Поиск

Вода в атмосфере
16.06.2015

В земной атмосфере одновременно содержится около 12 000—13000 куб. км водяного пара. Вода попадает в атмосферу в основном в результате испарения с земной поверхности. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и снова выпадает на земную поверхность. Совершается постоянный круговорот воды, возможный благодаря ее способности находиться в трех состояниях (твердом, жидком и парообразном) и легко переходить из одного состояния в другое.
Влажность воздуха определяется содержанием водяного пара и характеризуется абсолютной влажностью, максимальным влагосодержанием, относительной влажностью, дефицитом влажности и точкой росы.
Абсолютная влажность — фактическое содержание водяного пара в атмосфере, измеряемое его весом в граммах на 1 куб. м (q, г/м3) или упругостью е, т. е. оказываемым на подстилающую поверхность давлением в миллиметрах ртутного столба (мм) и миллибарах (мб).
Числовые значения q и е очень близки друг к другу. При температуре 16,4° они совпадают.
Максимальное влагосодержание (Q, г/м3), или упругость водяного пара, насыщающего воздух (Е мб, E мм), — предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Максимальное влагосодержание находится в прямой зависимости от температуры. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара он может содержать.
При низких температурах воздух способен содержать очень малое количество водяного пара. Поэтому понижение температуры воздуха может вызвать конденсацию водяных паров.
Относительная влажность (r) — отношение абсолютной влажности к максимальному влагосодержанию, выраженное в процентах:

Вода в атмосфере

Относительная влажность характеризует степень насыщения воздуха водяным паром. При насыщении Е=еr=100%.
Дефицит влажности (Д) — недостаток насыщения при данной температуре (Д=Е—е).
Точка росы (Т°) — температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его. При относительной влажности меньше 100% точка росы всегда ниже фактической температуры воздуха. Чтобы довести температуру воздуха до Т°, его нужно охладить.
Испарение. Вода попадает в атмосферу в результате процесса испарения, заключающегося в преодолении быстро движущимися молекулами воды сил сцепления, в отрыве их от поверхности воды и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем большее число их попадает в атмосферу. Встречая сопротивление воздуха, часть молекул возвращается обратно на испаряющую поверхность. Этому способствует уже содержащийся в воздухе водяной пар. При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается.
Скорость испарения зависит от дефицита влажности (E—е) и от скорости ветра. Эта зависимость выражается формулой:
Вода в атмосфере

Процесс испарения сопровождается понижением температуры испаряющей поверхности. На испарение 1 г воды затрачивается 600 кал, на испарение 1 г льда — на 77 кал меньше.
Испарение с поверхности Океана на всех широтах значительно больше, чем с поверхности суши. В течение года оно изменяется мало. При достаточном количестве тепла испарение больше во влажный период, при низких температурах — вообще невелико.
В случае отсутствия достаточного количества влаги на поверхности испарение с нее не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности. Возможное же испарение — так называемая испаряемость — в этом случае очень велико. Над водной поверхностью испарение и испаряемость совпадают.
Над сушей испаряемость характеризует величину возможного испарения при достаточном увлажнении и может быть значительно больше фактического испарения.
Вода в атмосфере

Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменением температуры испаряющей поверхности и воздуха, интенсивности испарения и конденсации, переноса влаги в атмосфере.
Суточныйход абсолютной влажности воздуха бывает простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Его можно наблюдать всегда над Океаном, а зимой и осенью — над сушей. Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для суши. Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется очень слабым испарением (или даже его отсутствием) в. ночные часы. С увеличением прихода лучистой энергии Солнца испарение возрастает, и абсолютная влажность достигает максимума около 9 часов. В результате развивающейся конвекции перекос влаги вверх происходит быстрее, чем поступление ее в воздух с испаряющей поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, испарение же с нагретой днем поверхности происходит еще достаточно интенсивно, и в нижних слоях воздуха накапливается влага, создавая около 20—21 часа второй (вечерний) максимум.
Годовой ход абсолютной влажности соответствует годовому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наибольшая, зимой — наименьшая, например: в Москве наименьшая абсолютная влажность отмечается в январе (2,0 мм), наибольшая — в июле (11,7 мм).
Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум — в 15—16 часов.
В течение года максимум относительной влажности, как правило,, приходится на самый холодный месяц, минимум — на самый теплый. Исключение составляют области, в которых летом дуют влажные, ветры с моря, а зимой — сухие с материка.
Вода в атмосфере

Распределение влажности воздуха у земной поверхности в основном зонально. Абсолютная влажность в общем убывает от экватора к полюсам от 18—20 до 1—2 мм. Максимальная абсолютная влажность. (31,9 мм) зафиксирована над Красным морем, наибольшая среднегодовая (27,2 мм) — над Бенгальским заливом, наименьшая среднегодовая (0,9 мм) и абсолютный минимум (0,1 мм) — над Антарктидой.
Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало: так, на широтах; 0—10° она составляет максимум 85%, на широтах 30—40°—70% и на широтах 60—70°—80%. Заметное понижение относительной влажности отмечается только на широтах 30—40° в. северном и южном полушариях. Наибольшая среднегодовая величина относительной влажности (90%) наблюдается в устье Амазонки, наименьшая (28%) — в Хартуме (долина Нила).
В воздухе, насыщенном водяным паром, в результате понижения температуры до точки росы или увеличения количества водяного пара возникает конденсация. При температуре ниже 0° водяной пар может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией.
В совершенно чистом воздухе конденсация и сублимация не происходят даже при большом перенасыщении его водяным паром. Присутствие ядер конденсации (пыль, дым, соль и др.) вызывает быстрое осаждение на них влаги.
Когда воздух охлаждается от подстилающей поверхности, достигая точки росы, в нем происходит конденсация водяного пара. На поверхность в зависимости от температуры и условий конденсации оседают роса, иней, жидкий и твердый налет, изморозь, гололед.
Роса — мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Появляется она ночью на поверхности, охладившейся в результате излучения тепла. В умеренной зоне за ночь роса дает 0,1—0,3 мм, а за год — 10—50 мм влаги.
Иней — твердый, белый осадок. Образуется он в тех же условиях, что и роса, но при температуре ниже 0°.
Жидкий и твердый налет — тонкая водяная или ледяная пленка на вертикальных поверхностях стен, столбов и т. п., возникающая при смене холодной погоды теплой в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью.
Изморозь — ледяные кристаллы (кристаллическая изморозь) или рыхлый лед (зернистая изморозь), нарастающий с наветренной стороны предметов (на ветвях деревьев, проводах и т. п.). Кристаллическая изморозь легко осыпается, зернистая — обладает большей прочностью и достигает мощности многих сантиметров. Изморозь оседает из воздуха, насыщенного влагой, при температуре ниже — 15°.
Гололед — сплошной слой плотного льда на земной поверхности и на различных предметах. Появляется главным образом при выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность. Образуется обычно осенью и весной при температуре 0, -5°.
Скопление продуктов конденсации или сублимации (капелек воды, кристалликов льда) в приземных слоях воздуха называется туманом или дымкой. Туман и дымка отличаются размерами капелек и вызывают различную степень снижения видимости: при тумане видимость — 1 км и менее, при дымке — более 1 км.
Укрупнение капелек дымки вызывает превращение ее в туман, и, наоборот, испарение влаги с поверхности капелек тумана приводит к переходу его в дымку.
В зависимости от причин, вызывающих охлаждение воздуха и образование тумана, выделяют несколько основных типов тумана.
Радиационный туман (излучения) связан с постепенным охлаждением слоя воздуха от поверхности, отдавшей тепло путем излучения. Образованию радиационного тумана благоприятствует ясная, тихая или со слабым ветром погода. Ночью и под утро над низинами и сырыми местами образуется низкий радиационный туман мощностью до 2 м; зимой и осенью возникает высокий радиационный туман, сохраняющийся несколько дней и достигающий высоты 2000 м.
Адвективный туман (перемещения) образуется при перемещении теплого воздуха на холодную поверхность. Этот туман охватывает большие площади и распространяется на значительную высоту. Примером адвективного тумана могут быть: туман, возникающий в холодное время года при движении воздуха из более низких широт в более высокие, летний туман над северными морями, вызванный приходом теплого воздуха с континента, приморский туман, возникающий в результате прихода зимой теплого воздуха с моря на холодную поверхность, и т. п.
Туман смешения возникает при смешении двух масс воздуха различной температуры, близких к насыщению.
Туман испарения наблюдается поздней осенью в насыщенном парами воздухе над еще теплой поверхностью водоемов.
Если конденсация (или сублимация) водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм. Поднявшийся туман может образовать облака.
Возникновение облаков связано главным образом с адиабатическим охлаждением поднимающегося воздуха. Подымаясь и при этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает уровня конденсации — границы, на которой его температура оказывается равной точке росы. Выше, при наличии ядер конденсации, могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации.
Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции — границей распространения восходящих токов воздуха. Она часто совпадает с задерживающими слоями.
На большой высоте, там, где температура поднимающегося воздуха ниже нуля, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристаллизация происходит обычно при температуре -10, -15°. Резкой границы между расположением жидких и твердых элементов в облаке нет, существуют мощные переходные слои. Капельки воды и кристаллики льда, составляющие облако, увлекаются вверх восходящими токами и снова опускаются под действием силы тяжести. Опускаясь ниже границы конденсации, они могут испаряться.
В зависимости от преобладания тех или других элементов, облака делятся на водяные, ледяные, смешанные. Водяные облака состоят из очень мелких капелек диаметром от тысячных до сотых долей миллиметра. При отрицательной температуре капельки переохлаждены. В 1 куб. см водяного облака их находится несколько сотен. Ледяные облака состоят из кристалликов льда. Так как эти кристаллики образуются в воздухе при низкой температуре и малом содержании водяного пара, количество их в единице объема облака значительно меньше количества капелек в том же объеме водяного облака. Смешанные облака содержат одновременно переохлажденные капельки разных размеров и кристаллики льда.
В теплое время года водяные облака возникают главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные — в средних и ледяные — в верхних.
В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и по внешнему виду.
По высоте облака делятся на четыре семейства:
I — облака верхнего яруса, находящиеся выше 6000 м
II — облака среднего яруса на высоте от 2000 до 6000 м;
III — » нижнего » ниже 2000 м;
IV — » вертикального развития. Основание этих облаков находится на уровне нижнего яруса (1000—2000 м), а вершина может достигать положения облаков верхнего яруса.
По внешнему виду выделяют 10 родов облаков. Роды распределяются по семействам облаков следующим образом:
I семейство (верхний ярус)

1-й род. Перистые — Cirrus (С) — отдельные нежные облака, волокнистые или нитевидные, «без теней», обычно белые, часто блестящие.
2-й род. Перисто-кучевые — Cirrocumulus (CC) — слои и гряды прозрачных хлопьев и шариков без теней.
3-й род. Перисто-слоистые — Cirrostratus (Cs) — тонкая белая просвечивающая пелена.
— Все облака верхнего яруса ледяные.
II семейство (средний ярус)

4-й род. Высококучевые — Altocumulus (Ac) — слои или гряды из белых пластин, шаров, валов состоят из мельчайших капелек воды.
5-й род. Высокослоистые — Altostratus (As) — ровная или слегка волнистая пелена более или менее серого цвета. Относятся к облакам смешанным.
III семейство (нижний ярус)

6-й род. Слоисто-кучевые—Stratocumulus (Sc)—слои и гряды иp «глыб» и валов серого цвета. Состоят из капель воды.
7-й род. Слоистые — Stratus (St)—пелена облаков серого цвета. Обычно это облака водяные.
8-й род. Слоисто-дождевые — Nimbostratus (Ns) — бесформенный серый слой. Часто эти облака сопровождаются нижележащими разорванно-дождевыми облаками — Fractonimbus (Fn). Слоисто-дождевые облака — смешанные.
IV семейство (облака вертикального развития)

9-й род. Кучевые — Cumulus (Cu) — плотные облачные клубы и кучи с почти горизонтальным основанием. Кучевые облака — водяные.
Кучевые облака с разорванными краями называются разорванно-кучевыми — Fractocumulus (Fe).
10-й род. Кучево-дождевые — Cumulonimbus (Cn) — плотные клубы, развитые по вертикали, в нижней части — водяные, в верхней — ледяные.
Характер и форма облаков обусловливаются процессами, вызывающими охлаждение воздуха, приводящее к облакообразованию.
В результате тепловой конвекции, развивающейся при нагревании неоднородной поверхности, образуются кучевые облака (IV семейство). Они различаются в зависимости от интенсивности конвекции и от положения уровня конденсации: чем интенсивнее конвекция, чем выше ее уровень, тем больше вертикальная мощность кучевых облаков.
При встрече теплых и холодных масс воздуха теплый воздух всегда стремится подняться по холодному. При поднятии его в результате адиабатического охлаждения формируются облака. Если теплый воздух медленно поднимается по слабо наклонной поверхности раздела теплых и холодных масс (процесс восходящего скольжения), образуется сплошной облачный слой, простирающийся на сотни километров (700—900 км). Возникает характерная облачная система: внизу часто находятся разорванно-дождевые облака, над ними — слоисто-дождевые (ниже 2 км), выше — высокослоистые (до б км), перисто-слоистые (6—8 км) и перистые облака. В том случае, когда теплый воздух энергично выталкивается вверх подтекающим под него холодным воздухом, образуется несколько иная облачная система. Так как приземные слои холодного воздуха вследствие трения двигаются медленнее вышележащих слоев, поверхность раздела в ее нижней части круто изгибается, теплый воздух поднимается почти вертикально и в нем возникают кучево-дождевые облака. .Если выше наблюдается восходящее скольжение теплого воздуха по холодному, развиваются, как и в первом случае, слоисто-дождевые, высокослоистые и перисто-слоистые облака. Если же восходящее скольжение прекращается, облакообразования не происходит. Облака, образующиеся при поднятии теплого воздуха по холодному, называются фронтальными.
Вода в атмосфере

Образование облаков может произойти при натекании воздуха на склоны гор и возвышенностей. Облака, причиной образования которых является рельеф, известны под названием орографических.
На нижней границе слоя инверсии, разделяющей более плотный и менее плотный воздух, возникают волны длиной несколько сотен метров и высотой 20—50 м. На гребнях волн, там, где воздух, поднимаясь, охлаждается, образуются облака; в понижениях между гребнями облакообразования не происходит. Так возникают длинные параллельные полосы или валы волнообразных облаков. В зависимости от высоты они бывают высококучевыми (Ac) или слоисто-кучевыми (Sc) (рис. 44).
Вода в атмосфере

Если облака существовали до возникновения волнового движения, происходят их уплотнение на гребнях волн и уменьшение плотности в понижениях, появляется часто наблюдаемое чередование более темных и светлых облачных полос.
Причиной образования отдельных облачных масс может быть турбулентное движение воздуха. При турбулентном перемешивании воздуха на значительном пространстве, например в результате увеличения трения о поверхность при движении его с моря на сушу, образуется слой облаков, отличающийся неодинаковой мощностью в разных частях и даже разрывами.
Потери тепла излучением в ночные часы зимой и осенью вызывают в воздухе с большим содержанием водяных паров облакообразование. Так как процесс этот протекает спокойно и непрерывно, возникает сплошной слой облаков (St), тающих днем.
Облачность — степень покрытия неба облаками. Определяется она визуально в десятых долях покрытия неба (или в других единицах, например в процентах): 0 — чистое небо, 1 — одна десятая часть неба покрыта облаками, 10 — сплошная облачность. Записывается облачность дробью:
Вода в атмосфере

В суточном ходе облачности над сушей обнаруживаются два максимума: ранним утром и после полудня. Ранним утром понижение температуры и увеличение относительной влажности воздуха способствуют возникновению слоистых облаков, после полудня в связи с развитием конвенции появляются кучевые облака. Летом дневной максимум выражен сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака и максимум облачности приходится на утренние и ночные часы. Над Океаном суточный ход облачности обратен ходу ее над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум — на день.
Годовой ход облачности очень разнообразен. В низких широтах она в течение года существенно не изменяется. Над континентами максимальная облачность приходится на лето. Летний максимум облачности отмечается также в областях развития муссонов и над океанами в высоких широтах.
Вода в атмосфере

Распространение облачности зависит от характера поверхности (распределение воды и суши) и от господствующего движения воздуха (его поднятия или опускания).
Из таблицы 14 следует, что облачность на всех широтах над водной поверхностью больше, чем над сушей. Над сушей отчетливее выражена зональность в ее распределении. В общем распределении облачности видны два максимума: над экватором (10° ю. ш.—10° с. ш.) — результат мощного восходящего движения воздуха и над 60—70° северной и южной широт — результат поднятия воздуха в циклонах. Минимумы облачности приурочиваются к 20—30° и связаны с опусканием воздуха.
Средняя годовая облачность для всей Земли — 5,4, над сушей — 4,9, над Океаном — 5,8. Минимальная средняя годовая облачность отмечена в Асуане (OAP) — 0,5, в России наименьшая облачность в Термезе (Средняя Азия) — 1,6. Максимальная средняя годовая облачность (8,8) наблюдалась на Белом море, большой облачностью отличаются северные районы Атлантического и Тихого океанов и берега Антарктиды.
Облачность можно характеризовать числом ясных и пасмурных дней. Так, например, на восточном берегу Тайваня 233 дня в году пасмурные, а в Ифрене (Триполитания) 293 дня в году ясные.
Облака играют очень важную роль в жизни географической оболочки: они переносят влагу, с ними связаны осадки; облачный покров отражает и рассеивает солнечную радиацию и в то же время задерживает тепловое излучение земной поверхности, регулируя температуру нижних слоев воздуха; без облаков колебания температуры воздуха приобрели бы очень резкий характер.
Атмосферными осадками называют воду, выпавшую на поверхность из атмосферы в виде дождя, мороси, крупы, снега, града.
Осадки выпадают в основном из облаков, но далеко не всякое облако дает осадки. Капельки воды и кристаллики льда в облаке очень малы, они легко удерживаются воздухом, и даже слабые восходящие токи увлекают их вверх. Для образования осадков требуется укрупнение элементов облака настолько, чтобы они могли преодолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение происходит, во-первых, в результате слияния капелек и сцепления кристаллов, во вторых, и это главное, в результате испарения одних элементов облака, диффузного переноса и конденсации водяного пара на других элементах.
Капельки или кристаллы сталкиваются при турбулентном движении воздуха или при их падении с различной скоростью. Процессу слияния при столкновении препятствует воздушная пленка на поверхности капелек, а также разноименные электрические заряды.
Рост одних элементов облака за счет других вследствие диффузного переноса водяного пара особенно интенсивен в смешанных облаках. Так как максимальное влагосодержание над водой больше, чем надо льдом, для кристаллов льда в облаке водяной пар может насыщать пространство, в то время как для капелек воды насыщения не будет. В результате капельки начнут испаряться, а кристаллы льда быстро расти за счет конденсации влаги на их поверхности.
При наличии в водяном облаке капель разного размера начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и их рост. Ho так как этот процесс очень медленный, из водяных облаков (слоистых, слоисто-кучевых) выпадают очень мелкие (диаметром 0,05—0,5 мм) капли. Облака, однородные по своей структуре, обычно осадков вообще не дают. Особенно благоприятные условия для возникновения осадков в облаках вертикального развития; в нижней части такого облака — капли воды, в верхней — кристаллы льда, в промежуточной зоне — переохлажденные капли и кристаллы.
Летом, когда воздух нагрет и имеет большой дефицит влажности, выпадающие из облаков осадки могут не достигать поверхности, испаряясь на лету. Испаряются на лету также очень мелкие капельки дождя. В редких случаях, при наличии в очень влажном воздухе большого количества ядер конденсации, можно наблюдать выпадение отдельных капель дождя без облаков. Диаметр дождевых капель — от 0,05 до 7 мм (в среднем 1,5 мм); более крупные капли распадаются в воздухе. Капли диаметром до 0,5 мм образуют морось. Падение капелек мороси на глаз незаметно. Настоящий дождь тем крупнее, чем сильнее восходящие токи воздуха, преодолеваемые падающими каплями. При скорости восходящего воздуха 4 м/сек на поверхность падают капли диаметром не менее 1 мм; восходящих токов со скоростью 8 м/сек не могут преодолеть даже самые крупные капли.
Температура падающих дождевых капель всегда несколько ниже температуры воздуха.
Если кристаллы льда, выпадающие из облака, не тают в воздухе, на поверхность выпадают твердые осадки (снег, крупа, град). Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы льда с образовавшимися в процессе сублимации лучами. Мокрые снежинки, слипаясь, образуют хлопья снега. Снежная крупа — сферокристаллы, возникающие при беспорядочном росте ледяных кристаллов в условиях высокой относительной влажности (больше 100%). Если снежная крупа покрывается тонкой ледяной оболочкой, она превращается в ледяную крупу.
Град выпадает в теплое время года из мощных кучево-дождевых облаков (Cn). Обычно выпадение его непродолжительно. Градины образуются в результате неоднократного перемещения ледяной крупы в облаке вниз и вверх. Падая вниз, крупинки попадают в зону переохлажденных капелек воды и покрываются прозрачной ледяной оболочкой, затем они снова поднимаются в зону ледяных кристаллов, и на их поверхности образуется непрозрачный слой из мельчайших кристалликов. Градина имеет снежное ядро и ряд чередующихся прозрачных и непрозрачных ледяных оболочек. Количество оболочек и размер градины зависят от того, сколько раз она поднималась и опускалась в облаке. Чаще выпадают градины диаметром 6—20 мм, но встречаются и значительно более крупные. Так, 11 мая 1945 г. в Англии (Эмброзиден) выпали градины диаметром до 37 мм, отдельные градины достигали 75 мм в диаметре. Обычно град выпадает в умеренных широтах, редкое, но наиболее интенсивное выпадение града бывает в тропиках. В полярных районах град вообще не выпадает.
Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в миллиметрах, который мог бы образоваться в результате их выпадения на горизонтальную поверхность при отсутствии испарения и просачивания в почвогрунт. По интенсивности (количеству миллиметров осадков в 1 мин.) осадки делятся на слабые, умеренные и сильные.
Характер выпадения осадков зависит от условий их образования. Обложные осадки обычно выпадают в виде дождя из дождевых облаков. Отличаются равномерностью и длительностью выпадения. Ливневые осадки выпадают из кучево-слоистых облаков в виде дождя и града. Характеризуются быстрым изменением интенсивности и непродолжительным выпадением. Отмечены отдельные ливни интенсивностью до 21,5 мм/мин (Гавайские о-ва). Моросящие осадки падают из слоистых и слоисто-кучевых облаков. Составляющие их капельки (в холодное время — мельчайшие кристаллики) едва видны на глаз и кажутся взвешенными в воздухе.
Суточный ход осадков совпадает с суточным ходом облачности. Выделяются два типа суточного хода осадков: континентальный и морской (береговой). Континентальный тип имеет два максимума (в утренние часы и после полудня) и два минимума (ночью и перед полуднем); морской тип — один максимум (ночью) и один минимум (днем).
Годовой ход осадков различен в разных широтных зонах и в разных районах одной и той же зоны. Он зависит от количества тепла, термического режима, движения воздуха, распределения воды и суши и в значительной степени от рельефа. Все разнообразие типов годового хода осадков нельзя свести к нескольким типам, но можно отметить особенности годового режима осадков, характерные для разных широт.
Для годового режима осадков в экваториальных широтах характерны два дождливых периода (после равноденствий), разделенных двумя сухими. По направлению к тропикам происходят изменения в годовом режиме осадков, выражающиеся в сближении влажных периодов и в слиянии их близ тропиков в один обильный дождями период, длящийся 4 месяца в году. Субтропические широты (35—40°) также имеют один дождливый период, но он приходится на зимний сезон. В умеренных широтах годовой ход осадков различен над Океаном, над внутренними частями и побережьями материков. Над Океаном преобладают зимние осадки, над материками — летние. Летние осадки типичны и для полярных широт. Объяснить годовой ход осадков в каждом случае можно лишь с учетом циркуляции атмосферы. Наглядное представление о распределении осадков по земной поверхности дает карта изогиет.
Наиболее обильны осадки в экваториальных широтах. Здесь годовое количество их превышает 1000—2000 мм. На экваториальных островах Тихого океана выпадает до 4000—5000 мм осадков в год, а на наветренных склонах гор тропических островов — до 10000 мм. Причиной большого количества осадков являются мощные конвективные токи очень влажного воздуха. К северу и югу от экваториальных широт количество осадков уменьшается, достигая минимума около параллели 25—35°, где среднее годовое количество осадков не более 500 мм. Во внутренних частях континентов и на западных побережьях дожди местами не выпадают в течение нескольких лет. В умеренных широтах количество осадков снова возрастает, составляя в среднем 800 мм в год; во внутренней части континентов их меньше (500, 400 и даже 250 мм в год), на берегах Океана больше (до 1000 мм в год). В высоких широтах при низкой температуре и малом содержании влаги в воздухе годовое количество осадков незначительно.
Максимальное среднее годовое количество осадков выпадает в Черрапунджи (Индия) — около 12 000 мм. Наибольшая годовая сумма осадков достигала почти 23 000 мм, наименьшая — превышает 7000 мм.
В России наибольшее годовое количество осадков выпадает на южном склоне Главного Кавказского хребта (Ачишхо — 3000 мм) и на Черноморском побережье Кавказа (Батуми — 2400 мм). Наименьшее количество осадков в России отмечено на территории Средней Азии и на юго-востоке Европейской части России (в некоторые годы менее 10 мм) .
За счет выпадения на земную поверхность снега в условиях достаточно низкой для его сохранения температуры образуется снежный покров. Его характеризуют высотой и плотностью. Высота снежного покрова, измеряемая сантиметрами, зависит от количества осадков, выпавших на единицу поверхности, от плотности снега, от рельефа местности, от растительного покрова, а также от ветра, перемещающего снег. В умеренных широтах обычная высота снежного покрова — 30—50 см. Наибольшая высота снежного покрова в России отмечена в бассейне среднего течения Енисея (110 см), в горах она может достигать нескольких метров. Плотность снежного покрова (отношение массы к объему) очень различна от (0,04 до 0,7 г/см3). Средняя плотность — 0,20025 г/см3. От плотности снега зависит его теплопроводность. В среднем теплопроводность снега — 0,00027 кал/см*сек*град. Снежный покров хорошо предохраняет почву от глубокого промерзания. Чем больше высота снежного покрова, тем меньше тепла теряет почва.
Обладая большим альбедо и большим излучением, снежный покров способствует понижению температуры приземных слоев воздуха, особенно в ясную погоду. Минимальные и максимальные температуры воздуха над покровом снега ниже, чем в тех же условиях, но при его отсутствии.
В полярном и высокогорных районах снежный покров лежит постоянно. В умеренных широтах продолжительность залегания его различна и находится в зависимости от климатических условий. Снежный покров, сохраняющийся в течение месяца, называется устойчивым. Устойчивый покров образуется ежегодно на большей части территории России: на Крайнем Севере он сохраняется 8—9 месяцев, в центральных районах — 4—6. На берегах Азовского и Черного морей снежный покров неустойчив.
Таяние снега обусловливается в основном воздействием на него теплого воздуха, приходящего из других районов. Под действием солнечных лучей стаивает только около 36% снежного покрова. Таянию способствует теплый дождь. Талая вода проникает в почвогрунт, снабжая влагой растения, пополняет запасы грунтовой воды, стекает в реки, вызывая их разливы.
Запасы воды в снежном покрове можно вычислить по формуле: Z=H-d см, где Z — высота слоя талой воды, H — высота снежного покрова, d — плотность снега.
Для оценки условий увлажнения поверхности недостаточно знать количество осадков. При одинаковом количестве осадков, по различной испаряемости условия увлажнения могут быть очень различными. Для характеристики условий увлажнения пользуются коэффициентом увлажнения (К), представляющим собой отношение количества атмосферных осадков, выпадающих за определенный период (R), к испаряемости (Ем) за тот же период:
Вода в атмосфере

Если сумма осадков меньше испаряемости, увлажнение недостаточное, если больше, увлажнение может быть избыточным.


Имя:*
E-Mail:
Комментарий:
  • bowtiesmilelaughingblushsmileyrelaxedsmirk
    heart_eyeskissing_heartkissing_closed_eyesflushedrelievedsatisfiedgrin
    winkstuck_out_tongue_winking_eyestuck_out_tongue_closed_eyesgrinningkissingstuck_out_tonguesleeping
    worriedfrowninganguishedopen_mouthgrimacingconfusedhushed
    expressionlessunamusedsweat_smilesweatdisappointed_relievedwearypensive
    disappointedconfoundedfearfulcold_sweatperseverecrysob
    joyastonishedscreamtired_faceangryragetriumph
    sleepyyummasksunglassesdizzy_faceimpsmiling_imp
    neutral_faceno_mouthinnocent
Введите два слова, показанных на изображении: *