Файл: Неклюкова.pdf

Рис. 46. Схема распределения электрических зарядов и видимых разрядов 

в переохлажденном грозовом облаке 

расположения они бывают высококучевыми или слоисто-кучевы­
ми. Если в атмосфере до возникновения волнового движения уже 
были облака, происходит их уплотнение на гребнях волн и умень^ 

гдение плотности в понижениях. В результате возникает часто на­

блюдаемое чередование более темных и светлых облачных полос. 

При турбулентном перемешивании воздуха на значительном 

пространстве, например в результате увеличения трения о по­
верхность при движении его с моря на сушу, образуется слой об­
лаков, отличающийся неодинаковой мощностью в разных частях 

и даже разрывами. 

Потери тепла излучением ночью зимой и осенью вызывают 

в воздухе с большим содержанием водяпых паров облакообразова-
НЙС. Так как процесс этот протекает спокойно и непрерывно, воз­
никает сплошной слой облаков, тающих днем. 

Гроза. Процесс облакообразования всегда сопровождается 

электризацией и скоплением в облаках свободных зарядов. Элект­

ризация наблюдается даже в небольших кучевых облаках, но 
особенно интенсивно проявляется она в мощных кучево-дождевых 
облаках вертикального развития с низкой температурой в верх­
ней части

 (£<—25°).

 Верхняя часть такого облака обычно несет 

положительный заряд, а его основание — отрицательный (рис.46). 

Причины электризации облаков еще неясны. Вероятно, имеет зна­

чение быстрый подъем воздуха, при котором нейтральные капли 
распадаются на положительно и отрицательно заряженные части. 

Между участками облака с разными зарядами или между облаком 

122 

и землей происходят электрические разряды -

 молнии,

 сопро­

вождаемые

 громом.

 Это гроза. Продолжительность грозы макси­

мум несколько часов. На Земле ежечасно происходит около 2000 

гроз. Благоприятные условия для возникновения грозы — силь­

ная конвекция и большая водность облаков. Поэтому особенно 

часты грозы над сушей в тропических широтах (до 150 дней 

У °

Д

о п

 С  г р о з а м и

) '

 в

 Умеренных широтах над сушей - с грозами 

lU-dU дней в году, над морем  - 5 - 1 0 . В полярных районах 

грозы очень редки. 

Световые явления в атмосфере. В результате отражения пре­

ломления и дифракции световых лучей в капельках и ледяных 

кристалликах облаков возникают гало, венцы, радуги. 

Гало

 — это круги, дуги, световые пятна (ложные солнца) ок­

рашенные и бесцветные, возникающие в ледяных облаках верх­

него яруса, чаще в перисто-слоистых. Разнообразие гало зависит 

от формы ледяных кристалликов, их ориентировки и движения-

имеет значение высота Солнца над горизонтом. 

Венцы

 — светлые слегка окрашенные кольца, окружающие 

просвечивающие сквозь тонкие водяные облака Солнце или Луну 
Венец может быть один, примыкающий к светилу (ореол), и мо­

жет быть несколько «дополнительных колец», разделенных про­
межутками. У каждого венца внутренняя, обращенная к светилу 

сторона голубая, внешняя - красная. Причина появления вен­
цов—дифракция света при прохождении его между капель­
ками и кристаллами облака. Размеры венца зависят от величины 

капель и кристаллов: чем больше капли (кристаллы), тем меньше 
венец, и наоборот. Если в облаке происходит укрупнение облач­

ных элементов, радиус венца постепенно сокращается, при умень­
шении размеров облачных элементов (испарение) - увеличи­

вается. Большие белые венцы вокруг Солнца или Луны «ложные 
солнца», столбы — признаки сохранения хорошей погоды. 

Радуга

 видна на фоне освещенного Солнцем облака, из которо­

го выпадают капли дождя. Она представляет собой светлую ду­

гу, окрашенную в спектральные цвета: внешний край дуги крас­
ный, внутренний - фиолетовый. Эта дуга - часть окружности 

центр которой соединен «осью» (одной прямой) с глазом наблю­
дателя и с центром солнечного диска. Если Солнце стоит низко 
над горизонтом, наблюдатель видит половину окружности если 

Солнце поднимается, дуга становится меньше, так как центр ок­

ружности опускается за горизонт. При высоте солнца >42° ра­
дуга не видна. С самолета можно наблюдать радугу в виде почти 
полного круга. Кроме основной радуги, бывают вторичные ела 
боокрашенные. ' 

Земля имеет отрицательный заряд, но отдельные предметы яа ер по­

верхности (например, крыши) могут иметь большой положитедьтагй «п™ 

И тогда возникает разряд от этих предметов к облаку, "

 1

 д

' 

т 

Рис. 47. Путь световых лучей в кап­

ле воды при однократном отражении 

Радуга образуется при пре­

ломлении и отражении солнеч­
ных лучей в капельках воды 

(рис. 47). Падающие на капли 

лучи выходят из капель как бы 
расходящимися, цветными, и та­
кими их и видит наблюдатель. 

Когда лучи преломляются в 

капле дважды, возникает вто­
ричная радуга. Окраска радуги, 
ее ширина, вид вторичных дуг 
зависят от размеров капелек. 
Крупные капли дают менее ши­
рокую, но более яркую радугу; 

с уменьшением капель радуга становится шире, цвета ее делают­

ся расплывчатыми; при очень мелких каплях она почти белая. 

Световые явления в атмосфере, вызываемые изменениями све­

тового луча под влиянием капелек и кристалликов, позволяют 
судить о строении и состоянии облаков и могут быть использо­
ваны при предсказаниях погоды. 

Облачность, суточный и годовой ход, распределение облаков. 

Облачность — степень покрытия неба облаками: 0 — чистое небо, 

10 — сплошная облачность, 5 — половина неба покрыта облаками, 
1 — облака покрывают '/ю часть неба и т. п. При вычислении 

средней облачности используются и десятые доли едипицы, на­

пример: 0,5 5,0, 8,7 и т. д. 

В суточном ходе облачности над сушей обнаруживаются два 

максимума — ранним утром и после полудня. Утром понижение 
температуры и увеличение относительной влажности способст­

вует возникновению слоистых бблаков, после полудня в связи 
с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летом днев­
ной 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 широ­

тах облачность в течение года существенно не изменяется. 
Над континентами максимальное развитие облаков конвекции 
приходится на лето. Летний максимум облачности отмечается 
в области развития муссонов, а также над Океанами в высоких 
широтах. 

1

 Над водной поверхностью конвекция развивается особенно сильно 

ночью. В это время в нижних слоях воздуха, соприкасающихся с теплой 

водной поверхностью, температура меняется мало. На некоторой высоте 

воздух охлаждается вследствие излучения. Возникают конвективные токи, 

приводящие к образованию облаков, 

Ш 

В общем в распределении облачности на Земле заметна зо­

нальность, обусловленная прежде всего господствующим движе­
нием воздуха — его поднятием или опусканием. Отмечаются два 
максимума — над экватором в связи с мощными восходящими дви­
жениями влажного воздуха и над 60—70° с. и ю. ш. в связи с 

поднятием воздуха в циклонах, господствующих в умеренных ши­

ротах. Над сушей облачность меньше, чем над Океаном, и зональ­
ность ее выражена менее. Минимумы облачности приурочиваются 

к 20—30° ю. и с. ш. и к полюсам; они связаны с опусканием воздуха. 

Средняя годовая облачность для всей Земли 5,4; над сушей 

4,9; над Океаном 5,8. Минимальная средняя годовая облач­
ность отмечена в Асуане (Египет) 0,5; в СССР наименьшая об­
лачность в Термезе (Средняя Азия) — 1,6. Максимальная сред­
няя годовая облачность (8,8) наблюдалась на Белом море; боль­
шой облачностью отличаются северные районы Атлантического 
и Тихого океанов и берега Антарктиды

 !

. 

Облака играют очень важную роль в географической оболоч­

ке. Они переносят влагу, с ними связаны осадки. Облачный по­
кров отражает и рассеивает солнечную радиацию и в то же время 
задерживает тепловое излучение земной поверхности, регули­
руя температуру нижних слоев воздуха: без облаков колебания 

температуры воздуха приобрели бы очень резкий характер. 

Осадки. 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, их легко удерживает воздух, и даже слабые восходя­
щие токи увлекают их вверх. Для образования осадков требуется 
укрупнение элементов облака настолько, чтобы они могли пре­

одолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение 
одних элементов облака происходит за счет других, во-первых, 
в результате слияния капелек и сцепления кристаллов, во-вто­

рых,— и это главное — в результате испарения одних элементов 
облака, диффузного переноса и конденсации водяного пара на 
других. 

Столкновение капель или кристаллов происходит при беспо­

рядочных (турбулентных) движениях или при их падении с раз­
личной скоростью. Процессу слияния препятствует пленка воз­

духа на поверхности капелек, заставляющая отскакивать столк­

нувшиеся капельки, а также одноименные электрические заряды. 

Рост одних элементов облака за счет других вследствие диф­

фузного переноса водяного пара особенно интенсивен в смешан-

1

 Условия облачности можно характеризовать числом ясных и пасмур­

ных дней. Так, например, на восточном берегу Тайваня 233 дня в году пас­

мурные, а в Ифрене (Триполитания) 293 дня в году ясные. 

№ 

ных облаках. Так как максимальное влагосодержание над водой 
больше, чем над 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 испа­
ряться, а кристаллы быстро расти за счет конденсации влаги на 
их поверхности. 

При наличии в водяном облаке капелек разного размера на­

чинается перемещение водяного пара к более крупным каплям 
и их рост. Но 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 не 

дают. Особенно благоприятны условия для возникновения осад-

, ков в облаках вертикального развития. В нижней части такого 

облака — капли воды, в верхней — кристаллики льда, в проме­
жуточной зоне — переохлажденные капли и кристаллики. 

Облакам можно помочь «упасть дождем», для этого в верх­

нюю переохлажденную до — 6°, — 8° часть мощных облаков за­

брасывают мельчайшие кристаллики, на которых начинается 
конденсация. Обычно пользуются йодистым свинцом и йодистым 
серебром, в теплых  ( + 1 0 ° С) облаках тропических широт — 
хлористым натрием '. Попавшие з облако кристаллики растут за 
счет конденсации на них воды, утяжеляются и начинают падать, 
продолжая расти. Так искусственно вызывают дождь из оела-

ков, не дающих осадков. Практическое применение уже нашли 
методы борьбы с градом. Градоопасные облака «расстреливают» 
из специальных «пушек», и вместо града идет дождь. 

Летом, когда воздух нагрет и имеет большой дефицит влаж-

пости, выпадающие из облаков осадки могут не достигать по­
верхности, испаряясь на лету. Испаряются на лету также мел­
кие капельки. В редких случаях, при наличии в очень влажном 

воздухе большого количества ядер конденсации, можно наблю­
дать выпадение отдельных капель дождя без облаков. 

Капли дождя имеют диаметр от 0,05 до 7 мм (в среднем 

1,5 мм), более крупные капли распадаются в воздухе. Капли ди­

аметром до 0,5 мм образуют

 морось.

 Падение капелек мороси на 

глаз незаметно. Настоящий дождь тем крупнее, чем сильнее вос­
ходящие токи воздуха, преодолеваемые падающими каплями. 

При скорости восходящего воздуха 4 м/сек на земную по­

верхность падают капли диаметром не меньше 1 мм: восходящих 
токов со скоростью 8 м/сек не могут преодолеть даже самые круп­
ные капли. 

Температура падающих дождевых капель всегда несколько 

ниже температуры воздуха. 

1

 Из одного грамма йодистого свинца получается до триллиона мель­

чайших кристалликов. 

т 

Если кристаллики льда, выпадающие из облака, не тают 

в воздухе, на поверхность выпадают твердые осадки (снег, кру­
па, град).

 Снежинки

 представляют собой шестигранные кристал­

лы льда с образовавшимися в процессе сублимации лучами. Мок­
рые снежинки, слипаясь, образуют хлопья снега.

 Снежная кру­

па

 — сферокристаллы, возникающие при беспорядочном росте 

ледяных кристаллов в условиях высокой относительной влажно­
сти (больше 100%). Если снежная крупа покрывается тонкой 

ледяной оболочкой, она превращается в

 ледяную крупу. 

Град

 выпадает в теплое время года из мощных кучево-дож-

девых облаков

 (СЬ).

 Обычно выпадение града непродолжитель­

но. Градины образуются в результате неоднократного перемеще­

ния 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 не­
прозрачный слой из мельчайших кристалликов. Градина имеет 
снежное ядро и ряд чередующихся прозрачных и непрозрачных 

ледяных оболочек. Количество оболочек и размер градины за­

висят от того, сколько раз она поднималась и опускалась в об­

лаке. Чаще всего выпадают градины диаметром 6—20 мм, иног­
да встречаются и значительно более крупные. Обычно град 
выпадает в умеренных широтах, но наиболее интенсивные выпа­
дения града бывают в тропиках. В полярных районах град не 
выпадает. 

Количество осадков измеряется: толщиной слоя воды в милли­

метрах, который мог бы образовываться в результате их выпаде­
ния на горизонтальную поверхность при отсутствии испарения и 
просачивания в почвогрунт. По интенсивности (количеству мил­
лиметров осадков в 1 мин) осадки делятся на слабые, умеренные 

и сильные. 

Характер выпадения осадков зависит от условий их образо­

вания. 

Обложные осадки,

 отличающиеся равномерностью и длитель­

ностью, обычно выпадают в виде дождя из слоисто-дождевых об­
лаков. 

Ливневые осадки

 характеризуются быстрым изменением ин­

тенсивности и непродолжительностью. Они выпадают из куче-

во-слоистых облаков в виде дождя, снега, иногда дождя и града. 
Отмечены отдельные ливни интенсивностью до 21,5 мм/мин (Га­
вайские острова). 

Моросящие осадки

 выпадают из слоистых и слоисто-кучевых 

облаков. Составляющие их капельки (в холодное время — мель­
чайшие кристаллики) едва видны и кажутся взвешенными в воз-
Духе. 

Суточный ход осадков совпадает с суточным ходом облачно­

сти. Выделяются два типа суточного- хода осадков — континен-

127 

тальный и морской (береговой).

 Континентальный тип

 имеет 

два максимума (в утренние часы и после полудня) и два мини­
мума (ночью и перед полуднем).

 Морской тип

 — один максимум 

(ночью) и один минимум (днем). 

Годовой ход осадков различен в разных широтных зонах и в 

разных частях 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 разнооб­
разие годового хода осадков нельзя свести к нескольким типам, 
но можно отметить характерные особенности для разных широт, 
позволяющие говорить о его зональности. 

Для экваториальных широт характерны два дождевых сезо­

на (после равноденствий), разделенные двумя сухими сезонами. 

По направлению к тропикам происходят изменения в годовом ре­

жиме осадков, выражающиеся в сближении влажных сезонов 

и слиянии их близ тропиков в один сезон с обильными дождями, 

длящийся 4 месяца в году. В субтропических широтах (35—40°) 
также один дождевой сезон, но он приходится на зиму. В уме­
ренных широтах годовой ход осадков различен над Океаном, внут­
ренними частями материков и побережьями. Над Океаном пре­

обладают зимние осадки, над материками — летние. Летние осадки 

типичны и для полярных широт. Объяснить годовой ход осадков 
з каждом случае можно лишь с учетом циркуляции атмосферы 

(см. ниже). 

Наглядное представление о распределении осадков по земной 

поверхности дает  к а р т а  и з о г н е т

1

. Наиболее обильны осадки 

в экваториальных широтах, где годовое количество их превосхо­

дит 1000—2000 мм. На экваториальных островах Тихого океана 

выпадает до 4000—5000 мм в год, а на наветренных склонах гор 
тропических островов до 10 000 мм. Причиной обильных 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 их количество не более 500 мм. Во внутрен­
них частях континентов и на западных побережьях дожди ме­

стами не выпадают по нескольку лет. В умеренных широтах ко­
личество осадков снова возрастает и в среднем составляет 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 со­
держании влаги в воздухе годовое количество осадков незначи­
тельно (рис. 48). 

Максимальное среднее годовое количество осадков выпадает 

в Черрапунджи (Индия) — около 12 270 мм. Наибольшая годо-

1

 Йзогиеты

 — линии, соединяющие на карте точки с одинаковым коли» 

чеством осадков. 

128 

вая сумма осадков там около 23 000 мм, наименьшая — более 
7 000 мм. Минимальное отмеченное среднее годовое количество 

осадков — в Асуане (0). В СССР наибольшее годовое количест­
во осадков выпадает на южном склоне Главного Кавказского 
хребта (Ачишхо — 3220 мм) и на Черноморском побережье Кав­
каза (Батуми — 2400 мм). Наименьшее количество осадков 
в СССР — на территории Средней Азии и на юго-востоке Евро­

пейской части (в некоторые годы менее 10 мм). 

Т а б л и ц а 17 

Распределение среднего годового количества осадков (мм) по широтам 

Широта 

Северное полушарие 

Южное полушарие 

0—10 

1677 

1872 

10—20 

763 

1110 

20—30 

513 

607 

30-40 

501 

564 

40—50 

561 

868 

50-60 

510 

976 

60—70 

340 

— 

70—80 

194 

1 

Общее количество осадков, выпадающих на поверхность Зем­

ли, за год может образовать на ней сплошной слой высотой до 

1000 мм. 

Снежный покров. Снежный покров образуется за счет выпаде­

ния на земную поверхность снега в условиях достаточно низ­
кой для его сохранения температуры. Он характеризуется высо­
той и плотностью. Высота снежного покрова, измеряемая в сан­
тиметрах, зависит от количества осадков, выпавших на единицу 

поверхности, от плотности снега, от рельефа местности, от расти­
тельного покрова, а также от ветра, перемещающего снег. В уме­

ренных широтах обычная высота снежного покрова 30—50 см. 
Наибольшая его высота в СССР отмечена в бассейне среднего 
течения  Е н и с е я — 110 см. В горах она может достигать несколь­

ких метров. Плотность снежного покрова (отношение массы 

к объему) очень различна (от 0,04 г/см

3

 до 0,7 г/см

3

), в среднем 

0,20025 г/см

3

. От плотности снега зависит его теплопроводность 

(в среднем 0,00027 кал/см сек град.). Снеяшый покров за счет 

высокого содержания воздуха хорошо предохраняет почву от глу­
бокого 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 максималь­
ные температуры воздуха над снежным покровом ниже, чем 
в тех же условиях, но при его отсутствии. 

' Для высоких широт южного полушария нет достаточных данных. 

Б Н. П. Неклюкова 

129 

40 20 0 20 

м е н е е 100 250 500 1000 2000 3000 бо 

ЮОО О 1000 2000 я 

100 80 . 60 40 20 0 20 

Рис. 48. Карта 

осадков 

б*