Файл: Неклюкова.pdf

жаркий пояс, расположенный между годовой изотермой +20° 

северного и южного полушарий; 

два умеренных пояса, ограниченные со стороны экватора годо­

вой изотермой +20°, со стороны полюсов-изотермой +10° самого 
теплого месяца;

 ц о 

два холодных пояса, находящиеся между изотермой  + 1 0 и 0 

самого теплого месяца; 

два пояса мороза, расположенные около полюсов и ограничен­

ные изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии 

это Гренландия и пространство около северного полюса, в юж­

ном — область внутри параллели 60° ю. ш. 

Температурные пояса — основа климатических поясов.

 В пре­

делах каждого пояса наблюдаются большие разнообразия темпера­
тур в зависимости от подстилающей поверхности. На суше очень 
велико влияние рельефа на температуру. Изменение температуры 
с высотой на каждые 100 м неодинаково в различных температур­
ных поясах. Вертикальный градиент в нижнем километровом 
слое тропосферы изменяется от 0° над ледяной поверхностью Ан­
тарктиды до 0,8° летом над тропическими пустынями. Поэтому 
способ приведения температур к уровню моря с помощью сред­
него градиента (6°/100 м) может иногда привести к грубым 
ошибкам. Изменение температуры с высотой — причина верти­

кальной климатической поясности. 

ВОДА В АТМОСФЕРЕ 

В земной атмосфере содержится около 14000 км

3

 водяного 

пара. Вода попадает в атмосферу в основном в результате испаре­

ния с поверхности Земли. В атмосфере влага конденсируется, пе­

реносится воздушными течениями и выпадает снова на земную 
поверхность. Совершается постоянный круговорот воды, возмож­
ный благодаря ее способности находиться в трех состояниях (твер­
дом, жидком и парообразном) и легко переходить из одного со­

стояния в другое. 

Характеристика влажности воздуха. Содержание водяного 

пара в воздухе — влажность воздуха — характеризуется абсолют­
ной влажностью, фактической упругостью, удельной влажностью, 

упругостью насыщения, относительной влажностью, дефицитом 
влажности, точкой росы. 

Абсолютная влажность

 — содержание в атмосфере водяного 

пара в граммах на 1 м

3

 воздуха («а» г/м

3

). 

Фактическая упругость

 водяного пара — оказываемое им дав­

ление в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах («е» мм 

рт. ст. или мб). Численные значения «а» и «е» очень близки, а при 

температуре +16,4° С совпадают; поэтому фактическую упру­
гость водяного пара часто называют абсолютной влажностью. 

m 

Удельная влажность S

 — отношение массы водяного пара 

к массе влажного воздуха в том же обт^еме. Выражается числом 
граммов водяного пара в килограмме воздуха (г/кг). При адиа­

батическом расширении и сжатии воздуха, когда меняется не мас­

са, а объем, удельная влажность остается без изменений, а абсо­
лютная изменяется. 

Упругость водяного пара,

 насыщающего воздух (упругость на­

сыщения) ,

 Емб, Е

мш

 — предел содержания водяного пара в воздухе 

при данной температуре. Максимальное влагосодержание нахо­
дится в прямой зависимости от температуры. Чем выше темпера­
тура воздуха, тем больше водяного пара он сможет содержать 

(табл. 16). 

Т а б л и ц а 1 

Температура (С) 

Е (мм) 

г/м

3 

—30 

0,37 

0,44 

—20 

0,95 

1,08 

—10 

2,14 

2,35 

0 10 

4,58 

4,80 

9,21 
9.41 

20 

17,54 

17,32 

30 

31,82 

30,38 

При низких температурах воздух способен содержать очень 

малое количество водяного пара. Поэтому понижение темпера­

туры воздуха может вызвать конденсацию. 

Относительная влажность г

 — отношение фактической упру­

гости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в про-
центах:

 г — •=• •

 100. Относительная влажность характеризует 

степень насыщения воздуха водяным паром. При насыщении 

Е = е; г=100%. 

Дефицит влажности D

 — недостаток насыщения при данной 

температуре: /) =

 £"—

е. 

Точка росы Т°

 — температура, при которой содержащийся 

в воздухе водяной пар насыщает его. При г<100°

 Т°

 всегда мень­

ше фактической температуры воздуха. 

Испарение и испаряемость. Водяной пар попадает в атмосферу 

посредством испарения с подстилающей поверхности (физическое 
испарение) и транспирации. Процесс физического испарения за­
ключается в преодолении быстро движущимися молекулами воды 
сил сцепления, в отрыве их от поверхности и переходе в атмо­
сферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем бы­
стрее движение молекул и тем больше их попадает в атмосферу. 
При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения пре­
кращается. 

Испарение зависит от дефицита влажности и от скорости ветра. 

Эта зависимость выражается формулой:

 W

nC

n = E

—

e-f (и)

 (за­

к о н  Д а л ь т о н а ) , где

 W

U

cu

 — количество воды в граммах, испа­

рившееся в единицу времени (сек) с единицы поверхности 

ггз 

(см

2

)'; /  ( в )

—

 эмпирически установленный «ветровой фактор», 

имеющий по разным данным величину от 0,5 до 1,0. 

Процесс испарения требует затрат тепла: на испарение 1 г 

воды требуется 597 кал, на испарение 1 г льда на 80 кал больше. 
В результате температура испаряющейся поверхности понижается. 

Испарение с Океана на всех широтах значительно больше, чем 

испарение с суши. Максимальная величина его для Океана до­
стигает 3000 см в год. В тропических широтах годовые суммы ис­
парения с поверхности Океана наибольшие и в течение года оно 
меняется мало. В умеренных широтах максимальное испарение 
с Океана — зимой, в полярных широтах — летом. Максимальные 
величины испарения с поверхности суши составляют 1000 мм. Его 

различия по широтам определяются радиационным балансом и 
увлажнением. В общем в направлении от экватора к полюсам 
в соответствйи'с понижением температуры испарение уменьша­
ется (рис. 44). 

В случае отсутствия достаточного количества влаги на испа­

ряющей поверхности испарение не может быть большим даже при 
высокой температуре и огромном дефиците влажности. Возможное 
испарение — так называемая

 испаряемость

 2

 — в этом случае очень 

велико. Над водной поверхностью испарение и испаряемость сов­
падают. Над сушей испарение может быть значительно меньше 
испаряемости. Испаряемость характеризует величину возможного 
испарения с суши при достаточном увлажнении. 

Суточный и годовой ход влажности воздуха. Влажность воз­

духа постоянно изменяется в связи с изменениями температуры 
испаряющей поверхности и воздуха, соотношения процессов ис­
парения и конденсации, переноса влаги.

 Суточный ход абсолют­

ной влажности воздуха

 может быть простым и двойным. Первый 

совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум 
и один минимум и характерен для мест с достаточным количест­
вом влаги. Его можно наблюдать 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 отсутст­

вием) в ночные часы. С увеличением прихода лучистой энергии 
Солнца испарение растет, абсолютная влажность достигает мак­

симума около 9 час. 

В результате развивающаяся конвекция — перенос влаги в бо­

лее верхние слои — происходит быстрее, чем поступление ее в воз­
дух с испаряющей поверхности, поэтому около 16 час возникает 
второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение 
с нагретой днем поверхности еще достаточно интенсивно 

* Скорость испарения

 W

 можно выразить толщиной слоя испарив­

шейся воды в мм: 1 г/см

2

 = 1 мм. 

2

 Испаряемость

 — максимально возможное, не ограниченное запасами 

воды испарение. 

Ш 

и в нижних слоях воздуха накапливается влага, создавая около 

20—21 часа второй (вечерний) максимум. 

Годовой ход абсолютной влажности также соответствует годо­

вому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наиболь­
шая, зимой — наименьшая. 

Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду 

противоположен ходу температуры, так как максимальное влаго-
содержание с повышением температуры растет быстрее абсолют­

ной влажности. Суточный максимум относительной влажности 
наступает перед восходом Солнца, минимум — в 15—16 часов. 

В течение года максимум относительной влажности, как пра­

вило, приходится па самый холодный месяц, минимум — на самый 
теплый. Исключение составляют области, в которых летом дуют 
влажные ветрьт.с моря, а зимой — сухие с материка. 

Распределение влажности воздуха. Содержание влаги в воз­

духе по направлению от зкватора к полюсам в общем убывает от 
18—20 мб до 1—2. Максимальная абсолютная влажность (более 
30 г/м

3

) зафиксирована над Красным морем и в дельте р. Меконг, 

наибольшая средняя годовая (более 67 г/м

3

) — над Бенгальским 

заливом, наименьшая средняя годовая (около 1 г/м

3

) и абсолют­

ный минимум (меньше 0,1 г/м

3

) — над Антарктидой. 

Относительная влажность с изменением широты изменяется 

сравнительно мало: так, на широтах 0—10° она составляет мак­
симум 85%, на широтах 30—40° — 70% и на широтах 60—70° — 
80%- Заметное понижение относительной влажности отмечается 
только на широтах 30—40° в северпом и южном полушариях. 

Наибольшая среднегодовая величина относительной влажно­

сти (90%) наблюдалась в устье Амазонки, наименьшая (28%) — 
в Хартуме (долина Нила). • 

Конденсация и сублимация. В воздухе, насыщенном водяным 

паром, при понижении его температуры до точки росы или уве­

личении в нем количества водяного пара происходит

 конденса­

ция-—

 вода из парообразного состояния переходит в жидкое. При 

температуре ниже 0°С вода может, минуя жидкое состояние, пе­
рейти в твердое. Этот процесс называется

 сублимацией. 

И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе 

на ядрах конденсации, на земной поверхности и на поверхности 
различных предметов '. 

Когда температура воздуха, охлаждающегося от подстилаю­

щей поверхности, достигает точки росы, на холодную поверхность 
из него оседают роса, иней, жидкий и твердый налеты, изморозь. 

Роса

 — мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Она 

появляется обычно ночью на поверхности, на листьях растений, 

1

 В совершенно чистом, но содержащем ядер конденсации воздухе кон­

денсация водяного пара не происходит даже при большом перенасыщении 

его водяным паром. 

117 

\ 

охладившихся в результате излучения тепла. В умеренных ши­
ротах за ночь роса дает 0,1—0,3 мм, а за год — 10—50 мм влаги. 

Иней

 — твердый белый осадок. Образуется в тех же условиях, 

как и роса, но при температуре ниже 0° (сублимация). При обра­
зовании росы выделяется скрытая теплота, при образовании инея 
тепло, наоборот, поглощается. 

Жидкий и твердый налег

 — тонкая водяная или ледяная плен­

ка, образующаяся на вертикальных поверхностях (стены, столбы 

и т. п.) при смене холодной погоды на теплую в результате со­

прикосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной по­
верхностью. 

Изморозь

 — белый рыхлый осадок, оседающий на деревьях, 

проводах и углах зданий из воздуха, насыщенного влагой при тем­
пературе значительно ниже 0°. 

Сплошной слой плотного льда на земной поверхности и раз­

личных предметах, появляющийся при выпадении переохлажден­
ных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверх­
ность, называется

 гололедом.

 Обычно он образуется осенью и вес­

ной при температуре 0°, —5°. 

Скопление продуктов конденсации или сублимации (капелек 

воды, кристалликов льда) в приземных слоях воздуха называется 

туманом

 или

 дымкой. 

Туман и дымка различаются размерами капелек и вызывают 

разную степень снижения видимости. При тумане видимость 1 км 
и менее, при дымке — более 1 км. При укрупнении капелек 
дымка может превратиться в туман. Испарение влаги с поверх­
ности капелек способно вызвать переход тумана в дымку. В за­
висимости от причин, приводящих к образованию тумана, выде­
ляют несколько типов тумана. 

Радиационный туман (туман излучения) вызывается посте­

пенным охлаждением слоя воздуха от поверхности, отдавшей 
тепло путем излучения. Образованию радиационного тумана бла­
гоприятствует ясная, тихая или со слабым ветром погода. Летом, 
ночью и под утро над низкими и сырыми местами образуется 
низкий радиационный туман мощностью до 2 м. Зимой и осенью 
радиационный туман достигает высоты 2000 м и сохраняется не­

сколько дней. 

Адвективный туман (туман перемещения) образуется при 

перемещении теплого воздуха на холодную поверхность. Этот 
туман охватывает большие площади и распространяется на зна­
чительную высоту. Примерами адвективных

 /

 туманов могут быть 

туманы, возникающие в холодное время

 тш(&

 при движении воз­

духа из низких широт в высокие, летнре^туманы над северными 

морями, вызванные приходом тешюго'воздуха с континента, при­
морские туманы — результат прихода зимой теплого воздуха 
с моря на холодную поверхность и т. п. 

Туман смешения возникает при смешении двух масс воздуха 

с различной температурой, близких к насыщению. 

из 

Туман испарения наблюдается поздней осенью в насыщенном 

парами воздухе над еще теплой поверхностью водоемов. 

Если конденсация (или сублимация) водяного пара происхо­

дит па некоторой высоте над поверхностью, образуются

 облака. 

От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим 
строением и разнообразием форм. 

Возникновение облаков связано главным образом с адиабати­

ческим охлаждением поднимающегося воздуха. Поднимаясь и при 

этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает границы, на кото­
рой его температура оказывается равной точке росы. 

Зта граница называется

 уровнем конденсации.

 Выше, при на­

личии ядер конденсации, начинается конденсация водяных паров 
и могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница 
облаков практически совпадает с уровнем конденсации. Верхняя 

граница облаков определяется уровнем конвекции — границы 
распространения восходящих токов воздуха. Она часто совпадает 

с задерживающими слоями. 

На большой высоте, где температура поднимающегося воздуха 

ниже 0°, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристалли­
зация происходит обычно при температуре —10° С, —15° С. Рез­

кой 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 тя­
жести. Опускаясь ниже границы конденсации, капельки могут 
испаряться. 

В зависимости от преобладания тех или других элементов об­

лака делятся на водяные, ледяные, смешанные.

 Водяные

 облака 

состоят из капелек воды. При отрицательной температуре капель­

ки в облаке переохлаждены (до —30°С). Радиус капелек чаще 
всего от 2 до 7 мк, редко до 100 мк. В 1 см

3

 водяного облака — 

несколько сотеп капелек.

 Ледяные

 облака состоят из кристалли­

ков льда.

 Смешанные

 содержат одновременно капельки воды раз­

ных размеров и кристаллики льда. 

В теплое время года водяные облака возникают главным об­

разом в нижних слоях тропосферы, смешанные — в средних, ле­
дяные — в верхних. 

В основу современной международной классификации облаков 

положено их разделение по высоте и внешнему виду. 

По высоте облака делятся на четыре семейства: 

I — облака верхнего яруса, находящиеся выше 6000 м

 (СИ)

; 

II — облака среднего яруса, находящиеся па высоте от 2000 до 

6000 м

 (СМ)

; 

III — облака нижпего яруса, находящиеся ниже 200 м

 (CL)

; 

IV — облака вертикального развития. Основания этих облаков 

находятся на уровне нижнего яруса (от 5000 м), а верши­
ны могут достигать положения облаков верхиего яруса 

(CL), 

119 

По внешнему виду облака делят на 10 родов. Рода облаков 

распределяются по семействам облаков следующим образом: 

I  с е м е й с т в о (верхний ярус); 

1-й род.

 Перистые

 Cirrus

 (С)

 — отдельные нежные облака, во­

локнистые 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

 Gurrostratus

 (Cs)

 — тонкая, белая, 

просвечивающая пелена. 

Все облака верхнего яруса ледяные. 

II  с е м е й с т в о (средний ярус): 

4-й род.

 Высококучевые

 Altocumulus

 (Ac)

 — слои или гряды 

из белых пластин и шаров, валы. Состоят из мельчайших капелек 
воды. 

5-й род.

 Высокослоистые

 Altostratus

 (As)

 — ровная или слегка 

волнистая пелена серого цвета. Относятся к смешанным облакам. 

III  с е м е й с т в о (нижний ярус): 

6-й род.

 Слоисто-кучевые

 Stratocumulus

 (Sc)

 — слои и гряды 

из 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 Fractonimbus

 (Fn).

 Слоисто-дождевые об­

лака смешанные. 

IV  с е м е й с т в о (облака вертикального развития): 

9-й род.

 Кучевые

 Cumulus

 (Си) —

 плотные облачные клубы и 

кучи с почти горизонтальным основанием. Кучевые облака во­
дяные. 

Кучевые облака с разорванными краями называются разорван-

но-кучевыми Fractocumulus

 (Fc). 

10-й род.

 Кучево-дождевые

 Cumulonimbus

 (Св)

 — плотные 

клубы, развитые по вертикали, в нижней части водяные, в верх­
ней — ледяные. 

Характер и форма облаков обусловливаются процессами, вы­

зывающими охлаждение воздуха, приводящее к облакообразова-

нию. В результате

 конвекции,

 развивающейся при нагревании 

неоднородной поверхности, образуются кучевые облака (IV семей­
ство). Они различаются в зависимости от интенсивности конвек­
ции и от положения уровня конденсации: чем интенсивнее кон­

векция, чем выше ее уровень, тем больше вертикальная мощ­
ность кучевых облаков. 

120 

100 200 300 400 600 600 700 800 

Рис. 45. Облака восходящего скольжения 

При встрече теплых и холодных масс воздуха теплый воздух 

всегда стремится подняться вверх, по холодному. При поднятии 
его в результате адиабатического охлаждения формируются обла­

ка. Если теплый воздух медленно поднимается по слабонаклон­
ной (1—2 км на расстоянии 100—200 км) поверхности раздела 
теплых и холодных масс (процесс восходящего скольжения), об­
разуется сплошной облачный слой, простирающийся на сотни ки­

лометров (700—900 км). Возникает характерная облачная систе­

ма: внизу часто находятся разорванно-дождевые облака

 (Fn),

 над 

ними — слоисто-дождевые

 (Ns),

 выше — высокослоистые

 (As), 

перисто-слоистые

 (Cs)

 и перистые облака

 (С).

 В том случае, ког­

да теплый воздух энергично выталкивается вверх подтекающим 
под него холодным воздухом, образуется 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 

(СЪ).

 Если выше наблюдается восходящее скольжение теплого 

воздуха по холодному, развиваются (как и в первом случае) сло­

исто-дождевые, высокослоистые и перисто-слоистые облака. Если 
же восходящее скольжение прекращается, облака не образуются. 
Облака, образующиеся при подъеме теплого воздуха по холод­
ному, называются

 фронтальными.

 Если подъем воздуха вызван 

его натеканием на склоны гор и возвышенностей, образующиеся 

при этом облака получили название

 орографических. 

На нижней границе слоя инверсии, разделяющей более плот­

ный и менее плотные слои воздуха, возникают волны длиной в не­
сколько сотен метров и высотой 20—50 м. На гребнях этих волн 
там, где воздух, поднимаясь, охлаждается, образуются облака; 

в понижениях между гребнями облакообразования не происхо­
дит. Так возникают длинные параллельные друг другу полосы 

или валы

 волнистых облаков.

 В зависимости от высоты их 

Ш