Проценко Г.Д. Метеорологія та кліматологія - файл n1.doc

Проценко Г.Д. Метеорологія та кліматологія
скачать (20214.5 kb.)
Доступные файлы (1):
n1.doc20215kb.17.09.2012 10:23скачать

n1.doc

1   ...   4   5   6   7   8   9   10   11   ...   15
5.6. Географічний розподіл вологості повітря

Вологість повітря залежить від випаровування та перенесення водяної пари повітряними течіями. Випаровування у першу чергу залежить від дефіциту насичення, а дефіцит тим більший, чим вища температура. Тому розподіл вмісту вологи в атмосфері визначається в основному розподілом температури повітря (мал. 5.4).

Найбільший парціальний тиск водяної пари спостерігається в середині тропічних широт, де протягом усього року у багатьох місцях перевищує 30 гПа. Звідси він зменшується в обох півкулях при зростанні широти місцевості так само, як температура повітря. Зимою тиск водяної пари, як і температура, менший на материках у порівнянні з океаном. Це видно за положенням ізоліній, які прогинаються на суходолі до екватора. Над дуже холодними районами Якутії в січні є замкнені ізолінії тиску водяної пари 0,1 гПа. Менший тиск водяної пари можливий лише в центральних районах Антарктиди.

Влітку температура в середині материків висока, але випаровування обмежене запасом вологи. Тому парціальний тиск водяної пари над суходолом, не дивлячись на вищу температуру, такий же, як і над океаном. Лише в пустелях спостерігається області малого вмісту водяної пари із замкненими ізолініями. На окраїнах материків, куди постійно переноситься повітря з океанів, тиск водяної пари і зимою і літом близький до океанічного. На територіях, де діють мусони, влітку парціальний тиск великий, а взимку малий. Малий вміст водяної пари у повітрі над холодними течіями, особливо це помітно біля західних берегів Америки.




Мал. 5.4. Середній багаторічний розподіл парціального тиску водяної пари (гПа):а) – січень, б) – липень.


Відносна вологість повітря завжди велика в середині тропічних широт, де вона місцями перевищує 85%. Тут випаровування постійно велике, а температура повітря при хмарній погоді відносно невисока. Така ж відносна вологість в Арктиці, у високих широтах океанів. Але це пояснюється не великим вмістом водяної пари у повітрі, а низькою температурою повітря, особливо взимку. Це ми спостерігаємо і над суходолом у високих і помірних широтах холодної частини року, за винятком Якутії, де в умовах переважання антициклональної погоди спостерігається зовсім малий вміст водяної пари (мал. 5.5).

Найменша відносна вологість протягом року спостерігається в тропічних та субтропічних пустелях, де вона завжди менша 50%. В Монголії вона мала взимку через малий вміст водяної пари, а влітку через високі температури. Взимку в Індії мала відносна вологість через панування північно-східного мусону. Влітку до цих районів приєднуються пустелі помірних широт.

Ми розглядали особливості розподілу вологості повітря поблизу земної поверхні (на висоті 2 м). При піднятті угору парціальний тиск водяної пари швидко зменшується, причому зменшується швидше, ніж атмосферний тиск і густина повітря. Це й зрозуміло, адже водяна пара надходить у повітря із земної поверхні . Тому 50% вологи зосереджено в 1,5 км шарі атмосфери, а 99% - в тропосфері. Відносна вологість повітря з висотою також зменшується, але у хмарах вона велика. Взагалі водяної пари в атмосфері багато. В середньому над кожним квадратним метром земної поверхні в повітрі є близько 28,5 кг води.



Мал. 5.5. Середній багаторічний розподіл відносної вологості повітря (%): а) – січень, б) – липень.

5.7. Конденсація та сублімація водяної пари в атмосфері

Конденсація – перетворення водяної пари у рідкий стан. В результаті конденсації утворюються дрібнесенькі крапельки діаметром кілька мікрометрів. Більші краплі утворюються в результаті злиття кількох дрібненьких або в результаті танення сніжинок. Якщо температура повітря знижується до точки роси, то водяна пара стає насиченою. При подальшому зниженні температури повітря, надлишок водяної пари зверх насиченої, перетворюється у рідкий стан.

Зниження температури повітря у більшості випадків відбувається через його піднесення угору. Коли повітря не насичене, то воно адіабатично охолоджується на 1С0 на кожні 100м висоти. Тому для початку конденсації досить повітрю піднестись угору на кілька сотень метрів. Коли ж воно далеке від насичення, то воно повинно піднестись на 1-2км і більше.

Причини піднесення повітря угору різні. Це і турбулентне невпорядковане перемішування, теплова конвекція, і висхідні упорядковані рухи повітря на атмосферних фронтах чи вздовж схилів у горах, а також висхідні рухи повітря на гребенях атмосферних хвиль. Усі ці причини обумовлюють утворення різних видів хмар.

Тумани також утворюються в результаті зниження температури приземного шару повітря. Але у цьому випадку температура повітря знижується в результаті теплообміну з холодною земною поверхнею.

В атмосфері крім конденсації водяної пари відбувається і сублімація. Сублімація – це перетворення водяної пари безпосередньо у кристалики льоду. Сублімація в атмосфері починається при температурі нижче -40С0. Коли ж в атмосфері уже є кристали льоду, то сублімація на їхній поверхні відбувається і при температурі нижче -6–8С0.

У більшості випадків кристали льоду появляються в атмосфері при замерзанні переохолоджених крапель води при температурі близько -10С0 і нижчій.

Краплі води при конденсації водяної пари утворюються на ядрах конденсації. В основному ядрами конденсації є кристалики гігроскопічних солей, особливо морської солі. Морська сіль надходить в атмосферу при хвилюванні моря. На гребенях хвиль утворюється піна, тобто бульбашки, заповнені повітрям. Бульбашка лопається і в усіх напрямках розлітаються дрібненькі краплі. Коли розривається бульбашка діаметром близько 6мм, то розлітається близько 1000 крапель, які вітром розносяться на величезні відстані. При швидкості вітру 15 м/с з 1 см2 поверхні моря за 1с у повітря надходить кілька десятків ядер конденсації з масою 10-15-16 г кожне.

Розмір ядер конденсації малий: від 5·10-3 до 20 мкм. Цей діапазон умовно поділяють на три групи ядер. Ядра радіусом від 5·10-3 до 2·10-1 мкм називають ядрами Айткена – на честь англійського фізика Дж. Айткена. Їх концентрація змінюється від 1 до 1·105 см-3 залежно від висоти над земною поверхнею. Другу групу складають великі ядра з радіусом від 0,2 до 1 мкм, середня концентрація яких близько 102 см-3.Ядра з радіусом понад 1мкм називають гігантськими і їх концентрація звичайно не перевищує 1·10-3 см-3. Саме ці ядра відіграють велику роль в утворенні опадів. Через свою легкість ядра завжди завислі в атмосфері і самі не падають з атмосфери, вони плавають в атмосфері роками. Через свою гігроскопічність вони часто плавають у вигляді насиченого розчину солей. При збільшенні відносної вологості повітря краплі збільшуються у розмірі, а при наближенні вологості повітря до 100% вони стають видимими на око краплями хмар та туманів.

Кристалики солей та інші гігроскопічні ядра надходять в атмосферу при розвіюванні ґрунту вітром. Гігроскопічними є також тверді частки продуктів горіння або органічного розкладу. У промислових центрах в атмосфері є дуже багато таких ядер конденсації. Ядрами конденсації можуть бути досить великі негігроскопічні частки, поверхня яких змочується. Взагалі за походженням ядра конденсації поділяють на чотири групи, %: ядра морського походження – 20, продукти горіння – 40, частинки ґрунту – 20, іншого походження – 20.

Конденсація водяної пари відбувається на найбільших ядрах конденсації. Це так звані метеорологічні ядра конденсації з розміром 0,1 – 1,0 мкм. На малих ядрах водяна пара може конденсувати лише у штучних умовах при значному перенасиченні повітря. У повітрі ядер конденсації достатніх розмірів багато. Поблизу земної поверхні в 1см3 повітря містяться тисячі й десятки тисяч ядер конденсації. При піднесенні угору кількість ядер конденсації швидко зменшується.

Конденсація водяної пари може відбуватись і без ядер конденсації. Це відбувається інколи на комплексі молекул газів. Але така крапля не стійка. Наступної миті молекули розлітаються і крапля зникає. Наявність ядра конденсації в краплі збільшує її стійкість через гігроскопічність ядра. В лабораторних умовах конденсація не відбувається навіть при великому перенасиченні повітря, якщо в ньому немає ядер конденсації. В природних умовах перенасичення повітря не спостерігається, оскільки ядер конденсації завжди достатньо.

Раніше вважалось, що кристалики льоду в атмосфері виникають на особливих ядрах сублімації. Тепер уже досліджено, що на ядрах конденсації виникають краплі води, які при низьких температурах замерзають і на цих кристалах відбувається сублімація водяної пари.

В результаті конденсації водяної пари утворюються дуже дрібненькі крапельки – це долі мікрометра. При тривалому процесі конденсації радіус крапель може досягти 20 мкм. Залежно від умов утворення та стадії розвитку хмари краплі у ній можуть бути досить однорідні, а можуть бути й різноманітними за розмірами. Краплі хаотично рухаються і в результаті зустрічі двох крапель відбувається їх коагуляція або злиття. Для того, щоб спрацював механізм коагуляції, необхідна наявність крапель у хмарі з радіусом r?18 мкм. Природним джерелом великих крапель можуть бути гігантські ядра конденсації, які складаються з морської солі. Нова крапля уже більша за розмірами.

Коагуляції сприяють різнойменні заряди крапель. Однойменно зарядженні краплі взаємно відштовхуються. В результаті коагуляції радіус крапель у хмарі може досягти 100-200 мкм. Такі краплі починають випадати із хмар у вигляді мряки чи слабкого дощу. Краплі більшого розміру виникають при таненні кристалів льоду. Радіус крапель дощу може досягати тисяч мікрометрів, тобто кількох міліметрів.

При замерзанні крапель води в атмосфері утворюються повні кристали – льодяні шестигранні пластинки або призми з діаметром 10-20 мкм. При подальшій сублімації на їхній поверхні, кристалики збільшуються і на їхніх кутах утворюються розгалуження у вигляді променів. На цих розгалуженнях утворюються нові розгалуження і кристали перетворюються у шестигранні зірочки-сніжинки. Ця форма йде від формули води. Кристали можуть бути й іншого різноманітного складного вигляду, оскільки вони в атмосфері дробляться, змерзаються тощо. Радіус сніжинок досягає кількох міліметрів. Часто кілька сніжинок злипаються і утворюється цілі пластівці.

Зрозуміло, що не вся водяна пара в атмосфері конденсується. У рідкий чи твердий стан перетворюється лише частина водяної пари – зверх насиченої водяної пари.

5.8. Міжнародна класифікація хмар

Хмари – це скупчення завислих в атмосфері на висоті дрібних крапель води, кристалів льоду або їх суміші, що утворились при охолодженні вологого повітря. У зв’язку з тим, що в атмосфері Землі є багато процесів які призводять до охолодження повітря, виникає багато форм хмар. Уже в кінці XIX ст. була запроваджена міжнародна класифікація хмар. З часом вона уточнювалась і на сьогодні використовується морфологічна (за зовнішнім виглядом)міжнародна класифікація хмар.

Вона включає 4 родини (яруси), 10 родів(форм), 20 видів та 35 різновидів, які відрізняються за умовами утворення, структурою, щільністю, забарвлення, характером опадів, оптичними явищами тощо.

Хмари верхнього ярусу. Висота основи хмар у помірних широтах вище 6км:

  1. Перисті (пір’ясті). – Cirrus (Ci).

  2. Перисто-шаруваті – Cirrostratus (Cs).

  3. Перисто-купчасті – Cirrocumulus (Cc).

Хмари середнього ярусу. Висота основи хмар у помірних широтах від 2 до 6км:

  1. Високо-шаруваті – Altostratus (As).

  2. Високо-купчасті – Altocumulus (Ac).

Хмари нижнього ярусу. Висота основи хмар у помірних широтах від кількох десятків метрів до 2 км над поверхнею Землі:

  1. Шаруваті – Stratus (St).

  2. Шарувато – купчасті – Stratocumulus (Sc).

  3. Шарувато – дощові – Nimbostratus (Ns).

Хмари вертикального розвитку або конвективні. Основа цих хмар розташована в межах нижнього ярусу і рідко буває нижче 350 м. Вершина їх часто проникає у верхній ярус, а інколи досягає тропопаузи:

  1. Купчасті – Cumulus (Cu).

  2. Купчасто – дощові – Cumulonimbus (Cb).

Хмари – не сталі утворення, для одержання надійних характеристик хмарності необхідні безперервні спостереження за формуванням, розвитком та зміною хмар. Спеціальні атласи фотографій та схем хмар дозволяють вивчати їхню різноманітність. Цьому сприяє й коротка загальна характеристика хмар.

Хмари верхнього ярусу – найвищі хмари тропосфери. Складаються з кристалів льоду. Вони світло-сірого кольору, напівпрозорі, пропускають частково прямі сонячні промені, тому предмети мають тіні.

Перисті (пір’ясті) хмари як пір’я птаха або смуги волокнистої структури.

Перисто-шаруваті хмари – тоненька прозора біляста вуаль, яка вкриває все небо чи його частину. Інколи вони також мають волокнисту структуру.

Перисто-купчасті хмари мають вигляд гряд, шарів, які складаються з дуже малих пластівців, кульок, завитків, баранців. Вони часто нагадують брижі на поверхні води чи піску.

Хмари середнього ярусу значно щільніші. Сонце та Місяць через них просвічують у вигляді розмитих плям, але прямих сонячних променів уже немає і предмети не створюють тіні.

Високо-шаруваті хмари – світло-сірий покрив різної щільності, вкривають усе небо чи його частину. Це типові змішані хмари. У яких є дрібненькі краплі та сніжинки. З них випадають слабкі опади, які влітку випаровуються і не досягають земної поверхні, а взимку з них випадає слабкий сніг.

Високо-купчасті хмари мають вигляд шарів та гряд сірого кольору, які складаються з плоских валів, дисків, пластин. Вони часто простягаються у вигляді рядів. Для них характерна іризація – райдужне забарвлення країв хмар, які спрямовані до Сонця. Іризація свідчить про те, що високо-купчасті хмари складаються з дуже дрібних крапель води.

Хмари нижнього ярусу.

Шаруваті хмари – це сірий однорідний шар. Складаються із крапель води діаметром 4-10 мкм. З них випадає мряка. Взимку при досить низьких температурах з них випадають снігові зерна (як манна крупа), маленькі сніжинки, або кристалики льоду у вигляді голок. Коли утворюється тонкий шар хмар, то диск Сонця чи Місяця може посвічувати крізь хмари. Інколи хмари можуть мати вигляд суцільного шару порваних клаптів.

Шарувато-купчасті хмари – це гряди чи шари сірих хмар, які завжди мають темні ділянки. Між окремими елементами хмар інколи просвічує небо. Зовні дещо схожі на висококупчасті хмари, але окремі елементи їх будови більші. Структурні елементи хмар у більшості випадків простягаються рядами. Складаються в основному з дрібненьких однорідних крапель з діаметром 10-14 мкм, які при від’ємних температурах зберігаються у переохолодженому стані, зрідка присутні трохи кристалів та сніжинок. Тому із щільних хмар інколи випадає мряка або слабкий сніг.

Шарувато-дощові хмари – дуже потужні хмари на атмосферних фронтах і простягаються з нижнього до верхнього ярусів. У верхній частині вони складаються з дрібненьких крапель та сніжинок, а в нижній є й великі краплі та сніжинки. Тому хмари темно-сірого кольору і небесні світила крізь них не просвічують. Під суцільним шаром шарувато-дощових хмар часто утворюються безформні накопичення розірваних хмар, які дуже темні на фоні шарувато-дощових. Із цих хмар випадають опади облогового характеру.

Хмари вертикального розвитку утворюються в результаті конвекції. Мають вигляд ізольованих щільних мас з плоскою основою та чудернацькими вершинами, які нагадують нагромадження куполів та башт. Вершини хмар сліпучо-білі, а основи сірі або темно-сірі. Найчастіше основа хмар на висоті 400-1500 м, а вершина досягає верхнього ярусу.

Купчасті хмари – спочатку у вигляді шматків вати з подальшим розвитком угору. Це окремі щільні маси з сіруватими плоскими основами та опуклими вершинами. Інколи вершини бувають плоскими, що свідчить про наявність в атмосфері інверсії, яка перешкоджає розвитку хмар угору. Складаються з крапель води і не дають опадів. При сприятливих умовах купчасті хмари перетворюються в купчасті потужні з темною основою та блискучою вируючою вершиною. У цій фазі вони можуть включати і кристали, тому з них можуть випадати опади зливового характеру.

Купчасто-дощові хмари є результатом подальшого розвитку купчастих хмар. Це велетенські гороподібні маси хмар з темною, а інколи синюватою основою та з білою вершиною частіше волокнистої структури. Часто верхня частина хмари має форму ковадла. У верхній частинні купчасто-дощові хмари складаються з кристалів льоду, а в середній з кристалів та крапель. З цих хмар випадають опади зливового характеру, часто з грозами. Тому купчасто-дощові хмари ще називають зливовими або грозовими. Вертикальна протяжність до 10км, а інколи досягають тропопаузи. Під основою цих хмар у смугах падіння опадів часто спостерігають накопичення розірваних хмар.

Елементи хмар – краплі та кристали дуже малі і вони зрівноважуються силою тертя. Швидкість падіння крапель у нерухомому повітрі дорівнює кільком долям сантиметра за секунду, а кристалів – ще менше. При наявності турбулентності краплі та кристали перебувають у завислому стані тривалий час. Вони повільно зміщуються то вниз, то вверх. Якщо відносна вологість повітря зменшується, то хмари випаровуються.

Хмара постійно змінюється: її складові постійно випаровуються і виникають знову. Хмара є лише видимою частиною води у даний момент. Це особливо помітно при утворенні хмар над вершиною гори. При безперервному перетіканні повітря через вершину у ньому відбуваються такі зміни. При піднесенні вверх повітря адіабатично охолоджується, відбувається конденсація водяної пари і утворюються хмари. Їх видно над вершиною гори, як нерухомі. Насправді ми кожної миті бачимо нову хмару. Хмари рухаються разом з повітрям і спереду постійно випаровуються. Тут повітря опускається вниз, адіабатично нагрівається і відділяється від стану насичення. З навітряного боку гори хмари постійно наново утворюються із вологи, яка переноситься догори разом з повітрям.

На рівнині хмара так само постійно змінюється. Краплі з хмари опускаються донизу і, переходячи за її межі у ненасичене повітря, одразу випаровуються. Водяна пара переноситься вверх і знову конденсується. Цей процес іде постійно і хмара постійно відновлюється. Вважається, що конкретна купчаста хмара існує лише 10-20 хвилин, після чого ми вже бачимо по суті іншу купчасту хмару.

5.9. Мікроструктура та водність хмар

За своїм фазовим складом хмари поділяють на три групи. Це дуже суттєво для атмосферних процесів, у чому ми пересвідчимось далі.

  1. Водяні або крапельні хмари, які складаються виключно з крапель води. Вони бувають такими не лише при позитивних температурах, але й при негативних (до -10С0). В останньому випадку краплі перебувають у переохолодженому стані. Це нормальний стан, вода в атмосфері замерзає лише при температурах близьких до -10С0.

  2. Змішані хмари. Вони складаються із суміші крапель води та кристалів льоду. Існують при температурі повітря від -10С0 до -40С0.

  3. Льодяні або кристалічні хмари, які складаються лише із кристалів льоду. Вони існують при температурі повітря нижче -40С0.

Отже фазовий стан хмар залежить від пори року та висоти, на якій вони утворюються. У теплу пору року водяні хмари існують у нижніх та середніх шарах атмосфери, де температура повітря не опускається нижче -10С0. Змішані хмари існують в середніх шарах атмосфери, а льодяні – у верхніх. У холодну пору року залежно від температури повітря змішані та льодяні хмари можуть виникати і поблизу земної поверхні. По суті поблизу земної поверхні льодяні хмари можуть бути в Сибіру, Канаді та в Антарктиді.

Масу крапель води та кристалів льоду в 1 м3 хмари називають водністю хмар. Сюди не враховують водяної пари, яка залишається в атмосфері після конденсації чи сублімації. Водність хмар відносно мала, не дивлячись на те, що в 1 см3 об’єму хмари в нижніх шарах атмосфери нараховуються сотні крапельок води. У верхніх шарах атмосфери у цьому об’ємі є лише кілька крапельок. Вміст кристалів льоду ще менший – 1 кристал в 4-5 см3 хмари.

У водяних хмарах в 1 м3 міститься від 0,01 до 3 г рідкої води. В середині тропічних широт водність хмар більша. У льодяних хмарах водність зовсім мала – це соті і тисячні долі грама в 1м3. Не дивно, що льодяні хмари не дають опадів.
5.10. Світлові явища у хмарах

Краплі води та кристалики льоду створюють суттєву неоднорідність атмосфери. У краплинах води та кристалах льоду відбувається відбивання, переломлення та дифракція (розклад) сонячних променів. Тому у хмарах досить часто спостерігаються світлові або оптичні явища. Вони не мають ніякого практичного значення, але дають деяку інформацію про самі хмари, у яких вони виникають.

Г

Мал. 5.6. Сонячний хрест у хмарах
ало
спостерігається у хмарах верхнього ярусу, які складаються із кристалів льоду, особливо у перисто-шаруватих. Перш за все це світлі кільця з кутовим радіусом 220 або значно рідше 460, центри яких співпадають з диском Сонця чи Місяця. Вони мають слабко виражені кольори райдуги, червоний всередині. Поряд з цими основними формами гало спостерігаються ще другорядні або несправжні Сонця або Місяці. Через світило проходить білий круг, розташований паралельно горизонту. По обидва боки від світила під кутом 220 або 460 видно яскраві підфарбовані плями, які нагадують диск Сонця чи Місяця. До основних кіл інколи появляються дотичні дуги. Спостерігаються ще світлі вертикальні стовпи, які проходять через диск світила, які ніби продовжують його вверх-вниз, а також світлий горизонтальний круг на рівні світил. Вершиною оптичних явищ є рідкісне поєднання стовпів та круга – чітко виражений світлий хрест (мал.5.6.).

Підфарбовані гало виникають в результаті переломлення променів світла в шестигранних призмовидних кристалах льоду, а безколірні форми – відбиттям світла від граней кристалів. Форми гало залежать від типів та особливостей руху кристалів, від орієнтації їх вісі у просторі та висоти Сонця.

Гало розміром 220 обумовлене переломленням променів боковими гранями кристалів при невпорядкованій орієнтації їх вісі у всіх напрямках, а розміром 460 – переломлення променів між боковими гранями то основою призм.

Несправжні Сонця та Місяці виникають зимою при стійкій антициклональній морозній погоді. При дуже низькій температурі відбувається сублімація водяної пари у приземному шарі атмосфери і вона заповнюється великою кількістю дрібненьких кристалів льоду. Це ж буває при цих же умовах, але при дещо іншій формі кристалів і при низькому положенні світил над горизонтом. Отже, це свідчення дуже морозної антициклональної погоди.

Вінці або ореол. Виникають у висококупчастих хмарах, які закривають диск світила і складаються з дрібненьких однорідних крапель води, а також у туманах навколо штучних джерел світла. Радіус вінців 1-50 і він обернено пропорційний діаметру крапель, що дозволяє за радіусом явища визначити розміри крапель у хмарах.

Вінці – світле кільце, яке прилягає впритул до диску Сонця чи Місяця, голубуватого кольору, а зовнішній край червонуватий. Може бути з одним або кількома додатковими кільцями такого ж, але світлого кольору. Явище виникає в результаті дифракції (розкладу) світла у дрібненьких краплях води. Вінці навколо ліхтарів у тумані мають багатші кольори райдуги.

Глорія. Спостерігається на фоні хмар або туману, які розташовані прямо перед спостерігачем або нижче його, тобто явище можна спостерігати в горах або з літака. Це ореол навколо точки, прямо протилежної диску світила. На ці хмари падає тінь спостерігача і ореол вінчає тінь його голови. Глорія пояснюється дифракцією відбитого від крапель світла, коли Сонце поблизу горизонту. Часто можна бачити нечіткі контури диковинних істот, які нагадують людину, але велетенських розмірів. Істоти темно-сірого кольору безперервно змінюють форму, то наближаються, то віддаляються. Це явище одержало назву „брокенська примара”, за назвою вершини Брокен в горах Гарц (Середня Німеччина), де воно спостерігається досить часто. Явище було відоме в давнину у Західному Китаї за назвою „Пишність Будди”. Замість себе можна побачити чужу тінь. Відоме зображення на фоні хмар жінки з дитиною на руках – „Брокенське диво”.

Райдуга (народне веселка). Спостерігається на фоні хмар, з яких іде дощ і які підсвічуються прямими сонячними променями. Це кольорова дуга або напівколо радіусом близько 420. Зовнішній край райдуги червоний, внутрішній фіолетовий, між ними решта кольорів спектру. Райдуга виникає в результаті переломлення сонячних променів при вході та виході із крапель, відбиттям їх всередині крапель і дифракцією променів на краплях.

Дуга райдуги є частиною кола, центр якого лежить на прямій, яка з’єднує око спостерігача з центром диску Сонця. Якщо спостерігач рухається, то рухається й райдуга. Коли Сонце поблизу обрію, то й центр райдуги там і її видно як напівколо. При збільшенні висоти Сонця над обрієм райдуга ховається за обрій. Коли висота Сонця досягає 420 і більше то її не видно зовсім. Інколи з літака удавалось бачити райдугу у вигляді майже повного кола.

Інколи поряд з основною спостерігається друга райдуга. Вона слабше світиться, а її радіус близько 500, зовнішній край її фіолетовий. Зовсім рідко можна спостерігати навіть третю та четверту райдуги. Інколи також можна спостерігати додаткові райдуги і всередині основної.

Ширина й забарвлення, інтенсивність свічення дуже змінюються залежно від розмірів крапель. Формується райдуга переважно на фоні купчасто-дощових хмар, які не вкривають усе небо. Райдугу видно і тоді, коли краплі великих розмірів плавають у хмарі, і тоді, коли вони випадають із хмари у вигляді дощу. Інколи райдугу можна спостерігати і на фоні хмар з дрібними краплями, навіть на фоні туману. Але у цьому випадку вигляд її інший: велика ширина, майже білого кольору, її краї мають слабке забарвлення. При відповідному освітленні райдугу можна спостерігати при розбризкуванні води водоспадами, фонтанами, морськими хвилями.

5.11. Добовий та річний хід хмарності

Хмарністю називають ступінь вкриття неба хмарами. Оцінюється балами від 0 до 10.При необхідності узагальнення можна легко перейти до оцінки у відсотках. Так, хмарність 6 балів показує, що хмари вкривають 60% небосхилу.

Добовий хід хмар не завжди проявляється. Так, хмари на атмосферних фронтах утворюється незалежно від часу доби. Інші форми хмар мають різний добовий хід. Конвективні хмари, тобто купчасті та купчасто-дощові, виникають в середині дня і до кінця дня їх кількість зменшується, вночі вони зникають повністю. Водна поверхня майже немає добового ходу температури, тому й конвективні хмари тут або не мають добового ходу, або невеликий максимум спостерігається вранці. Шаруваті та шарувато-купчасті хмари виникають у зв’язку з вихолоджуванням земної поверхні, тому найбільше їх буває в кінці ночі та вранці.

У зв’язку з цим влітку над суходолом у помірних широтах протягом доби виділяється два максимуми: один вранці, а другий головний максимум у післяполуденні години. Взимку конвекції немає, тому спостерігається лише вранішній максимум. У тропічних широтах конвекція розвинута протягом усього року, тому постійно виявляється післяполудневий максимум. В середній та верхній частині гір найменша хмарність спостерігається вночі, коли повітря стікає вниз, а найбільша хмарність у післяполудневі години, тобто при розвитку висхідних рухів.

На земній кулі виділяють два типи річного ходу хмарності. У першому типі річний хід хмарності співпадає з річним ходом опадів. У другому типі річний хід хмарності та опадів протилежні.

В районі екватора хмарність велика протягом усього року (6-8 балів). Максимальна хмарність співпадає з періодами весняного та осіннього рівнодення. У цей час тут Сонце перебуває в зеніті і розвивається інтенсивна конвекція. Тут річний хід хмарності та опадів співпадає. Амплітуда річного ходу хмарності близько двох балів.

Найбільший річний хід хмарності спостерігається в районах екваторіальних мусонів та мусонів субтропічних і помірних широт. У Бомбеї (Індія) взимку хмарність 1,3-1,4 бала, влітку 5,6-7,3 бала і амплітуда досягає шести балів. Влітку спостерігається і максимум опадів. На цій же широті над океанами амплітуда річного ходу хмарності не перевищує 2 балів.

У тропічній зоні Землі протягом усього року спостерігається невелика хмарність. На станції Ваді – Хальфа (21055 ́пн.ш., 31019́ с.д.) протягом усього року хмарність змінюється від 1,1 до 2,5 балів, причому мінімум і максимум хмарності спостерігається влітку та восени (1,1 бала у червні та жовтні, 2,5 бала липень-серпень). У субтропіках найчіткіший хід хмарності виражений в Середземномор’ї. Тут максимум взимку, мінімум влітку. Максимум хмарності та опадів тут обумовлюється активною циклонічною діяльністю взимку на середземноморській гілці полярного фронту.

У помірних широтах Східної Європи річний хід хмарності протилежний річному ходу опадів. Тут зимою переважають суцільні низькі шаруваті та шарувато-купчасті хмари, які дають мало опадів. Влітку хмарність менша, але переважають купчасто-дощові хмари з більшою кількістю опадів. Для обох півкуль характерним є збільшення хмарності влітку та зменшення її взимку (табл. 5.2).

Таблиця 5.2 Річний хід хмарності на Землі, бали.


Широта,0

І

ІІ

ІІІ

ІV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Рік

90 пн.

4,9

4,8

5,5

5,5

7,7

8,9

9,2

9,2

9,0

7,9

6,0

5,3

7,0

90-80

5,3

5,2

5,3

5,7

7,7

8,5

8,7

9,0

8,8

8,0

6,2

5,4

7,0

80-70

5,9

5,8

5,5

6,1

7,5

7,8

7,9

8,0

8,3

7,9

6,7

5,8

6,9

70-60

6,5

6,3

6,2

6,4

7,2

7,3

7,3

7,4

7,9

7,8

7,0

6,7

7,0

60-50

6,9

6,7

6,7

7,0

7,3

7,3

7,3

7,2

7,2

7,3

7,3

7,1

7,1

50-40

6,6

6,6

6,6

6,8

6,8

6,6

6,3

6,0

5,8

6,0

6,5

6,7

6,4

40-30

5,9

5,9

5,9

5,8

5,7

5,4

5,1

4,8

4,7

5,0

5,3

5,7

5,4

30-20

4,8

4,8

4,7

4,7

4,7

4,9

5,1

4,9

4,6

4,5

4,6

4,8

4,8

20-10

4,8

4,6

4,7

5,0

5,2

5,7

6,2

6,1

5,9

5,4

5,0

4,9

5,3

10-0

5,7

5,6

5,8

6,1

6,2

6,4

6,4

6,3

6,2

6,0

5,8

5,7

6,0

0-10 пд.

6,2

6,1

6,0

5,9

5,6

5,3

5,2

5,3

5,7

5,7

6,0

6,1

5,8

10-20

5,9

5,7

5,7

5,3

4,9

4,6

4,8

5,0

5,2

5,6

5,8

5,6

5,3

20-30

5,3

5,3

5,4

5,2

5,0

4,9

5,0

4,9

5,2

5,5

5,5

5,4

5,2

30-40

5,8

5,7

5,8

5,8

6,0

6,0

5,9

5,8

6,1

6,2

5,9

5,8

5,9

40-50

6,9

7,0

6,9

7,0

7,2

7,1

7,0

6,9

7,1

7,1

7,1

7,1

7,0

50-60

8,4

8,2

8,1

8,1

7,9

7,8

7,8

7,7

7,6

8,0

8,4

8,3

8,0

60-70

8,8

8,4

8,1

7,9

7,6

7,3

7,5

7,6

7,5

8,0

8,2

8,2

7,9

70-80

6,8

6,8

6,8

6,3

5,5

5,4

5,4

6,0

6,1

6,6

6,3

6,6

6,2

80-90

5,4

5,7

5,9

4,5

4,2

4,1

3,9

5,0

5,0

5,0

5,4

5,7

5,0

90 пд.

5,0

4,6

4,5

3,1

2,6

3,0

3,1

3,5

4,5

5,2

4,0

4,9

4,0

Північна півкуля

5,7

5,6

5,6

5,8

6,0

6,2

6,2

6,1

6,0

5,9

5,8

5,8

5,9

Південна півкуля

6,5

6,4

6,3

6,2

6,0

5,8

5,9

5,9

6,1

6,3

6,4

6,4

6,2

Уся Земля

6,1

6,0

6,0

6,0

6,0

6,0

6,0

6,0

6,0

6,1

6,1

6,1

6,0


Взагалі найбільша хмарність протягом року спостерігається в зоні екватора, а також над океанами помірних та субполярних широт обох півкуль. Дуже хмарна погода спостерігається в районі Ісландського та Алеутського мінімумів, Тихоокеанського узбережжя Канади, північно-західного узбережжя Європи, басейнів Амазонки, Конго, Нової Гвінеї і навколишньої акваторії, Вогняної Землі та субантарктики (мал.5.7).

Найменша хмарність спостерігається в континентальних районах тропічних та субтропічних широт. Особливо це стосується північно-східної території Сахари, Аравійського півострова, південного заходу Північної Америки. Тут хмарність не перевищує 0,1-0,2 бала. Найменша хмарність на океанах спостерігається в тропічних широтах обох півкуль. Безхмарна погода в окремі сезони спостерігається в Монголії, Східному Сибіру, Канадському архіпелазі, Гренландії, у центрі Антарктиди.

Визначення хмарності за допомогою супутників показало, що при візуальній оцінці із поверхні Землі кількість хмар дещо збільшується. Але розбіжності незначні і для кліматологічної характеристики можна використовувати як наземні, так і супутникові спостереження. Супутникова інформація особливо цінна для океанічних просторів, де дуже мало метеорологічних станцій.

Спостереження за допомогою супутників дали можливість встановити, що у південній півкулі хмари вкривають 62 % площі, а в північній – 53 %. Це пояснюється тим, що океани у південній півкулі займають 81% території, а в північній 61 %. Над океанами хмарність завжди більша, ніж над суходолом. Так, у північній півкулі взимку вона більша на 10 %, а влітку на 18-20 %.

Хмарність є дуже важливим фактором, який визначає характер багатьох фізичних процесів в атмосфері. Змінюючись як у просторі, так і в часі, хмарність впливає на радіаційний та тепловий режим Землі. Більше всього вона впливає на величину сумарної радіації, альбедо та ефективного випромінювання, а через них і на величину радіаційного балансу підстильної поверхні. Впливаючи на величину радіаційного балансу підстильної поверхні, тим самим хмарність впливає на тепловий режим земної поверхні та атмосфери, через який вона впливає на циркуляцію атмосфери.


Мал.. 5.7. Географічний розподіл середньої місячної хмарності (бали): а) – січень, б) – липень.


1   ...   4   5   6   7   8   9   10   11   ...   15


5.6. Географічний розподіл вологості повітря
Учебный материал
© nashaucheba.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации