1.2. Годовой ход температуры воздуха
Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, в летние - выше. Вычислив для какого-либо места средние месячные температуры по многолетнему ряду наблюдений, увидим, что они плавно меняются от одного месяца к другому, повышаясь от января или февраля к июлю или августу и затем понижаясь.
Годовой ход температуры воздуха определяется, прежде всего, годовым ходом температуры деятельной поверхности. Амплитуда годового хода представляет собой разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного месяцев.
В северном полушарии на континентах максимальная среднемесячная температура воздуха наблюдается в июле, минимальная - в январе. На океанах и побережьях материков экстремальные температуры наступают несколько позднее: максимум - в августе, минимум - в феврале-марте. На суше амплитуды годового хода температуры воздуха значительно больше, чем над водной поверхностью. Даже над сравнительно небольшими материковыми массивами Южного полушария они превышают 15°С, а под широтой 60° на материке Азии (в Якутии) они достигают 60°С .
Не только моря, но и большие озера уменьшают годовую амплитуду температуры воздуха и смягчают климат. Посредине озера Байкал годовая амплитуда температуры воздуха 30-31°С, на его берегах около 36°С, а под той же широтой на р. Енисей 42°С. Аналогичное влияние на температуру воздуха наблюдается на озерах Иссык-Куль, Ладожском, Севан и других .
Годовая амплитуда температуры воздуха растет, с географической широтой. На экваторе приток солнечной радиации меняется в течение года очень мало. По направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиации между зимой и летом возрастают, а вместе с ними возрастают и годовые амплитуды температуры воздуха. Над океаном вдали от берегов широтное изменение годовой амплитуды невелико. Если бы Земля была сплошь покрыта океаном, свободным ото льда, то годовая амплитуда температуры воздуха менялась бы от нуля на экваторе до 5 - 6° С на полюсе. В действительности над южной частью Тихого океана вдали от материков годовая амплитуда между 20 и 60° ю. ш. увеличивается приблизительно с 3 до 5° С. Над более узкой северной частью Тихого океана, где больше влияние соседних материков, амплитуда между 20 и 60° с. ш. растет уже с 3 до 15° С.
Большое влияние оказывают на годовой ход температуры воздуха погодные условия: туман, дождь и главным образом облачность. Отсутствие облачности зимой приводит к понижению средней температуры самого холодного месяца, а летом - к повышению средней температуры самого теплого месяца.
Малые амплитуды наблюдаются и во многих областях над сушей и даже вдали от береговой линии, если в эти области часто приходят воздушные массы с моря (Западная Европа). Повышенные амплитуды наблюдаются и над океаном, если в эти районы часто попадают воздушные массы с материка, например в западных частях океанов Северного полушария. Следовательно, величина годовой амплитуды температуры зависит не просто от характера подстилающей поверхности или от близости данного места к береговой линии, а от повторяемости в данном месте воздушных масс морского и континентального происхождения, т. е. от условий общей циркуляции атмосферы .
С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического пояса температура убывает в среднем на 2° С на каждый километр высоты, в свободной атмосфере больше. На рис. 1 видно, что над океаном к югу от Японии годовая амплитуда даже в пределах нижних 100 м. убывает вдвое. Во внетропических широтах значительный годовой ход температуры остается даже в верхней тропосфере и стратосфере. Он определяется сезонным изменением условий поглощения и отдачи радиации не только земной поверхностью, но и воздухом .
Рис. 1 Годовой ход температуры воздуха над океаном к югу Японии непосредственно над водой (1) и на высоте 100 м. (2)
Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах разнообразен. По величине амплитуды и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.
1. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдаются два максимума температуры - после весеннего и осеннего равноденствия, когда солнце над экватором в полдень находится в зените, и два минимума - после зимнего и летнего солнцестояния, когда солнце находится на наименьшей высоте. Амплитуды годового хода здесь малы, что объясняется малым изменением притока тепла в течение года. Над океанами амплитуды составляют около 1 °С, а над континентами 5-10 °С.
2. Тропический тип. В тропических широтах наблюдается простой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Амплитуды годового хода по мере удаления от экватора увеличиваются зимой. Средняя амплитуда годового хода над материками составляет 10 - 20° С, над океанами 5 - 10° С.
3. Тип умеренного пояса. В умеренных широтах также отмечается годовой ход температуры с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Над материками северного полушария максимальная среднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями - в августе. Годовые амплитуды увеличиваются с широтой. Над океанами и побережьями они в среднем составляют 10-15° С, а на широте 60° достигают 60° С.
4. Полярный тип. Полярные районы характеризуются продолжительной холодной зимой и сравнительно коротким прохладным летом. Годовые амплитуды над океаном и побережьями полярных морей составляют 25-40° С, а на суше превышают 65° С. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум - в январе.
Рассмотренные типы годового хода температуры воздуха выявляются из многолетних данных и представляют собой правильные периодические колебания. В отдельные годы под влиянием вторжений теплых и холодных масс возникают отклонения от приведенных типов .
2. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА В
РАЗНЫХ ЧАСТЯХ ЗЕМЛИ
Суточные и годовые изменения температуры связаны с изменениями компонент теплового баланса, а также с теплом, переносимым течениями и вертикальным обменом вод. В ходе температуры на поверхности океанов и морей проявляются главным образом суточные и годовые колебания радиационной компоненты теплового баланса. Однако накопление и расходование тепла морем запаздывает относительно максимума и минимума температуры воздуха. Наивысшие температуры воды на поверхности наблюдаются после полудня, около 14-16 часов, а наинизшие -около 4-8 часов утра.[ ...]
Изменение запасов тепла в деятельном слое моря в течение суток сравнительно невелико, так как в дневные часы при повышении прихода тепла за счет радиации и теплообмена с атмосферой нагревание воды ослабляется потерей тепла на испарение, а ночью конденсация влаги на поверхности моря уменьшает охлаждение. Наконец, высокая теплоемкость воды способствует сглаживанию темпертуры при изменении запасов тепла в течение суток. Поэтому суточная амплитуда температуры на поверхности воды океанов и морей невелика и значительно меньше суточных амплитуд температуры воздуха
В среднем суточные колебания, т. е. разница между максимальными и минимальными значениями температуры воды на поверхности, не превышают 0,2-0,3° С, а в высоких широтах 0,1° С, т. е. температура воды остается почти постоянной. Наибольшие суточные колебания наблюдаются в тропиках, где в тихую погоду они достигают 1°С. Суточные колебания температуры летом больше, чем в зимние месяцы.
Годовой ход температуры воды на поверхности океанов и морей выражен более отчетливо, чем суточный. Сезонные изменения температуры в течение года тоже связаны с изменениями элементов теплового баланса. В годовом периоде наивысшие и наинизшие температуры поверхностных вод, подобно тому как это происходит в суточном ходе, наступают несколько позже моментов наступления максимальных и минимальных температур воздуха. В северном полушарии наиболее высокие температуры за год наблюдаются в августе, наинизшие - в феврале, в южном - наоборот.
Годовые колебания температуры поверхностных вод значительно превосходят суточные, так как в течение года (от месяца к месяцу) изменяется соотношение между приходом и расходом тепла. Годовые колебания зависят и от широты места, так как в течение года с широтой изменяются различия в нагревании и охлаждении поверхностных вод (табл. 12)
Суточные колебания температуры отмечаются до глубины 25- 30 м. В некоторых районах при наличии поверхностного однородного слоя они могут распространяться и на большие глубины (до 50 м). Годовые колебания могут прослеживаться до глубины 300- 400 м. Крайние значения температуры в течение года на глубине 200 м отмечаются на 3-3,5 месяца позднее, чем на поверхности. Ниже 500 м суточные и годовые колебания температуры почти отсутствуют. На основании 20 наблюдений в южной части Атлантического океана в 1943 г. было установлено, что средняя разность температуры на глубине 2000 м равна 0,06° С, а на 3000 м - 0,04° С. Колебания температуры воды от года к году зависят от изменений элементов теплового баланса, которые в значительной степени определяются многолетними климатическими колебаниями, связанными с изменениями солнечной активности и другими геофизическими явлениями.
Большое значение в многолетних и межгодовых колебаниях температуры имеют изменения интенсивности теплых и холодных течений и смещения их в пространстве. Межгодовые колебания температуры воды бывают наибольшими во фронтальных зонах океанов (см. стр. 164), а наименьшими в тропических и полярных областях. По мере удаления от тропиков к областям умеренных широт они увеличиваются.
Различие в тепловых условиях воды и суши очень велико . Колебания температуры на поверхности суши значительнее, чем на поверхности гидросферы. Вообще нагревание воды идет очень медленно, но зато медленно происходит и остывание; суши - наоборот. Почему же такая разница в условиях нагревания?
Во-первых, на суше нагревание испытывает только самый верхний слой земли близ поверхности. Дальше в глубину теплота может распространяться только путем теплопроводности, т. е. очень неглубоко.
В воде же солнечные лучи непосредственно проникают на большую глубину; видимые лучи, как мы знаем, до глубин 50-70 м и нагревают не только поверхностные, но и нижележащие слои.
Во-вторых, когда солнечные лучи нагревают воду, то часть воды испаряется, и при этом расходуется часть теплоты; нагреванию воды мешает и то, что солнечные лучи отражаются от зеркальной поверхности воды. Кроме того, волнение перемешивает воду и не дает нагреваться одному поверхностному слою, а полученное тепло распределяется на ряд слоев.
Но важнейшее значение имеют в тепловом различии суши и моря неодинаковая теплоемкость и конвекционные токи.
Теплоемкость (количество тепла, нужное для нагревания 1 г вещества на 1° воды или земли очень различна. Теплоемкость пресной воды при температуре 4° и нормальном давлении в 760 мм равна 1, теплоемкость же воды средней для океана солености 0,93, а теплоемкость горных пород, составляющих поверхность суши, колеблется от 0,2 до 0,6. Вследствие этого, чтобы нагреть воду на одинаковое число градусов, надо затратить много больше тепла. Процесс остывания обратен процессу нагревания, поэтому остывание воды тоже происходит медленно, и чтобы температура воды понизилась на 1°, надо у нее отнять гораздо больше тепла, чем у суши.
На процесс нагревания и остывания воды громадное влияние оказывают далее конвекционные токи, перемещающие частицы воды так, чтобы внизу располагались слои наибольшей плотности, а на поверхности - более легкие. В пресной воде наибольшая плотность бывает при 4°. Поэтому в озерах большой глубины температура на дне всегда близка к 4°. Что касается соленой воды, то ее температура наибольшей плотности различна в зависимости от количества соли, при этом иногда температура наибольшей плотности может быть ниже температуры земерзания.
Следовательно, в пресной воде при остывании до 4° вода делается все плотнее, и поверхностные более тяжелые слои погружаются, а из-под низа выступают более легкие. Только после того, как вся толща воды от поверхности до дна получила одинаковую температуру 4°, дальнейшее остывание распространяется лишь на поверхностные слои, которые и замерзают, тогда как в глубине температура остается равной 4°.
Если бы земной шар был весь покрыт морем или, наоборот , его поверхность представляла бы только сушу, то изотермы располагались бы параллельными кругами, и температура правильно убывала бы от экватора к полюсам.
До 45° широты материковый климат теплее морского, под 45° широты оба климата по общему количества тепла одинаковы, а в более высоких широтах, наоборот, морской климат теплее материкового. Такое распределение температуры будет понятно, если мы примем во внимание, что в низших широтах имеет наибольшее значение летнее нагревание, и потому перевес в температуре остается за сушей. В высших широтах средняя годовая температура местности зависит, главным образом, от остывания поверхности во время зимы, а оно, как мы знаем, происходит гораздо быстрее на суше, чем на воде. Теперь мы видим, какое огромное значение в климатическом отношении имеет то или иное распределение суши и моря; если бы мы имели все материки расположенными близ экватора, а моря - в полярных странах, то этим смягчался бы суровый климат севера, но на материках температура была бы очень высока.
На самом деле мы видим неправильное чередование моря и суши, при этом в некоторых местах материки расширяются, в других суживаются. Это вносит большое разнообразие в распределение годовых температур и обусловливает изгибы изотерм.
Рассматривая карту годовых изотерм, мы убеждаемся, что наиболее теплые места на земле находятся в северном полушарии, и что термический экватор смещен к северу от географического экватора. Самые теплые места лежат в Сахаре (температура выше 30°); подобные же центры нагревания находятся в Индостане и на севера Мексики.
Следовательно, северное полушарие в среднем за год теплее южного, а причина этого заключается в большем расширении материков в низких широтах северного полушария. То обстоятельство, что наиболее теплые страны расположены не на экваторе, а около тропика Рака, объясняется, кроме расширения материков, еще присутствием в этих широтах каменистых и песчаных пустынь, лишенных растительного покрова. На экваторе в летнее время выпадает много осадков, и облачность ослабляет нагревание поверхности земли. Кроме того, богатая растительность в свою очередь защищает поверхность земли от непосредственного нагревания, тогда как в пустынях поверхность нагревается и отдает путем лучеиспускания и теплопроводности свою теплоту нижним слоям воздуха.
Ярусность проявляется в вертикальном строении всех геосфер. На суше по характеру рельефа выделяют ярусы низменных равнин, низкогорный, среднегорный и высокогорный. Ярусность атмосферы проявляется в высотном изменении температур, влажности и давления воздушных масс. Не менее отчетлива ярусность Мирового океана, наблюдаемая в подразделении водной толщи в соответствии со свойствами слагающих ее водных масс. Она согласуется с условиями обитания гидробионтов, создавая известные батиметрические зоны водных бассейнов.
Глобальная асимметрия является следствием неравномерного распределения различных масс вещества и их разных состояний. Главная особенность строения земной поверхности - асимметрия в распределении материковых и океанических масс: суша концентрируется преимущественно в Северном полушарии, где она занимает 39%, в Южном полушарии на ее долю приходится всего 19 % (рис. 6.1). Асимметрия Северного и Южного полушарий в распределении материков и океанов проявляется в асимметричности типов земной коры, географических зон, высот и глубин (рис. 6.2). Среди других примеров асимметрии планеты С.В. Калесник называет: полярную асимметрию Земли, асимметрию фигуры Земли, планетарные распределения барического поля и систем ветров, температуры воздуха, воды, океаническую циркуляцию, асимметрию криогенных областей
5- Ветровые волны Трудно себе представить абсолютно спокойную гладь океана. Штиль - полное безветрие и отсутствие волн на его поверхности - большая редкость. Даже при тихой и ясной погоде на поверхности воды можно увидеть рябь. И эта рябь, и бушующие пенные валы рождены силой ветра. Чем сильнее дует ветер, тем выше волны и больше скорость их движения. Волны могут перемещаться на тысячи километров от того места, где они возникли. Волны способствуют перемешиванию морских вод, обогащению их кислородом. Наиболее высокие волны наблюдаются между 40° и 50° ю. ш., где дуют самые сильные ветры. Эти широты моряки называют штормовыми или ревущими широтами. Районы возникновения высоких волн расположены также у американских берегов вблизи Сан-Франциско и Огненной Земли. Штормовые волны разрушают береговые постройки.
Цунами Самые высокие и разрушительные волны цунами. Причина их возникновения - подводные землетрясения. В открытом океане цунами незаметны. У побережья длина волн сокращается, а высота растёт и может превышать 30 метров. Эти волны приносят бедствия жителям прибрежных территорий.
Океанические течения В океанах образуются мощные водные потоки - течения. Постоянные ветры вызывают поверхностные ветровые течения. Некоторые течения (компенсационные) возмещают убыль воды, двигаясь из районов её относительного избытка. Течение, температура воды которого выше температуры окружающих вод, называют тёплым, если ниже - холодным. Тёплые течения переносят более тёплые воды от экватора к полюсам, холодные - более холодные воды в противоположном направлении. Таким образом, течения перераспределяют тепло между широтами в океане и оказывают существенное влияние на климат прибрежных территорий, вдоль которых они несут свои воды. Одно из самых мощных океанических течений - Гольфстрим. Скорость этого течения достигает 10 километров в час, и оно перемещает 25 миллионов кубических метров л воды за каждую секунду. Приливы и отливы Ритмические поднятия и опускания уровня воды в океанах называют приливами и отливами. Причина их возникновения - действие силы притяжения Луны на земную поверхность. Два раза в сутки пода поднимается, покрывая часть суши, и два раза отступает, обнажая прибрежное дно. Энергию приливных волн люди научились использовать для получения электричества на приливных электростанциях.
Тече́ние (водоёмов) - перемещение водных масс в водоёмах (морях, озёрах, водохранилищах). Основными видами течений являются: сточные (иногда именуются стоковыми), ветровые, конвекционные.
Сточные течения связаны с поступлениями водных масс из притоков и выходом их через замыкающий створ. Та часть сточного течения, которая проходит без потерь через какой-либо участок водоёма, называется транзитным течением. Сточные течения имеют место при наличии продольного уклона, то есть они осуществляются под действием градиента гидростатического давления, поэтому их можно называть градиентными.
Ветровые течения
Ветровые течения формируются под влиянием ветра, при этом течения, направленные в сторону ветра и охватывающие нередко только поверхностные слои водоёма, именуются дрейфовыми. Обратные компенсационные течения, осуществляющиеся под влиянием перекоса водной поверхности (сгонно-нагонной денивеляции), также называются градиентными (или градиентными ветровыми); они чаще всего охватывают придонные слои водоёма. При наличии на одной вертикали дрейфового течения и градиентного противотечения говорят о смешанном течении. Течения, связанные с различием атмосферного давления в отдельных частях водоёма, также называются градиентными.
Конвекционные течения
Конвекционные течения вызываются плотностной неоднородностью водных масс. Если на значительных участках водоёма создаётся устойчивая плотностная неоднородность, приводящая к возникновению продольного градиента давления, то образуются устойчивые компенсационные течения, носящие характер градиентных. Вертикальная плотностная неоднородность приводит к вертикальной конвекции, осуществляющей перенос в виде отдельных порций (вихрей) более плотных объёмов воды вниз ко дну, более лёгких - вверх. Плотностная неоднородность может быть связана с термической неоднородностью водных масс и различием концентрации растворенных или взвешенных веществ (донные тяжёлые потоки).
Течения, наблюдаемые у берегов водоёмов, могут быть выделены под общим названием прибрежных и классифицированы на вдольбереговы́е, нормальные (к береговой линии) и комплексные, имеющие продольную и нормальную составляющие. Нормальная составляющая течения, направленного к берегу, всегда вызывает обратное нормальное противотечение. В формировании прибрежных течений существенную роль играют ветровые волны, трансформирующиеся и разрушающиеся при подходе к берегу и передающие при этом часть своей энергии течению.
Причины океанических течений Тем не менее на сегодняшний день известны следующие причины океанических течений: 1. Космическое воздействие. Это самый интересный и одновременно сложный для изучения процесс. В данном случае течение обуславливается вращением Земли, воздействием на атмосферу и гидрологическую систему планеты космических тел и т. д. Яркий пример - приливы. 2. Воздействие ветра. Циркуляция вод зависит от силы и направления воздушных масс. В редких случаях можно говорить о глубинных течениях. 3. Разность плотностей. Потоки образуются благодаря неравномерному распределению солености и температуры водных масс.
Атмосферное воздействие В мировой акватории такого рода влияние обуславливается давлением неоднородных масс. Вкупе с космическими аномалиями потоки воды в океанах и более маленьких бассейнах изменяют не только свое направление, но и мощность. Особенно это заметно в морях и проливах. Ярким примером может служить Гольфстрим. В начале своего пути он характеризуется повышенной скоростью.Во Флоридском проливе Гольфстрим разгоняется одновременно и противными, и попутными ветрами. Такое явление образует цикличное давление на слои бассейна, разгоняя поток. Отсюда в определенный период времени происходит значительный отток и приток большого количества воды. Чем слабее давление атмосферы, тем выше прилив. Когда уровень воды понижается, уклон Флоридского пролива становится меньше. Из-за этого значительно уменьшается скорость течения. Таким образом, можно сделать вывод, что повышенное давление снижает силу потока.
Воздействие ветра Связь между потоками воздуха и воды настолько крепка и одновременно проста, что ее тяжело не заметить даже невооруженным взглядом. Издавна мореплаватели умели рассчитывать подходящее океаническое течение. Это стало возможным благодаря работам ученого В. Франклина о Гольфстриме, датируемым 18 веком. Спустя несколько десятилетий А. Гумбольдт указал именно ветер в списке главных воздействующих на водные массы посторонних сил.С математической точки зрения теорию обосновал физик Цепприц в 1878 году. Он доказал, что в Мировом океане происходит постоянная передача поверхностного слоя воды на более глубинные уровни. При этом главной воздействующей на движение силой становится ветер. Скорость течения в этом случае убывает пропорционально глубине. Определяющим условием постоянной циркуляции вод является бесконечно долгое время действия ветра. Исключением считаются лишь пассатные потоки воздуха, которые обуславливают движение водных масс в экваториальной полосе Мирового океана посезонно
Разность плотностей Воздействие данного фактора на водную циркуляцию является важнейшей причиной течения в Мировом океане.. Неоднородность плотностей водных масс является результатом действия сразу нескольких факторов. Они всегда существовали в природе, представляя собой непрерывную гидрологическую систему планеты. Любое отклонение температуры воды влечет за собой изменение ее плотности. При этом всегда наблюдается обратно пропорциональная зависимость. Чем выше температура, тем ниже плотность. Также на разность физических показателей влияет агрегатное состояние воды. Замерзание или испарение увеличивает плотность, выпадение осадков – ее уменьшает. Воздействует на силу течения и соленость водных масс. Она зависит от таяния льдов, осадков и уровня испарения. По показателям плотности Мировой океан достаточно неравномерен. Это касается и поверхностных, и глубинных слоев акватории.
Касаемо океанических течений , то здесь их направления напрямую зависит от силы вращения земли, причем в Северном полушарии в направлении - на право, и в Южном наоборот, - налево. Из других факторов, которые могут влиять на течения в океане, это и очертания дна и берегов.
Значение - Формирование климата за счет переноса высоких и низких температур из экваториальной или в экваториальную зоны Земли.
Методы измерения
Роль осадков в географической оболочке Земли трудно переоценить. Процессы их образования и выпадения являются важнейшими звеньями в системе круговорота воды – могучего процесса, обеспечивающего распределение влаги на земной поверхности, существование рек, озёр, болот, подземных вод и все фазы их гидрологического режима. Благодаря переносу влажных воздушных масс атмосферной циркуляцией от мест их формирования (океан и моря) в глубину континентов человечество заселило и освоило большую часть земной поверхности, научившись использовать результаты природного влагообмена в атмосфере для своего жизнеобеспечения.
Сама по себе система влагообмена в географической оболочке является наряду с атмосферной циркуляцией и теплообменом важнейшим климатообразующим процессом на Земле, формируя её природные компоненты и в целом всю её крупнейшую геосистему – ландшафтную оболочку.
В настоящем пособии не ставилась задача рассмотреть механизм образования осадков – это выходит за рамки рассматриваемого материала. Необходимо сказать, что процесс выпадения осадков начинается тогда, когда размеры капель воды или кристалликов снега, находясь в облаке во взвешенном состоянии, достигают таких величин, при которых их масса становится больше удерживающей их в воздухе силы.
Принято различать следующие виды осадков:
1. Твёрдые осадки
Снег – ледяные или снежные кристаллы (снежинки), имеющие форму звёздочек или хлопьев (слипшихся между собой звёздочек).
Снежная крупа – непрозрачные сферические снежные крупинки белого или матово-белого цвета диаметром 2-5 мм.
Снежные зёрна – непрозрачные матово-белые палочки или крупинки диаметром менее 1 мм.
Ледяная крупа – ледяные прозрачные крупинки, в центре которых имеется непрозрачное ядро, диаметр крупинок до 3 мм.
Ледяной дождь – прозрачные ледяные шарики размером от 1 до 3 мм. Иногда внутри твёрдой оболочки находится незамёрзшая вода.
Град – кусочки льда различных форм и размеров. Градина состоит из непрозрачного ядра, окружённого тонкими чередующимися непрозрачными и прозрачными слоями льда. Размеры колеблются в широких пределах. Чаще всего их радиус составляет около 5 мм, но в отдельных случаях достигает нескольких сантиметров.
2. Жидкие осадки.
Дождь – состоит из капель диаметром от 0,5.
Морось – капельки диаметром 0,05 – 0,5 мм, находящиеся как бы во взвешенном состоянии, так что падение их практически невозможно.
3. Смешанные осадки.
Мокрый снег – осадки в виде тающего снега или смеси снега с дождём.
По характеру выпадения различают осадки обложные, ливневые и моросящие.
Обложные осадки выпадают обычно из облаков восходящего скольжения (слоисто-дождевых и высоко-слоистых, иногда из слоисто-кучевых), связанных с фронтами. Это осадки средней интенсивности, выпадают сразу на больших площадях (порядка сотен тысяч квадратных километров), способные непрерывно или с короткими интервалами продолжаться в течение нескольких часов и даже десятков часов. Для умеренных широт характерно в большинстве случаев выпадение обложных осадков.
Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых облаков, связанных своим образованием с конвекцией. Для них характерна внезапность начала и конца выпадения, большая интенсивность и небольшая продолжительность (иногда всего до нескольких минут). Их выпавшее количество сильно колеблется по площади – на расстоянии всего 1-2 км эта величина может отличаться на 50 мм и более. Этот вид осадков прежде всего характерен для низких тропических и экваториальных широт.
Моросящие осадки имеют внутримассовое происхождение и выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков, типичных для тёплых или местных устойчивых воздушных масс. Интенсивность их очень мала.
По синоптическим условиям образования различают следующие виды осадков.
Внутримассовые – образуются внутри однородных воздушных масс. Для устойчивой тёплой воздушной массы характерны осадки в виде мороси из слоистых облаков или слабого обложного дождя из плотных слоисто-кучевых облаков. В неустойчивой холодной воздушной массе выпадают осадки ливневого характера.
Фронтальные – связаны с прохождением фронтов. Для тёплого фонта типичны обложные осадки, для холодного – ливневые, но при этом при прохождении холодного фронта первого рода осадки, имеющие вначале ливневый характер, переходят в обложные. Осадки выпадают в том случае, когда по каким-либо причинам хотя бы часть капелек или кристаллов, составляющих облако, укрупняется. При достижении ими массы, при которой восходящие потоки в облаке не могут удерживать их во взвешенном состоянии, начинается их выпадение в виде осадков.
Скорость падения капель разного размера может быть определена по эмпирическим формулам. Для капель радиусом от 0,001 до 0,2 мм можно использовать формулу Стокса:
V = 1,26 · 10 6 · R 2, (8.1),
где V – скорость падения капель в см/с;
R – радиус капель в см.
Для более крупных капель (R>0,5мм), которые при падении испытывают большее сопротивление воздуха, формула имеет следующий вид:
V = 1344√R. (8.2)
Снежинки падают с меньшей скоростью, чем капли такой же массы, так как они имеют большую поверхность и поэтому испытывают большее сопротивление воздуха. Непосредственные измерения показали, что скорость падения снежинок лежит в пределах 0,1 – 1,0 см/сек.
Количество выпавших осадков определяется следующим образом. Если на горизонтальную поверхность выпал слой жидких осадков в 1 мм, то это значит, что на площади 1 га выпало 0,001м·10000 м 2 = 10м 3 воды.
Интенсивность осадков i обычно выражает количество осадков (слой осадков) h в мм, выпавших за 1 минуту.
i = h/t мм/мин (8.3)
Иногда интенсивность дождей выражается в литрах в секунду на 1 га (л/сек·га). Так, при выпадении дождя слоем в 1мм в течение 1 минуты на площади 1 га при общем объёме выпавших осадков 10 см 3 (см. выше) интенсивность его составит
i = 10·1000л/60сек = 167л/сек·га.
Если слой выпавших осадков составляет не 1 мм, а n мм, то i соответственно будет равно 167·n л/сек·га.
При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остаётся лежать на ней в виде снежного покрова.
Состояние снежного покрова характеризуется его плотностью, высотой и характером залегания.
Плотность снежного покрова d определяется как отношение массы некоторой пробы снега m в г к её объёму V в см 3 , т.е.
d = m/v (г/см 3) (8.4)
Пример Объём пробы снега составляет 1890 см 3 , а её вес 500 г. Определить плотность снега.
Решение : d = 500г/1890см 3 = 0,26 г/см 3
В типичные зимы плотность снега меняется от 0,01 г/см 3 до 0,7 г/см 3 , что обусловлено уплотнением снега в течение зимы под действием собственной тяжести, а также ветра и температуры воздуха.
Высота снежного покрова зависит от количества выпавшего снега и его плотности. Большое влияние оказывают также рельеф местности и ветер, переносящий снег с возвышенностей в более низкие места. В центре Европейской территории России средняя высота снежного покрова к концу зимы составляет 50-60 см.
Характер залегания снежного покрова. Характер залегания снежного покрова зависит от скорости ветра, плотности снега и рельефа местности. Сочетание этих факторов и создает неравномерность в залегании снежного покрова – образуются сугробы и открытие участки. Важной характеристикой снежного покрова является запас воды Z в нём, по которой рассчитывается объем воды, формирующий весеннее половодье в бассейне той или иной реки. Он определяется по высоте слоя воды, который может получиться после таяния снега при отсутствии стока, просачивания и испарения, и зависит от высоты h (см), и плотности снежного покрова d (г/см 3) и выражается формулой.
Z = 10·h·d. (8.5)
Пример . Определить запас воды в снежном покрове, если высота его 40 см, а плотность составляет 0,2 г/см 3 .
Решение : Z = 40·0,2·10 = 80 мм.
Суточный ход количества осадков очень сложен и в конкретных случаях не всегда обнаруживает более или менее чёткие закономерности. Тем не менее, понятна его подчинённость количеству и характеру облачности. С определённой степенью допущения можно выделить два типа суточного хода осадков: континентальный и морской (или береговой). В континентальном типе главный максимум отмечается после полудня и второй – более слабый – рано утром, что связано в первом случае с дневным возрастанием конвекции, во втором – с ночным образованием слоистых облаков. Летом главный максимум выражен резче, чем зимой, что объясняется годовым ходом конвекции. Главный максимум наблюдается после полуночи, вторичный минимум – перед полуднем.
В морском (береговом) типе наблюдается один максимум ночью или утром и один минимум – в послеполуденные часы. Это объясняется увеличением в морском воздухе ночью вертикального градиента температур, усиление вертикальной стратификации и соответственно интенсифицирует процесс образования облаков.
Годовой ход осадков зависит от климатических особенностей конкретного региона. Выделяют следующие типы:
1. Экваториальный тип с двумя максимумами и двумя минимумами располагается между 10° ю.ш. 10° с.ш. Максимальное количество осадков выпадает после весеннего и осеннего равноденствия (апрель и октябрь), когда солнце имеет наибольшие полуденные высоты, и создаются наиболее благоприятные условия для развития конвективной облачности. Минимальное количество осадков выпадает после летнего и зимнего солнцестояния (июль, январь), когда конвекция развита слабо.
2. Тропический тип располагается на широте между 10° и 30°. Для него характерен один дождливый период в течение четырёх летних месяцев. В остальные восемь месяцев осадки почти отсутствуют.
3. Субтропический тип, для которого характерно очень малое количество осадков в течение всего года, особенно летом. Это обусловлено субтропическими областями повышенного давления, где нисходящие воздушные потоки препятствуют развитию конвективной облачности.
4. Тип умеренных широт обусловлен развитой циклонической деятельностью, особенно зимой, когда циклоны приносят большое количество осадков, особенно в прибрежных зонах. В глубине континентов летом сильно развиты конвективные процессы, вызывающие обильные ливневые осадки. В зимний период, когда над континентами устанавливаются области повышенного давления, осадков выпадает мало.
При изучении географического распределения осадков на земном шаре выявляются следующие закономерности. Наибольшее количество осадков выпадает в экваториальной зоне, что объясняется наличием здесь большого количества водяного пара и высокой температурой воздуха. В среднем годовая сумма осадков здесь составляет 1000 – 2000 мм и более, а в отдельных регионах (острова Тихого океана и возвышенные берега материков) достигает 5000 – 6000 мм.
С увеличением широты количество осадков уменьшается и достигает минимума в субтропической зоне высокого давления, где среднегодовое количество осадков не превышает 250 мм. Поэтому здесь расположено большинство пустынь земного шара. Наиболее сухие области на земном шаре – пустыни в Чили и Перу, а также Сахара, где осадки могут не выпадать по несколько лет.
В умеренных широтах количество осадков снова увеличивается, причиной чего является активная циклоническая деятельность, с которой всегда связано образование фронтальной облачности, дающей осадки. Но распределение осадков в этих районах неравномерно: в прибрежных областях выпадает в среднем 750 – 1000 мм, а во внутренних частях материков 700 – 500 мм.
В высоких широтах количество осадков снова уменьшается за счёт снижения влагосодержания атмосферы и составляет в среднем не более 300 мм в год.
В горных местностях количество осадков увеличивается за счёт понижения температуры воздуха до точки росы при вынужденном его поднятии по склонам. Поэтому наибольшее количество осадков за год выпадает на южном склоне Гималаев, около индийского посёлка Черрапунджи – в среднем около 12700 мм, а в отдельные годы более 15000 мм. Рекордное количество осадков наблюдается также на Гавайских островах (около 12000 мм за год).
У западных берегов России годовая сумма осадков составляет 650 – 700 мм, а в центральных областях 500 – 600 мм. Далее на восток их количество уменьшается (в Калмыкии и южной части Заволжья до 120 – 125 мм в год).
Степень покрытия небесного свода облаками называют облачностью. Облачность выражается в десятых долях покрытия неба (0-10 баллов). При облаках, полностью закрывающих небо, облачность обозначается числом 10, при совершенно ясном небе - 0. На метеостанциях облачность обычно определяют на глаз. Но существуют для этого и приборы в виде фотокамер с выпуклым полусферическим зеркалом. Принято отдельно оценивать общую облачность и количество нижних облаков, так как высокие и отчасти средние облака мало затеняют солнечный свет.
Облачность имеет большое значение для оборота тепла на Земле. Она отражает прямую солнечную радиацию и уменьшает её приток на земную поверхность, увеличивает рассеяние радиации, уменьшает эффективное излучение, меняет условия освещённости.
Суточный ход облачности на Земле сложен и в большой степени зависит от рода облаков. Внутримассовые слоистые и слоисто-кучевые облака, связанные с выхолаживанием воздуха от земной поверхности и со сравнительно слабым турбулентным переносом водяного пара вверх, имеют максимум ночью и утром.
Облака конвекции имеют отчетливо выраженный суточный ход. Они возникают в дневное время (максимальное прогревание суши) и исчезают к ночи. Поэтому над сушей в умеренных широтах летом наблюдаются два максимума облаков - утром и после полудня. В холодное же время года преобладает утренний максимум. В тропиках весь год преобладает послеполуденный максимум, так как важнейшим облакообразующим процессов является конвекция. Над морем облака конвекции и облака восходящего скольжения не имеют ясного суточного хода.
Годовой ход облачности различен в разных климатических зонах. В высоких и умеренных широтах над сушей максимум приходится на зиму, когда наиболее развита циклоническая деятельность, а минимум – на весну и лето, когда преобладают облака конвекции. Над морем в этих широтах различий в годовом ходе облачности между сезонами не наблюдается. Внутри континентов, где в зимнее время господствуют антициклоны, минимальная облачность наблюдается зимой, а максимальная летом.
В субтропиках, где летом господствуют антициклоны, на это время приходится минимум облачности, на зиму – максимум. В тропиках, в пассатной зоне – максимум облачности приходится на лето, минимум на зиму.
В географическом распределении облачности на Земле можно отметить следующие особенности. Над морем облачность больше, чем над сушей. В среднем для всего северного полушария она над морем - 5.6, над сушей - 4.8, для южного полушария - над морем 6.0, над сушей - 4.9 . Для всего Земного шара в целом облачность составляет 5.4, то есть поверхность Земного шара в целом закрыта облаками более чем наполовину. От самых высоких к субполярным широтам облачность растёт и достигает максимума в зоне 70-60° широты. Это связано с максимальным развитием циклонической деятельности в субполярных широтах. Затем к субтропикам облачность убывает и достигает минимума в зоне 30-20°. Этот минимум связан с субтропическими антициклонами. Далее к экватору облачность снова увеличивается: это зона пассатов с их кучевыми облаками и затем зона внутритропической конвергенции вблизи экватора, где развивается сильная конвекция.
Световые явления в облаках. Радуга.
С облаками в атмосфере связаны различные световые явления (гало, венцы, радуга), которые обусловлены отражением, преломлением и дифракцией света в каплях и кристаллах облаков.
В ледяных облаках верхнего яруса возникают явления гало . К ним относятся световые круги радиусом 22 или 46 угловых градусов, центры которых совпадают с центром солнечного или лунного диска. Круги бывают слабо окрашены в радужные цвета (красный внутри). Окрашивание гало объясняется преломлением света в шестигранных призматических кристаллах ледяных облаков, неокрашенные (бесцветные) формы – отражением света от граней кристаллов.
В тонких водяных облаках, состоящих из однородных капель (высококучевые облака) и закрывающих диск светила, за счет дифракции возникают явления венцов . Венцы возникают также в тумане около искусственных источников света.
Радуга наблюдается в том случае, если облака, из которых выпадает дождь, освещены солнцем и расположены против него. Радуга представляет собой дугу радиусом около 42°, окрашенную по внешнему краю в красный, по внутреннему - в фиолетовый, а между ними - в остальные цвета спектра. Дуга радуги является частью окружности, центр которой лежит на прямой, соединяющей центр солнечного диска с глазом наблюдателя. Если солнце стоит на высоте более 42° над горизонтом, то центр радуги лежит глубоко под горизонтом и радуги не видно совсем, если ниже - дуга радуги составляет почти полуокружность. Кроме основной радуги, иногда можно видеть более слабую дополнительную радугу радиусом около 50 0 с фиолетовым цветом по наружному краю, а в отдельных случаях возникают третья и четвертая радуги. Ширина и окраска радуги зависит от размеров капель. Радуга возникает при преломлении солнечных лучей при входе и выходе из капель, их отражении внутри капель и явлений дифракции на каплях.
Туман, дымка, мгла.
Воздух часто бывает замутнён вследствие наличия в нём различных примесей и мельчайших зачаточных продуктов конденсации. Примеси рассеивают проходящий свет, что приводит к ухудшению дальности видимости. Если помутнение невелико, оно называется дымкой. Помутняющими частичками являются микроскопические капельки и пылинки. Дымка наблюдается обычно у поверхности, распространяясь от неё на более или менее значительную высоту. При этом дымка ослабляет краски ландшафта и уменьшает видимость (дальность видимости от 1 до 10 км). Если диаметр помутняющих частичек меньше, чем длины световых волн, то есть измеряются в десятых долях микрометра, то дымка окрашивает отдалённые предметы в синий цвет, белые или светящиеся предметы приобретают желтоватую окраску. Такое помутнение называют опалесцирующим. При более значительных размерах помутняющих частиц дымка принимает белесоватый или сероватый оттенок.
Более крупные продукты конденсации и их большая концентрация у поверхности вызывают более значительное ухудшение видимости (дальность видимости становится меньше километра). В таких случаях говорят о тумане. При низких температурах туман состоит не только из жидких капелек, но и из кристалликов.
Если сильное помутнение вызвано не продуктами конденсации, а содержанием в воздухе большого количества твёрдых коллоидных частиц, явление носит название мглы. Мгла особенно часто наблюдается при пыльных бурях, лесных пожарах и над промышленными городами. При мгле относительная влажность может быть очень невелика, что отличает мглу от тумана. Дальность видимости при сильной мгле может уменьшаться так же, как при тумане.
Смог.
Очень неприятное и даже опасное явление представляет собой уменьшение прозрачности воздуха, связанное с антропогенными примесями и называемое смогом . Онвозникает в больших городах или индустриальных центрах. Сильные смоги могут приводить к серьёзным заболеваниям дыхательных путей и сердечно-сосудистой системы, иногда даже к смертельным случаям.
Смог возникает в определенных метеорологических условиях: отсутствие осадков, безветренная погода, температурная инверсия, сохраняющихся в течение нескольких дней. Эти условия препятствуют вертикальному и горизонтальному перемещению воздуха и его очищению от поступающих загрязнителей. В зависимости от географических условий выделяют 3 типа смога.
1. Ледяной смог. Он зафиксирован в полярном климате и возникает зимой, в условиях низких температур (t° < -35°С), когда Солнце поднимается не более чем на 4-5 часов, и практически отсутствует суточный ход температуры. Загрязнителем являются водяные пары искусственного происхождения, которые преобразуются в мельчайшие ледяные кристаллики (5-10 мкм в диаметре) и уменьшают дальность видимости до 10 м. К водяным парам примешивается двуокись серы и при окислении кислородом воздуха происходит образование серной кислоты. Впервые такой вид смога был отмечен в США в поселке Фербенкс на Аляске.
2. Смог лондонского типа возникает в условиях умеренного влажного климата в переходные сезоны, при сильных туманах и температуре воздуха, близкой к 0°С. Основные загрязнители - продукты сгорания торфа, нефти, угля. При образовании этого типа смога снижается видимость, быстро нарастает концентрация вредных веществ, воздух приобретает неприятный запах. В 1952 году в Лондоне при таком смоге погибло 4 тысячи жителей. Наиболее часто этот смог отмечают в Лондоне, Нью-Йорке, Брюсселе.
3. Фотохимический (Лос-Анджелесский ) смог характерен для субтропиков с жарким летом и высокими значениями солнечной радиации (свыше 2.0 Кдж/см 2 мин). Основными загрязнителями являются выхлопные газы. Под воздействием солнечной радиации и, прежде всего ультрафиолетовой ее части, происходят фотохимические преобразования выхлопных газов. Катализатором этих реакций является озон О 3 . Фотохимические преобразования угарного газа СО, соединений азота NO х, азотной кислоты НNО 3 приводят к образованию органических перекисей (фотооксидантов), по своей токсичности превосходящих исходные загрязнители. Фотохимический смог имеет белый цвет. В стабильных синоптических условиях дымовая шапка такого смога может сохраняться над городом до 270 дней.
Смог уменьшает количество солнечной радиации в городах на 30-40%, почти полностью препятствует проникновению ультрафиолетовой радиации. Интенсивный смог вызывает удушье, приступы бронхиальной астмы, аллергические реакции, раздражение глаз, повреждения растений, зданий.
Осадки. Формы осадков.
При определённых условиях из облаков выпадают осадки, то есть капельки или кристаллы настолько крупных размеров, что они уже не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Наиболее известными и важными осадками являются дождь и снег. Однако имеется еще несколько видов осадков, отличающихся от типичных форм дождя и снега.
Как дождь, так и снег выпадают в основном из облаков восходящего скольжения и облаков конвекции. В зависимости от типа облачности характер выпадения осадков будет разный.
Из облаков восходящего скольжения (слоисто-дождевых, иногда с участием высоко-слоистых) выпадают обложные осадки - длительные осадки средней интенсивности . Они выпадают на больших площадях, сравнительно равномерно и достаточно продолжительно (часами и десятками часов). В умеренных широтах наибольший процент в общем количестве осадков приходится на обложные осадки.
Из кучево-дождевых облаков, связанных с конвекцией, выпадают ливневые осадки, интенсивные и мало продолжительные. Из слоистых, слоисто-кучевых облаков, типичных для тёплых устойчивых воздушных масс (волнистые облака) могут выпадать моросящие осадки, состоящие из очень мелких капелек или снежных зёрен.
По форме различают следующие виды осадков: дождь, морось, снег, крупа, снежные зёрна, ледяные иглы, ледяной дождь, град.
Дождь состоит из капель диаметром 5 мм-0,5 мм. При более значительных размерах капель они при падении разбиваются на части. В ливневых дождях капли значительно крупнее, чем в обложных, особенно в начале дождя.
Морось состоит из капель диаметром порядка 0.5-0.05 мм с очень малой скоростью падения, они легко переносятся ветром в горизонтальном направлении.
Снег состоит из сложных ледяных кристаллов (снежинок). Основная их форма - шестилучевая звезда. Размеры различны, - чаще всего порядка нескольких миллиметров. Снежинки при выпадении часто слипаются в хлопья. При температурах, близких к нулю, выпадает мокрый снег или снег с дождём. Для него характерны крупные хлопья.
Снежная и ледяная крупа выпадает из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков. Она имеет вид округлых ядрышек диаметром 1 мм и больше. Крупа чаще всего наблюдается при температурах, близких к нулю.
Снежные зёрна выпадают из слоистых облаков зимой вместо мороси. Они имеют диаметр менее 1 мм и напоминают манную крупу.
Из облаков нижнего и среднего яруса при низких температурах выпадают ледяные иглы (кристаллы в виде шестиугольных призмочек) и ледяной дождь (прозрачные ледяные шарики от 1 до 3 мм в диаметре). При значительных морозах ледяные иглы возникают у самой поверхности Земли и хорошо видны, когда, отражая солнечные лучи, сверкают своими гранями; ледяной дождь свидетельствует о наличии инверсии температуры.
Летом, в достаточно жаркую погоду, иногда выпадает град - крупные кусочки льда неправильной формы размером от горошины до 5-8 см в диаметре. Вес градин в отдельных случаях достигает 300 г. Для образования градин необходима большая водность облаков, поэтому град выпадает в теплое время года при высоких температурах у земной поверхности. Наиболее часты выпадения града в умеренных широтах, а наиболее интенсивны - в тропиках. Град выпадает из кучево-дождевых облаков при грозах, как правило, вместе с ливнем.
Осадки любых видов выпадают из облаков только в том случае, когда хотя бы часть элементов, составляющих облако, по каким-то причинам укрупняется. Тогда облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что преодолевают сопротивление воздуха и выпадают в виде осадков. Укрупнение может происходить по следующим причинам: в результате слияния отдельных капель, в результате сублимации кристаллов, т.е. перегонки водяного пара с капелек на кристаллы. Последний способ дает обильные осадки.
Измерение количества осадков осуществляется дождемерами и самопищущими приборами - плювиографами.
Количество осадков, выпавшее в каком-либо месте за определенный период времени, измеряется в мм слоя выпавшего осадка. Твердые осадки выражают слой воды, который они бы образовали, растаяв.
Для характеристики климата используют многолетние средние значения количества (суммы) осадков по месяцам и за год. Кроме того, важным бывает знать среднее число дней с осадками за месяц, год и ряд других характеристик.
В суточном ходе на суше обнаруживается два максимума – ранним утром и после полудня. Утром понижение температуры увеличивает относительную влажность, появляются слоистые облака. После полудня в связи с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летний дневной максимум сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака, максимум облачности приходится на утренние и ночные часы. Над океаном суточный ход облачности обратен её ходу над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум – на день (над водной поверхностью конвекция сильнее развивается ночью).
Годовой ход облачности очень разнообразен. В низких широтах облачность в течение года существенно не изменяется. Над континентами максимальное развитие облаков приходится на лето. Летний максимум облачности отмечается в области развития муссонов, а также над океаном в высоких широтах. Зональность в распределении облаков лучше выражена над океанами и в меньшей мере на суше. Минимумы облачности к 30º с. и ю.ш., и на полюсах, они связаны с областями опускания воздуха.
31 Дымка, туман, мгла. Условия образования туманов
Ды́мка (также возду́шная или атмосфе́рная ды́мка ) - равномерная световая вуаль, возрастающая по мере удаления от наблюдателя и заволакивающая части ландшафта.
Тума́н - атмосферное явление, скопление воды в воздухе, образованное мельчайшими частичками водяного пара (при температуре воздуха выше −10° - капельки воды, при −10..−15° - смесь капелек воды и кристалликов льда, при температуре ниже −15° - кристаллики льда, сверкающие в солнечных лучах или в свете луны и фонарей).
Мгла - атмосферное явление, помутнение воздуха в виде сероватой, белёсой или желтоватой пелены вследствие скопления в воздухе большого количества мелких или твёрдых частиц пыли или дыма.
Туман возникает в том случае, когда у земной поверхности создаются благоприятные условия для конденсации водяного пара. Нужные для этого ядра конденсации существуют в воздухе всегда.
Охлаждение воздуха у земной поверхности происходит при разных условиях. Во-первых, при перемещении воздуха с более теплой подстилающей поверхности на более холодную. Туманы, которые при этом возникают, называются адвективными. Во-вторых, при радиационном охлаждении подстилающей поверхности. Воздух в этом случае охлаждается главным образом от земной поверхности. Возникающие при этом туманы называют радиационными. В-третьих, при влиянии обоих факторов. Туманы, возникающие в этом случае, называют адвективно-радиационными.
Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, перемещающихся над более холодной поверхностью, т. е. при перемещении воздушных масс из низких широт в высокие или зимой с теплого моря на холодную сушу, летом с теплой суши на холодное море, а также с теплых участков морской поверхности на холодные (например, у Ньюфаундленда при переносе воздуха из области Гольфстрима в область Лабрадорского течения).
32 Осадки. Образование осадков, конденсация и коагуляция
Атмосферная влага, падающая на землю в виде дождя, снега.
Коагуляция (от лат. coagulatio - свертывание, сгущение), также флокуляция (от лат. flocculi - клочья, хлопья) - физико-химический процесс слипания мелких частиц дисперсных систем в более крупные под влиянием сил сцепления с образованием коагуляционных структур.
33 Виды осадков
Атмосферные осадки – это содержащаяся влага в облаках, которая выпадает на Землю в разных видах: снег, дождь, град и т. д.
34 Суточный и годовой ход осадков
В зависимости от характера облачности и режима выпадения осадков различают два типа их суточного хода: континентальный и морской. Континентальному типу свойственны два максимума: основной – в послеполуденные часы из конвективных кучево-дождевых, а на экваторе и из кучевых облаков и незначительный – рано утром из слоистых облаков, между ними минимумы: ночью и перед полуднем. В морском (береговом) типе один максимум осадков ночью (вследствие неустойчивой стратификации воздуха и конвекции) и один минимум – днем. Эти типы суточного хода осадков весь год наблюдаются в жарком поясе, а в умеренных поясах возможны лишь летом.
Годовой ход осадков, т. е. изменение их по месяцам в течение года, в разных местах Земли весьма различен. Это зависит от многих факторов: радиационного режима, общей циркуляции атмосферы, конкретной физико-географической обстановки и др. Можно наметить несколько основных типов годового хода осадков и выразить их в виде столбиковых диаграмм (рис. 47).
35 Географическое распределение осадков
Распределение осадков по земной поверхности зависит от совокупного действия ряда причин: температуры воздуха, испарения, абсолютной и относительной влажности воздуха, облачности, водности облаков, атмосферного давления, господствующих ветров и др. Наряду с этими зональными факторами в распределении осадков весьма существенны и незональные условия", распределение суши и моря, их размеры и орографические особенности материков.
36 Снежный покров, его изменение и климатическое значение. Метель
Снежный покров - продукт атмосферных процессов и, следовательно, климата, но в то же время он сам влияет на климат, как и на другие составляющие географического ландшафта. Температура на поверхности снежного покрова ниже, чем на поверхности почвы, не покрытой снегом, так как снег обладает исключительно высоким альбедо (80–90%). В то же время шероховатая поверхность снега сильно излучает. Малая теплопроводность снега приводит к тому, что потеря тепла с поверхности снежного покрова не покрывается притоком тепла из более глубоких его слоев и из почвы. Поэтому почва, покрытая снегом, сохраняет зимой достаточно высокую температуру. На этом основано и озимое земледелие: снежный покров предохраняет всходы от вымерзания.
По наблюдениям в Павловске, поверхность почвы под снегом в январе в среднем на 15° теплее, а за зиму на 5–7° теплее, чем поверхность почвы, искусственно обнаженная от снега. Даже на глубине в несколько десятков сантиметров почва под снегом теплее, чем обнаженная почва.
Чем тоньше снежный покров зимой, тем сильнее промерзание почвы при прочих равных условиях. В Восточной Сибири и Забайкалье снежный покров очень невелик (в Забайкалье менее 20 см) вследствие господствующего там зимой режима высокого атмосферного давления, и темпе-ратура на поверхности снега зимой очень низкая. Поэтому в г. Иркутске, например, почва промерзает под снегом в среднем до глубины 177 см. В то же время в лесах московской области почва под снегом обычно не промерзает вовсе.
Снежный покров охлаждает воздух. Над ним образуются значительные приземные радиационные инверсии температуры. Весной при таянии снежного покрова приток тепла идет на таяние снега, и температура воздуха остается близкой к нулю до тех пор, пока снег не стает. В теплом воздухе, перемещающемся над тающим снежным покровом, могут возникать так называемые весенние инверсии температуры.
Запасы воды, накапливаемые за зиму в снежном покрове, примерно на 50% обеспечивают питание рек России. С весенним таянием снега связаны половодья на ее равнинных реках.
Высота половодья зависит не только от накопленных за зиму запасов снега, но и от быстроты его таяния и от свойств поверхности почвы. Особенно высоки половодья, если снег осенью выпадает на замерзшую почву: весной талые воды вследствие этого не впитываются в почву, а стекают.
37 Электричество облаков и осадков. Гроза
4. Электричество облаков и осадков.
Капли облаков и туманов, как и твердые элементы в них, чаще бывают электрически заряженными, чем нейтральными. В основном в туманах капли несут заряды одного знака, но примерно в 25% случаев они заряжены разноименно. Средний заряд капель в туманах имеет порядок от десятков до тысяч элементарных зарядов (элементарным зарядом называют заряд электрона). К условиям в туманах, по-видимому, близки и условия в мелкокапельных облаках, не дающих осадков.
Причины электризации элементов облаков и осадков, а также разделения зарядов обоих знаков в облаках недостаточно ясны. Существует много различных теорий. Указывают такие причины, как захват ионов каплями и кристаллами, особенно при выпадении осадков; столкновение крупных и мелких капель; дробление (разбрызгивание) капель; сублимация, дробление и испарение кристаллов; замерзание переохлажденных капель на кристаллах и др.
Типичное развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, а именно с многократными электрическими разрядами в облаках или между облаками и землей. Такие разряды искрового характера называют молниями, асопровождающие их звуки – громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра – шквалами , называется грозой.
По происхождению грозы делятся на внутримассовые и фронтальные.
Внутримассовые грозы наблюдаются в холодных воздушных массах, перемещающихся на теплую земную поверхность, и над прогретой сушей летом (местные, или тепловые грозы). В обоих случаях развитие грозы связано с мощным развитием облаков конвекции, а следовательно, с сильной неустойчивостью стратификации атмосферы и с сильными вертикальными перемещениями воздуха.
Фронтальные грозы связаны главным образом с холодными фронтами, где теплый воздух вытесняется вверх продвигающимся вперед холодным воздухом. Но летом над сушей они нередко связаны и с теплыми фронтами. Континентальный теплый воздух, поднимающийся летом над поверхностью теплого фронта, может оказаться очень неустойчиво стратифицированным, а потому над поверхностью фронта может возникнуть сильная конвекция.
38 Наземные гидрометеоры (роса иней изморозь жидкий и твердый налет гололед)
Это осадки в виде капелек, кристаллов или аморфных на вид атмосферных отложений льда, возникающие на земной поверхности и на поверхности наземных предметов путем конденсации или кристаллизации на них водяного пара. Это роса, жидкий налет, иней, твердый налет, изморось. Сюда же относят гололед.
Росой называются мельчайшие капли воды, образовавшиеся в процессе конденсации на земной поверхности
Жидким налетом называется пленка воды, возникающая на холодных, преимущественно вертикальных, поверхностях в пасмурную и ветреную погоду.
Инеем называют ледяные кристаллы различной формы, длиной порядка нескольких миллиметров
Твердый налет возникает на вертикальных поверхностях, особенно каменных (стены, цоколи зданий), с наветренной стороны при таких же условиях, как жидкий налет, но при температурах ниже нуля.
Изморозью называют рыхлые белые кристаллы, нарастающие на ветвях деревьев, на хвое, проводах, проволочных изгородях и других тонких предметах (рисунок 44).
Гололед (устаревший синоним - ожеледь) - нарастающие атмосферные осадки в виде слоя плотного стекловидного льда (гладкого или слегка бугристого), образующегося на растениях, проводах, предметах
39 Атмосферное давление, единицы измерения. Плотность воздуха
Атмосфе́рное давле́ние - давление атмосферы, действующее на все находящиеся в ней предметы и на земную поверхность, равное модулю силы, действующей в атмосфере на единицу площади поверхности по нормали к ней . Давление - величина скалярная, имеющая размерность L −1 MT −2 , измеряется барометром.
Единицей измерения в Международной системе единиц (СИ) является паскаль (русское обозначение: Па; международное: Pa). Кроме того, в Российской Федерации в качестве внесистемных единиц давления допущены к использованию бар, миллиметр ртутного столба, миллиметр водяного столба, метр водяного столба, килограмм-сила на квадратный сантиметр и атмосфера техническая . Атмосферное давление, равное давлению столба ртути высотой 760 мм при температуре 0 °C, называется нормальным атмосферным давлением (101 325 Па) .
Пло́тность во́здуха - масса газа атмосферы Земли на единицу объема или удельная масса воздуха при естественных условиях.
40 Методы и средства измерения атмосферного давления
Барограф - прибор, используемый для непрерывной регистрации давления воздуха. Он состоит из колонки анероидных коробок, соединенного со стрелкой самозаписувача (рис. 2.6).
41Уравнение состояния сухого воздуха
Состояние каждого из атмосферных газов характеризуется значениями трех величин: температуры, давления и плотности (или удельного объема). Эти величины всегда связаны между собой некоторым уравнением, которое носит название уравнения состояния газа.
При условиях, наблюдающихся в атмосфере, основные газы, входящие в состав воздуха, ведут себя практически как идеальные газы. Поэтому уравнение состояния какого-либо газа имеет вид уравнения состояния идеального газа:
Где p i - парциальное давление; Т - температура; V i - удельный объем; R i - удельная газовая постоянная i-гo газа; п - число газов, составляющих механическую смесь.
42 Уравнение статики атмосферы
Рассмотрим условие, при котором отсутствуют вертикальные перемещения воздуха. Для этого на любой высоте в атмосфере выделим столб единичного сечения. Пусть давление на его нижнем основании будет p , а на верхнем p – dp . Тогда очевидно, что при отсутствии разности давлений в горизонтальном направлении уменьшение давления – dp , согласно Q = p , будет определятся весом столба воздуха. Если ρ – плотность воздуха на данной высоте z , а g – ускорение силы тяжести, то
– dp = ρgdz
Это соотношение связывает давление и плотность с высотой для идеального газа, находящегося под действием силы тяжести. Оно справедливо при указанных выше условиях статического равновесия воздуха, и называется уравнением статики атмосферы . Из него непосредственно вытекает, что падение давления с высотой прямо пропорционально плотности воздуха. Разделив левую и правую части уравнения на dz получим второй вид основного уравнения статики атмосферы:
43 Барометрическая формула и физический смысл атмосферного давления
Барометрическая формула - зависимость давления или плотности газа от высоты в поле силы тяжести в стационарных условиях.
Для идеального газа, имеющего постоянную температуру T {\displaystyle T} и находящегося в однородном поле тяжести (во всех точках его объёма ускорение свободного падения g {\displaystyle g} одинаково), барометрическая формула имеет следующий вид:
