образуются кристаллики льда или снежинки. Обычно при температурах от —7° до —18° облака состоят из ледяных кристалликов и водяных капель. В тех случаях, когда дождевые капли не образуются, облако называют коллоидально устойчивым. При обратном случае облака называют коллоидально неустойчивыми.

Облака находятся в состоянии постоянного движения, хотя и могут казаться в некоторых случаях неподвижными. Прежде всего облака благодаря весу слагающих элементов должны опускаться вниз. Однако чаще облака увлекаются потоками воздуха вверх, вниз и в стороны. При этом они переходят в иные условия влажности и температуры, что сейчас же сказывается на изменении их строения и формы.

Формы облаков. Формы облаков, вообще говоря, очень разные. Однако при внимательном изучении их можно выделить три основные формы, которые присущи трем различным типам облаков. Первый тип — это перистые облака (рис. 52), которые, по международной классификации, принято называть латинским названием Cirrus. Это обычно самые высокие облака белого цвета, без теней. Они имеют тонкие формы — волокон, завитков, хлопьев, мелких шариков и т. д. Перистые облака образуются в самых верхних слоях тропосферы, обычно выше 6 тыс. м, и состоят преимущественно из ледяных кристалликов. Иногда они образуют тонкую вуаль, которая не нарушает четкости очертаний Луны и Солнца, но создает так называемое гало, т. е. круги вокруг Солнца и Луны. Второй тип — это кучевые облака (Cumulus). Их можно наблюдать очень часто в летние, весенние и осенние ясные дни. Они имеют вид куполов и кучевых нагромождений ярко-белого цвета, с тенями разных оттенков. Основание их обычно бывает горизонтально. Кучевые облака по большей части четко очерчены и крупны.

Перистые облака

Происхождение кучевых облаков связано преимущественно с восходящими вертикальными токами. Поднимающийся вверх воздух охлаждается, и в конце концов водяные пары конденсируются в верхней части потока, образуя огромные куполы тумана (рис. 53). При безветренной погоде кучевые облака имеют правильную куполообразную форму, при ветре правильность формы быстро нарушается (рис 54).

Если вверху встречается слой воздуха с более высокой температурой (случай инверсии), то здесь восходящее движение прекращается. При этом бывают случаи, что поднявшийся воздух расплывается в горизонтальном направлении, создавая новые формы, очертание которых напоминает наковальни  (рис. 55).

Очень сильные вертикальные восходящие токи создают облака колоссальных размеров, вертикальная мощность которых выражается километрами. Они в кучевой своей части имеют вид нагромождений гор и башен, а вверху обычно увенчиваются «наковальней». Эти облака, чаще всего грозовые, дают сильные дожди и носят название кучево-дождевых или ливневых (Cumulonimbus, рис. 56).

Высота кучевых облаков различна: от 2 до 6 тыс. м. Но нередки случаи, когда они бывают и выше.

Третий тип — слоистые облака (Stratus). Они имеют очень характерный вид горизонтальных полос или слоев однообразной серой или слегка

Образование кучевых облаков в тихую погоду

Образование кучевых облаков при ветре

голубоватой окраски (рис. 57). Более высокие слоистые облака имеют вид узких гряд или сплющенных глыб и шаров, а низкие представляют собой однородный слой густого тумана серого цвета. Низкие слоистые облака обычно дают дождь и снег; высота их обыкновенно ниже 2 тыс, м. Слоистые

Верхушка кучевых облаков с наковальней

Кучеводождевые, или ливневые облака

облака получаются при наличии некоторой температурной инверсии, которая не позволяет вертикальным токам подниматься выше. Образуются они также при смешении двух горизонтальных слоев воздуха, различных температур и влажности, близких к насыщению. Слоистые облака отличаются малой вертикальной мощностью.

Кроме отмеченных нами основных форм, встречаются и другие, чаще <всего комбинированные формы. Из таких мы отметим волнистые облака, которые подобно слоистым возникают на границе двух  слоев  воздуха, имеющих различную плотность и различные скорости (иногда и направления)

Слоистые облака

движения. На поверхности раздела возникают воздушные «волны», вполне аналогичные морским волнам. При этом водяные пары конденсируются в области гребней, что и обусловливает характерную форму волнистых облаков (рис. 58).

Волнистые облака

Классификация облаков. Первые попытки классифицировать облака на научной основе относятся к началу XIX в. Тогда было выделено три основных типа облаков: перистые, кучевые и слоистые. Накопившиеся потом знания дали возможность создать более точную классификацию. В 1929 г.

Международной облачной комиссией была установлена международная классификация облаков. По этой классификации все облака делятся по преобладающим высотам на четыре класса. В этих четырех классах различают по внешним признакам 10 основных родов. Классы мы обозначим римскими цифрами, а роды — арабскими.

I. Высокие облака, облака, находящиеся  выше 6 тыс. м. Сюда относятся: 1) перистые — Cirrus (Ci); 2) перисто-кучевые — Cirrocumulus (Cc) и 3) перистослоистые — Cirrostratus (Cs).

II. Средние облака — на высоте 2—6   тыс.  м: 4)    высококучевые — Altocumulus (Ас); 5) высокослоистые — Altostratus (As).

III. Низкие облака — обычно ниже 2 тыс. м; 6)   слоистодождевые — Nimbostratus (Ns);   7) слоистые — Stratus (St);    8)    слоистокучевые — Stratocumulus (Sc).

IV. Облака вертикального развития, основания   которых чаще  всего лежат на уровне нижних облаков, а вершины могут быть на высоте средних и даже  высоких  облаков: 9)   кучевые — Cumulus (Си); 10)   ливневые, грозовые — Cumulonimbus (Cunb).

Облачность и движение облаков. При наблюдении, помимо типа облаков, определяют также облачность, скорость и направление их движения. Облачностью называется степень покрытия неба облаками. Она определяется наблюдением на глаз и оценивается по десятибалльной шкале от 0 до 10. Нулем обозначается полное отсутствие облаков, единицей — когда облака занимают приблизительно десятую часть неба. Небо, сплошь покрытое облаками, обозначается цифрой 10.

Для определения скорости и направления движения облаков употребляются приборы (нефоскоп и др.).

Суточный и годовой ход облачности. Суточный ход облачности связан с температурой. Утренний минимум температуры повышает относительную влажность, что приводит к образованию тумана и слоистых облаков в утренние часы. Дневной максимум температуры вызывает конвекционные токи, что приводит к образованию кучевых облаков. Таким образом, в течение суток наблюдаются два максимума облачности — утренний и послеполуденный. В зависимости от местных особенностей периодичность может носить другой характер.

Годовой ход облачности в различных местах земного шара весьма различен. В равнинных частях Европы максимум облачности наблюдается зимой, минимум летом. В Сибири, наоборот, наименьшая облачность — зимой, наибольшая — летом. В тропическом поясе наибольшая облачность связана с наивысшим стоянием Солнца, наименьшая — с наинизшим.

Географическое распределение облачности. Здесь следует отметить два основных фактора, влияющих на распределение облачности. Первый фактор — это общая циркуляция атмосферы, второй — распределение суши и моря. Почти, как правило, в поясе повышенного давления и поясе пассатов при наличии нисходящих токов облачность, вообще говоря, понижена. Особенно резко это выражено внутри материков (пояс пустынь). Большая облачность наблюдается в более высоких широтах над океанами, особенно у западных берегов материков, что в значительной степени связано с теплыми течениями. Несколько повышенная облачность в экваториальном поясе в связи с преобладанием там восходящих токов.

Атмосферные осадки. Под атмосферными осадками понимают воду в жидком или твердом состоянии, выпавшую на земную поверхность из воздуха в виде  дождя, снега, крупы и града. К атмосферным осадкам иногда относят также росу, иней, изморозь, твердый и жидкий налет, гололедицу.

Облака, состоящие из однородных водяных капелек, обычно не дают осадков. Облака же, имеющие неоднородный состав, т. е. содержащие в себе и водяные капли, и кристаллики льда, чаще всего дают осадки. Известно, что капельки воды могут конденсировать влагу только при относительной влажности не менее 100%, тогда как кристаллики льда конденсируют влагу при меньшей относительной влажности. Поэтому конденсация вокруг кристалликов льда будет происходить даже в ненасыщенном воздухе.

Небезынтересно отметить, что малые капли увеличиваются гораздо быстрее, нежели крупные. Так, например, для образования облачной капли требуется около 100 сек.; для превращения же облачной капли в дождевую требуется около 24 час.

Образованию дождевых капель особенно благоприятствует наличие ледяных ядер (кристалликов, снежинок и.др.). При температурах ниже нуля облачные капли испаряют воду, а ледяные капли эту влагу конденсируют и увеличивают свои размеры. Увеличиваясь, они начинают падать вниз. Во время падения к ним присоединяются капельки воды, которые при низких температурах примораживаются к кристалликам, что и ведет к увеличению их размеров. При падении вниз кристаллики попадают в более теплые слои воздуха и образуют мелкие дождевые капли. При дальнейшем падении дождевые капли могут сталкиваться и, сливаясь, образовывать более крупные капли.

Скорость падения дождевых капель зависит от их размеров. Диаметр капель дождя обычно колеблется от 0,5 до 5 мм. Согласно лабораторным исследованиям взвешенные капельки, диаметр которых менее 0,1 мм, падать почти не могут, потому что скорость их падения весьма мала. Капельки диаметром 0,1 мм падают со скоростью 0,32 м в секунду, диаметром 0,5 мм — 3,5 м/сек, 1 мм — 4,4 м/сек, 5 мм — 8 м/сек. Капли размером более 5,5 мм могут существовать только в течение нескольких секунд, а потом в силу большой скорости падения разбрызгиваются.

Возникновение твердых форм осадков. При температурах ниже 0° водяные капли еще долго находятся в переохлажденном, но жидком состоянии. Затем происходит быстрое замерзание, и из капелек в зависимости от условий образуются снег, крупа или град.

При относительной влажности менее 100% получаются или отдельные мелкие кристаллы, или звездообразные формы снежинок. При влажности в 100% образуются уже сферические ядра крупы. К ним в дальнейшем присоединяются переохлажденные капельки   и образуют   крупу.

При замерзании воды происходит выделение тепла, что приводит к вертикальным токам, под влиянием которых возникшие крупинки поднимаются вверх, снова опускаются и покрываются слоями намерзшей воды, образуя градины.

Типы осадков. По характеру выпадения осадков их разделяют на три типа: обложные, ливневые и моросящие.

Обложные осадки выпадают в течение длительного времени и носят умеренный характер. Капли дождя и величина снежинок среднего размера. Выпадают эти осадки из высокослоистых и слоисто-дождевых облаков.

Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых облаков. Обычно они непродолжительны, но очень интенсивны. Дождь состоит из крупных капель воды, а осадки в твердом виде — из крупных снежинок (хлопьев) или градин.

Моросящие осадки выпадают из слоистых или слоисто-кучевых облаков. Эти осадки состоят из очень мелких капель воды или мелких снежинок. Интенсивность моросящих осадков весьма мала.

Дождемер, Для определения количества выпавших осадков употребляется очень простой по своей конструкции прибор, который называется дождемером. Он представляет собой цилиндрический цинковый сосуд, отверстие которого имеет площадь 500 см2. Высота этого сосуда 40 см.

Дождемер

Осадкомер Третьякова

В целях предотвращения потери осадков (и особенно снега) при ветре применяется опрокинутый вниз усеченный конус (защита Нифера), который ослабляет вихри, возникающие при ветре над дождемером (рис. 59). Количество воды, попавшей в дождемер, измеряется при помощи стеклянного цилиндрического сосуда, площадь дна которого в 10 раз меньше площади дна дождемера. При этих условиях слой воды в 1 мм на дне дождемера в стеклянном цилиндре будет иметь толщину, в 10 раз большую, что и позволяет исчислять толщину слоя выпавших осадков с большой точностью. Если осадки выпали в виде снега, крупы или града, то при определении их количества нужно твердые осадки, попавшие в дождемер, растопить и образовавшуюся воду перелить в измерительный сосуд.

В последнее время на наших метеостанциях для определения количества осадков стали применять осадкомер Третьякова. Этот прибор имеет более хорошую защиту от ветров (планочная защита, рис. 60). Сосуд в осадкомере Третьякова имеет площадь сечения 200 см2.

Количество выпавших осадков выражается толщиной слоя выпавших осадков в миллиметрах. Если, например, говорят: выпало 30 мм осадков — это значит, что в данном месте поверхность Земли получила слой воды в 30 мм.

Для регистрации интенсивности выпадения жидких осадков, а также и для определения суммарного их количества применяют самопишущие приборы, называемые плювиографами. Плювиограф состоит из двух соединенных между собой цилиндрических сосудов. Верхний из них имеет площадь сечения 500 см2 и является приемником осадков. Из него вода по трубке поступает в нижний сосуд меньшего диаметра. В этом сосуде имеется поплавок, на стержне которого укреплено перо. Рядом с этим сосудом находится барабан с часовым механизмом. На барабан прикрепляется разграфленная бумажная лента, которая соприкасается с пером. Если дождя нет, то перо чертит горизонтальную линию. В случае выпадения осадков вода будет поступать в нижний сосуд, поплавок при этом будет подниматься и перо будет чертить соответствующую кривую линию. Если нижний сосуд окажется наполненным водой, то она автоматически сливается.

Карты изогнет. Для наглядного представления о количестве осадков» выпадающих в разных районах земного шара, применяют карты изогиет, на которых пункты с одинаковым количеством осадков соединены линиями — изогиетами. Существуют карты изогнет месячных, сезонных, полугодовых и годовых. В географии чаще употребляются три последние.

Географическое распространение осадков. Количество выпадающих осадков, вообще говоря, очень неравномерно. Даже средние годовые количества подвержены большим изменениям. Поэтому для получения представления о среднем количестве осадков необходимо исходить из данных многих лет наблюдений (не менее 35 лет). Подобные многолетние наблюдения имеются далеко не везде, а потому существующие карты распределения осадков нельзя считать точными.

При рассмотрении мировой карты осадков можно заметить, что больше всего дождей выпадает в экваториальной зоне, где господствуют вертикальные восходящие токи воздуха. Здесь среднее годовое количество осадков колеблется в пределах 1—2 тыс. мм.

К северу и к югу от экваториальной зоны количество осадков постепенно уменьшается, и в подтропических поясах повышенного давления оно является наименьшим (менее 250 мм).

K северу и к югу от подтропических поясов повышенного давления количество осадков снова постепенно увеличивается и в умеренных поясах доходит до 500—1000 мм. По мере приближения к полярным областям количество осадков снова сильно снижается (до 300—250 мм).

Причины подобного поясного распределения количества осадков понятны. В экваториальной зоне, где господствуют вертикально восходящие токи воздуха, создаются условия, наиболее благоприятные для конденсации влаги и образования осадков. В подтропических поясах повышенного давления, наоборот, господствуют вертикальные нисходящие токи, наименее благоприятствующие осадкам. Малое количество осадков в поясе пассатов также понятно, ибо здесь нижние слои воздуха передвигаются в сторону экватора, т. е. в более теплые области.

В умеренных поясах при наличии разнообразных ветров, и особенно циклонов, создаются условия, при которых теплые массы воздуха часто соприкасаются с холодными, что не может не благоприятствовать образованию осадков.

В холодных поясах, при господствующих низких температурах, воздух не может содержать много влаги, а потому здесь не может быть и большого количества осадков.

Исключительно большую роль в распределении осадков, особенно в умеренных и жарких странах, играет рельеф. Теплые и влажные массы воздуха, встречаясь с горами, поднимаются по их склонам, охлаждаются и выделяют обильные осадки. Примерами могут служить: южные склоны Гималаев, где среднее годовое количество осадков превосходит 2—3 тыс. ммг а в некоторых районах достигает 10 тыс. мм (Черрапунджа имеет свыше 12 тыс. мм), гористые острова — Зондские, Новая Гвинея и многие другие. На одном  из  Гавайских островов выпадает свыше 12 тыс. мм осадков в год. Очень богаты осадками муссонные области. Летние муссоны несут обычно большое количество   влаги,   что и

Весовой снегомер

Объёмный снегомер

обусловливает обильные осадки. Зимние муссоны, наоборот, сухи. Несмотря на сухость зимнего периода, среднее годовое количество осадков для Муссонных областей юго-восточной Азии выражается 2 тыс. мм.

Наиболее богатыми осадками в СССР являются: юго-западные склоны Большого Кавказа (около 3000 мм), северо-западные склоны западных хребтов Тянь-Шаня, Алтая, Саян и др.

Снежный покров. Осадки в виде снега на протяжении всего года выпадают в полярных областях и на высоких горах. В умеренных поясах снег падает преимущественно в зимние месяцы, а в жарком поясе — только на высоких горах. В странах, где более или менее длительное время осадки выпадают в виде снега, образуется снежный покров.

У нас в СССР количество дней со снежным покровом колеблется от 260 на севере Сибири до 5—15 дней на юге. На Черноморском побережье Кавказа и в некоторых южных районах Средней Азии в отдельные зимы совсем не бывает снега.

Состояние снежного покрова характеризуется двумя величинами: высотой его залегания и плотностью снега. Высота снежного покрова определяется при помощи снегомерной рейки, а плотность снега — снегомерами. Снегомеры бывают двух видов: объемный (рис. 61) и весовой (рис. 62). Принцип работы снегомеров основан на определении массы воды в каком-либо объеме снега путем взвешивания снега или путем растапливания снега и последующим измерением полученной воды в измерительном сосуде. Разделив массу снега на его объем, получают плотность снега.

Толщина снежного покрова для различных мест очень различна и зависит главным образом от количества выпадающих твердых осадков и ветровых условий территории. Наибольшая высота снежного покрова наблюдается на западных склонах Урала, в некоторых районах Средней и частично Западной Сибири, на Дальнем Востоке в низовьях Амура. На юге страны толщина снежного покрова малая: южнее линии Киев— Сталинград — Ташкент снежный покров менее 0,1 м.

Снежный покров играет большую роль на земной поверхности. Снег, будучи плохим проводником тепла (его теплопроводность в 100 раз меньше теплопроводности почвы), предохраняет почву от глубокого промерзания. Температура почвы, прикрытой снежным слоем, на 15—20° выше температуры на поверхности снежного покрова. Поэтому под снежным покровом озимые посевы зерновых легко переносят даже сильные морозы.

Велика роль снега в водном балансе на земной поверхности. Снежный покров содержит большой запас воды, которая весной частично стекает в реки, а частично впитывается в почву. Поэтому в южных районах нашей страны, где наблюдается недостаток влаги, важно задерживать на полях как можно больше снега. Одним из больших мероприятий по задержанию снега на полях является насаждение полезащитных лесных полос. Лесные полосы ослабляют силу ветра и тем самым препятствуют сносу снега ветром с полей в пониженные места. Кроме этого, при наличии лесных полос таяние снега проходит медленнее, в связи с чем уменьшается поверхностный сток талой воды и увеличивается количество воды, впитываемой почвой.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.