5. Вода в атмосфере. Влагооборот

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и транспирации растений.

Процесс испарения состоит в том, что отдельные молекулы воды отрываются от водной поверхности или от влажной почвы и переходят в воздух как молекулы водяного пара. Одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду или в почву. Если достигается состояние подвижного равновесия, когда возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности, то испарение прекращается: отрыв молекул с поверхности продолжается, но он покрывается возвращением молекул. Такое состояние называют насыщением, водяной пар в этом состоянии - насыщающим, а воздух, содержащий насыщающий водяной пар, - насыщенным. Упругость водяного пара в состоянии насыщения называют упругостью насыщения. Упругость насыщения растет с температурой.

Влагосодержание воздуха прежде всего зависит от того, сколько водяного пара попадает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. Естественно, что над океанами оно больше, чем над материками, так как испарение с поверхности океана не ограничено запасами воды. В то же время в каждом месте влагосодержание зависит и от атмосферной циркуляции: воздушные течения приносят в данный район воздушные массы, более влажные или более сухие из других областей Земли. Наконец, для каждой температуры существует состояние насыщения, т. е. существует некоторое предельное влагосодержание, которое не может быть превзойдено.

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. Это упругость (давление) водяного пара е – основная и наиболее употребительная характеристика влагосодержания, а также относительная влажность r, т. е. процентное отношение фактической упругости пара к упругости насыщения при данной температуре:

. (9)

Употребительной характеристикой является также абсолютная влажность (а), т. е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на кубический метр воздуха:

г/м³, (10)

где е выражено в миллибарах. При температуре 0⁰C (273⁰K) и для состояния насыщения а = 4,9 г/м³.

Еще одна широко применяемая характеристика влагосодержания - удельная влажность s – отношение плотности водяного пара к общей плотности влажного воздуха. Иначе можно сказать, что это есть отношение массы водяного пара к общей массе влажного воздуха в том же объеме. Приближенно удельная влажность может быть рассчитана по формуле

. (11)

Для разных целей применяются еще три характеристики влажности:

- точка росы τ – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух. Чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к насыщению. При насыщении точка росы равна фактической температуре;

- отношение смеси – содержание водяного пара в граммах на килограмм сухого воздуха. Эта величина мало отличается от удельной влажности;

- дефицит влажности - разность между упругостью насыщения E при данной температуре воздуха и фактической упругостью е пара в воздухе. Дефицит влажности характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах.

Влагосодержание воздуха у земной поверхности имеет суточный и годовой ход, в общем связанный с соответствующими периодическими изменениями температуры.

Относительная влажность убывает с высотой во все сезоны года в ясные дни и практически постоянна в пасмурные (исключение составляет осень). Удельная влажность в ясные дни зимой медленно растет с высотой, в другие сезоны убывает. В слу­чае облачного неба удельная влажность практически не изме­няется с высотой зимой и более медленно, чем в ясные дни, убывает с высотой в другие сезоны года. Относительная влажность в па­смурные дни во все сезоны и на всех высотах больше, чем в ясные. Удельная влажность на всех уровнях существенно больше в пас­мурные дни осенью и особенно зимой.

Изменение температуры и турбулентного обмена обусловливает хорошо выраженный суточный ход харак­теристик влажности. Наиболее значительные суточные изменения гигрометрических характеристик наблюдаются в теплую половину года над материками.

Важную роль в наблюдениях за гидрометрическими характеристиками играет психрометрическая будка, которая устанавливается на метеорологических станциях. Устанавливается будка так, чтобы резервуары находя­щихся в ней термометров располагались на высоте 2 м от по­верхности земли.

Термометры устанавливаются в будке на особом штативе. Два термометра, установленных вертикально, со­ставляют прибор, называемый психрометром (рис. 6). Один термометр называется сухим, другой – смоченным.

Рис. 6. Внутренний вид психрометричеокой будки

Температура воздуха в данный момент определяется по сухому термо­метру психрометра. У смоченного термометра резервуар обер­нут батистом; последний смачивается водой, которую он втя­гивает из стаканчика. Вода с батиста испаряется – и тем силь­нее, чем суше будет воздух. На это испарение затрачивается тепло, которое отнимается у термометра, а потому показания смоченного термометра будут меньше, чем показания сухого. Разница в их показаниях тем больше, чем суше воздух. По показаниям сухого и смоченного термометров при помощи психрометрических таблиц определяется влажность воздуха. В будке, кроме психрометра, устанавливаются еще термо­метры для определения крайних значений температуры – са­мой высокой (максимальной) и самой низкой (минимальной).

Влажность в определенной точке пространства изменяется под влиянием следующих про­цессов:

а) упорядоченного переноса водяного пара со средней скоро­стью в горизонтальном направлении. Этот процесс называют ад­векцией водяного пара.

б) упорядоченного переноса пара вертикальными токами. Этот процесс называют конвекцией водяного пара.

в) турбулентной диффузии пара в вертикальном и горизонтальном направлениях.

Диффузия всегда приводит к выравниванию удельной влажности, если не происходит приток или отток водяного пара через границы области. Перенос и перераспределение пара по горизонтали осуществляются в основном адвек­цией. Турбулентная диффузия в этом процессе играет заметную роль лишь в тех областях, где резко изменяются свойства земной поверхности (например, вблизи берегов озер, морей и океанов).

Анализ измерений влажности в стратосфере позволил наметить два типа распределения удельной влажности (s).

1. Выше тропопаузы s резко уменьшается до 0,001–0,01 г/кг вблизи 16 км; выше этого уровня удельная влажность растет и на предельных высотах (около 30 км), до которых выполнены измерения, достигает значений, в 10–100 раз превышающих s вблизи тропопаузы.

2. Удельная влажность мало изменяется с высотой, но сравнительно высока во всем слое выше тропопаузы (примерно 0,01–0,05 г/кг).

Сведения о влажности воздуха в верхней стратосфере и мезосфере еще более малочисленны. Однако, поскольку здесь наблю­дается турбулентное перемешивание, водяной пар может поступать из нижних слоев и в эти слои, о чем свидетельствует образование серебристых (мезосферных) облаков, которые, как принято сей­час считать, состоят из ледяных кристаллов.

Распределение и суточный ход влажности в пограничном слое атмосферы также разнообразны, как и профили температуры. С целью выявления наиболее общих закономерностей и исключе­ния ошибок измерения проводится осреднение опытных данных зондирования.

Удельная влажность зимой практи­чески не изменяется с высотой. Во все другие сезоны года удель­ная влажность убывает с высотой – быстрее летом и весной и медленнее осенью. Влажность летом также изменяется в более широких пределах, чем зимой.

Относительная влажность убывает с высотой во все сезоны года в ясные дни и практически постоянна в пасмурные (исключение составляет осень).

В суточных колебаниях упругости водяного пара, абсолютной и удельной влажности отмечаются два максимума (в 7-10 и 19-22 ч) и два минимума (перед восходом Солнца и в 15-17 ч). Су­точный ход абсолютной влажности над сухой почвой иллюстри­руется на рис. 7.

В утренние часы после восхода Солнца температура земной поверхности начинает расти. Увеличивается скорость испарения, а вместе с ней и влажность воздуха. Но этот рост продолжается лишь до 9–10 ч. В околополуденные часы сильно возрастает интен­сивность турбулентного обмена, под влиянием которого водяной пар переносится в более высокие слои.

Если почва недостаточно увлажнена, то этот отток водяного пара не компенсируется испарением влаги с почвы, вследствие чего в нижних слоях удельная и абсолютная влажность в около­полуденные часы уменьшается. В вечерние часы под влиянием ослабления турбулентного обмена удельная влажность вновь начинает увеличиваться (до 21–22 ч). Ночью удельная влажность медленно уменьшается вследствие конденсации водяного пара в виде росы, тумана (рис. 8).

Рис. 7. Суточный ход абсолютной влажности на высоте 0,2 и 1,5 м.	Рис. 8. Суточный ход удельной влажности на разных высотах.

Зимой, а также над водой и сильно увлажненной поверхностью суши в течение всего года наблюдается другой тип суточного хода влажности. В этом случае кривая суточного хода удель­ной и абсолютной влажности имеет один минимум (в конце ночи). Объясняется это тем, что зимой и над сильно увлажненной поверх­ностью интенсивность турбулентного обмена не так сильно уве­личивается днем, как над сухой почвой летом, и к тому же перенос водяного пара вверх компенсируется усиливающимся испарением.

Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени, например за сутки, с данной поверхности. Она пропорциональна разности между упругостью E_s насыщения при температуре испаряющей поверхности и фактической упругостью е водяного пара в воздухе (закон Дальтона). Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению р. Но этот фактор важен лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в горах; на равнине колебания атмосферного давления не так велики, чтобы он имел серьезное значение.

Единицей скорости испарения в системе СИ служит кг/(м²·с). На практике испарение рассчитывают за более длитель­ные промежутки времени (час, сутки, месяц) и чаще в милли­метрах того слоя воды, который испарился за этот промежуток. Поскольку плотность воды практически не отличается от 1 г/см³, то легко понять, что существует простая связь: г/(см²-с) = 0,1мм/с и кг/(м²-с) = 10 мм/с. Эти соотношения справедливы для любой единицы времени.

Тепло, затрачиваемое на испарение воды с поверхности земли, представляет собой одну из важнейших составных частей теплового баланса деятельного слоя земли и атмосферы. На скорость испа­рения оказывают влияние многие факторы:

1) скорость ветра; 2) шероховатость испаряющей поверхности; 3) стратификация приземного слоя; 4) размеры испаряющей поверхности; 5) харак­тер растительного покрова и др.

Испарение зависит от скорости ветра v, поскольку ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и поддерживают необходимый дефицит влажности в непосредственной близости от нее.

К настоящему времени удовлетворительно разработана мето­дика расчета испарения с водной поверхности (море, океан, озеро, водохранилище). В непосредственной близости к водной поверх­ности водяной пар, как уже указывалось, находится в состоянии насыщения, и это обстоятельство значительно облегчает решение вопроса. Принято делить все водоемы на три группы: 1) малые водоемы (диаметром d < 1 км); 2) ограниченные водоемы (1 км < d < 100 км); 3) неограниченные водоемы (d > 100 км). На суше влажность воздуха в непосредственной близости к ее поверхности неизвестна, и ее трудно измерить. Однако, если измерена влажность хотя бы на двух высотах (градиентные измерения), то по известным методикам можно рассчитать скорость испарения и с поверх­ности суши.

Испарение очень велико летом в степной зоне России, когда к большому дефициту влажности часто присоединяются и сильные ветры.

Говоря о количестве воды, испаряющемся в той или иной местности, нужно различать фактическое испарение и возможное испарение, или испаряемость.

Испаряемостью называют максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги. Таково испарение с чашки испарителя, куда регулярно добавляется вода. Испарение с поверхности водоема или избыточно увлажненной почвы также может быть названо испаряемостью. Величина испаряемости характеризует, насколько погода и климат в данной местности благоприятствуют процессу испарения. Однако испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением с поверхности почвы. Для почвы с недостаточным увлажнением величина фактического испарения меньше, чем для водной поверхности при тех же условиях, т. е. меньше испаряемости, просто потому что не хватает влаги, которая могла бы испаряться.

В полярных областях при низких температурах испаряющей поверхности как упругость насыщения Е_s, так и фактическая упругость е малы и близки друг к другу. Поэтому разность (E_s - е) мала, и вместе с ней мала испаряемость. На Шпицбергене она равна только 80 мм в год, в Средней Европе - около 450 мм. На Европейской территории России испаряемость растет с северо-запада на юго-восток вместе с ростом дефицита влажности. В Санкт-Петербурге она составляет 320 мм в год, в Москве – 420 мм, в Ростове-на-Дону – 740 мм.

В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и резко возрастает внутри материков, особенно в пустынях. Так, на атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость – 600-700 мм, а на расстоянии 500 км от берега - 3000 мм. В наиболее засушливых районах Аравии и пустынь Колорадо она выше 3000 мм.

Влажная почва, покрытая растительностью, может терять влаги больше, чем водная поверхность, так как к испарению в этом случае прибавляется транспирация. Но почва в районах с недостаточным увлажнением, конечно, испаряет меньшее количество воды – не более того, что она получает в результате впитывания дождевой и талой воды.

Влагосодержание воздуха у земной поверхности имеет суточный и годовой ход, в общем связанный с соответствующими периодическими изменениями температуры.

Суточный ход упругости пара лучше выражен в многолетних средних величинах, чем в отдельные дни, так же как и суточный ход температуры воздуха. Амплитуда его в средних широтах мала: весной и летом – 2-3 мб, осенью и зимой - 1-2 мб. Над морем и в приморских областях на суше упругость пара имеет простой суточный ход, параллельный суточному ходу температуры воздуха: влагосодержание растет днем, когда температура выше. Таков же суточный ход в глубине материков в холодное время года. Но в теплое время года в глубине материков упругость пара по большей части имеет двойной суточный ход. Первый минимум наступает рано утром, вместе с минимумом температуры. Затем упругость пара быстро растет вместе с температурой часов до девяти утра. После этого упругость пара убывает часов до 15, когда наступает второй минимум. В сухих и жарких местностях этот дневной минимум является главным. Затем упругость пара снова растет до 21-22 часов, когда наступает второй максимум; после этого она снова падает до утра. Причиной двойного суточного хода влагосодержания является развитие конвекции над сушей летом в дневные часы.

Годовой ход упругости пара параллелен годовому ходу температуры: летом она больше, зимой меньше, что вполне понятно. Самый жаркий и самый холодный месяцы года обыкновенно являются и месяцами с наибольшей и наименьшей упругостью пара. Иногда экстремальные значения влагосодержания запаздывают на месяц относительно экстремумов температуры. В тех районах тропиков, где максимум температуры приходится до начала дождливого периода, максимум влагосодержания совпадает с началом дождей.

С высотой убывает и абсолютная, и удельная влажность. Это связано с тем, что давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой. Замечательно, однако, то, что процентное содержание водяного пара по отношению к постоянным газам воздуха также убывает с высотой. Это значит, что упругость и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее (даже значительно быстрее), чем общее давление и общая плотность воздуха. Зависит это от того, что водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу и, постепенно распространяясь вверх, конденсируется в более или менее высоких слоях вследствие понижения температуры. Поэтому в нижних слоях его больше по отношению к сухому воздуху, чем в верхних. Таким образом, половина всего водяного пара приходится на нижние слои – 1,5 км и свыше 99% – на тропосферу.

В горах влагосодержание несколько больше, чем на тех же высотах в свободной атмосфере, по понятным причинам: здесь ближе источник влаги – земная поверхность.

Конденсация – переход воды из газообразного в жидкое состояние - происходит в атмосфере в виде образования мельчайших капелек, диаметром порядка нескольких микрометров. Более крупные капли образуются путем слияния мелких капелек или путем таяния ледяных кристаллов. Конденсация начинается тогда, когда воздух достигает насыщения, а это чаще всего происходит в атмосфере при понижении температуры. Количество водяного пара, недостаточное для насыщения, с понижением температуры до точки росы становится насыщающим. При дальнейшем понижении температуры избыток водяного пара сверх того, что нужно для насыщения, переходит в жидкое состояние. Возникают зародыши облачных капелек, т. е. начальные комплексы молекул воды, которые в дальнейшем растут до величины облачных капелек. Если точка росы лежит значительно ниже нуля, то первоначально возникают такие же зародыши, на которых растут переохлажденные капельки; но затем эти зачаточные капельки замерзают, и на них происходит развитие ледяных кристаллов.

Скопление продуктов конденсации (капелек, кристалликов или тех и других) у земной поверхности и связанное с ним сильное помутнение воздуха называют туманом. При густом тумане дальность видимости может уменьшиться до немногих десятков метров, даже до немногих метров.

Облака. Облака представляют собой одно из интереснейших явлений природы. Среди тех величин и явлений, которые объединяются понятием «погода», облакам и связанным с ними осадкам принадле­жит определяющая роль.

Изменяя тепловой и радиационный режим атмосферы, облака оказывают большое влияние на многие стороны деятельности че­ловека (прежде всего в сфере сельскохозяйственного производ­ства), а также на растительный и животный мир Земли. Велика зависимость от облаков, туманов и осадков различных видов транс­порта, в первую очередь авиации.

Облаком называют видимую совокупность взвешенных капель воды или кристаллов льда, находящихся на некоторой высоте над земной поверхностью. С точки зрения микрофизического строения принципиальной разницы между облаками и туманами нет. Однако между ними наблюдается существенное различие в условиях обра­зования, вертикальной мощности и т. п.

Облака, как и туманы, возникают в результате конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере. Конденсацию водяного пара и облакообразование вызывают те же процессы, которые приводят к возникновению туманов. Облака образуются или вследствие увеличения общего влагосодержания, или в резуль­тате понижения температуры воздуха. В реальных условиях играют роль оба фактора. В свободной атмосфере (вне призем­ного слоя) важнейшими процессами, которые приводят к пониже­нию температуры и облакообразованию, являются подъем (вос­ходящее движение) воздуха и адвекция. Понижение температуры могут вызывать также излучение и турбулентное перемешивание (вертикальное и горизонтальное). Облака – скопления взвешенных в атмосфере:

- водяных капель (водяные облака);

- ледяных кристаллов (ледяные облака);

- тех и других вместе (смешанные облака).

В зависимости от горизонтальных размеров областей, охва­ченных вертикальными движениями, и других физических про­цессов образуются различные по внешнему виду и внутреннему строению облака. Различают кучевообразные (конвективные), волнистообразные и слоистообразные облака. Такое подразделение облаков основано на генетическом принципе, в основе которого лежит характер процессов образования (происхождение) облаков. В основе другого принципа классификации облаков лежит внеш­ний вид и высота расположения облаков (морфологическая клас­сификация).

Международная классификация облаков осуществляет деление облаков на семейства, роды и виды по их отличительным особенностям.

Существует 10 родов облаков:

- перистые – Cirrus (Ci);

- перисто-кучевые – Cirrocumulus (Cc);

- перисто-слоистые – Cirrostratus (Cs);

- высококучевые – Altocumulus (Ac);

- высокослоистые – Altostratus (As);

- слоисто-дождевые – Nimbostratus (Ns);

- слоисто-кучевые – Stratocumulus (Sc);

- слоистые – Stratus (St);

- кучевые – Cumulus (Cu);

- кучево-дождевые – Cumulonimbus (Cb).

Перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые облака верхнего яруса - самые высокие облака тропосферы. Они встречаются при наиболее низких температурах и состоят из ледяных кристаллов. На вид облака всех трех родов белые, полупрозрачные, мало затеняющие солнечный свет. Разница между тремя основными родами состоит в следующем. Перистые облака выглядят как отдельные нити, гряды или полосы волокнистой структуры. Перисто-кучевые облака представляют собой гряды или пласты, имеющие ясно выраженную структуру из очень мелких хлопьев, шариков, завитков (барашков). Часто они похожи на рябь на поверхности воды или песка. Перисто-слоистые облака представляют собой тонкую прозрачную белесоватую вуаль, частично или полностью закрывающую небосвод. В них иногда различается волокнистая структура.

Высококучевые облака в среднем ярусе представляют собой облачные пласты или гряды белого или серого цвета (или одновременно обоих). Они достаточно тонки, но все же более или менее затеняют солнце. Эти пласты или гряды состоят из плоских валов, дисков, пластин, часто расположенных рядами.

Высокослоистые облака в основном относятся также к среднему ярусу, но их верхние части могут проникать и в верхний ярус. На вид они представляют собой светлый, молочно-серый облачный покров, застилающий небосвод целиком или частично. По крайней мере, в отдельных частях этого покрова сквозь него можно видеть диски солнца и луны, однако в виде размытых пятен, как сквозь матовое стекло. Высокослоистые облака являются типичными смешанными облаками.

Слоисто-дождевые облака имеют общее происхождение с высоко-слоистыми. Но они представляют собой более мощный, толщиной в несколько километров слой, начинающийся в нижнем ярусе, но простирающийся и в средний, а часто и в верхний. В верхней части слоя облака по строению схожи с высокослоистыми, а в нижней могут содержать также крупные капли и снежинки. Поэтому слой этих облаков представляется более серым; диски светил сквозь него не просвечивают. Из этих облаков, как правило, выпадает обложной дождь или снег, достигающий земной поверхности.

Слоисто-кучевые облака в нижнем ярусе представляют собой гряды или слои серых или беловатых облаков, почти всегда имеющих более темные части. Облака эти построены из таких же элементов, что и высококучевые (из дисков, плит, валов), однако на вид более крупных, с кажущимися размерами более 5°. Расположены эти структурные элементы по большей части регулярно, рядами. В большинстве случаев слоисто-кучевые облака не дают осадков. Случается, что из них выпадает слабая морось или (при низких температурах) очень слабый снег.

Слоистые облака также находятся в нижнем ярусе. Это самые близкие к земной поверхности облака: в равнинной местности их высота может быть всего несколько десятков метров над землей. Это однородный на вид серый слой капельного строения, из которого может выпадать морось. Но при достаточно низких отрицательных температурах в облаках появляются и твердые элементы; тогда из облаков могут выпадать ледяные иглы, мелкий снег, снежные зерна. Временами слоистые облака представляются в виде разорванных клочьев; тогда их называют разорванно-слоистыми.

Изменчивость высоты облаков во времени и пространстве. Уже первые специальные измерения высоты облаков показали, что нижняя граница облаков испытывает значительные колеба­ния во времени и пространстве. Колебания эти носят неупорядо­ченный характер, свидетельствующий о том, что в облаках наблю­даются турбулентные пульсации водности и других величин.

Установлено, что наибольшая относительная изменчивость высоты облаков наблюдается в случае самых низких облаков (высотой до 100 м).

Вертикальная и горизонтальная протяженность слоисто-образных облаков. Слоистообразные облака являются преиму­щественно фронтальными облаками. Различают системы облаков теплого и холодного фронтов, а также фронтов окклюзии (сомкну­тых фронтов).

Характерной особенностью фронтальных облачных систем является их расслоенность, т. е. наличие безоблачных прослоек в общем массиве облачности. Однослойная облачность на теплых и холодных фронтах наблюдается соответственно в 42 и 53% случаев, двухслойная – в 37 и 32%, трехслойная – в 15 и 12%, четырехслойная – в 5 и 3%.

Кучевообразные (конвективные) облака

Кучевообразные, или конвективные, облака имеют вид изоли­рованных облачных масс. Эти облака сильно развиты по верти­кали и имеют, как правило, небольшую (по сравнению со слоисто-образными) горизонтальную протяженность. Основными про­цессами, приводящими к образованию кучевообразных облаков, являются термическая конвекция и турбулентный обмен.

Конвекция возникает в результате перегрева отдельных масс воздуха при неустойчивой в нижних слоях стратификации. Наибо­лее благоприятные условия для возникновения конвективных дви­жений создаются над сушей в теплую половину года днем. Под влиянием притока прямой солнечной радиации вблизи земной поверхности возникает неустойчивая стратификация. Отдельные перегретые массы воздуха при таких условиях начинают ускоренно перемещаться по вертикали вверх. Кучевые облака - это отдельные облака в нижнем и среднем ярусах, как правило, плотные и с резко очерченными контурами, развивающиеся вверх в виде холмов, куполов, башен. Они имеют клубообразный характер (похожи на кочаны цветной капусты) и на солнце кажутся ярко-белыми. Основания облаков сравнительно темные, более или менее горизонтальные. Против солнца облака кажутся темными со светлой каймой по краям. Облака часто настолько многочисленны, что образуют гряды. Иногда они имеют разорванные края и называются разорванно-кучевыми. Кучевые облака состоят только из водяных капель (без кристаллов) и осадков, как правило, не дают.

Кучево-дождевые облака являются дальнейшей стадией развития кучевых. Они представляют собой мощные кучевообразные массы, очень сильно развитые по вертикали в виде гор и башен, часто от нижнего до верхнего яруса. Закрывая солнце, они имеют мрачный вид и сильно уменьшают освещенность. Вершины их приплюснуты и имеют волокнистую перистообразную структуру, нередко характерную форму наковален. Кучево-дождевые облака состоят в верхних частях из ледяных кристаллов, а в нижних - из кристаллов и капелек различной величины, вплоть до самых крупных. Они дают осадки ливневого характера: это интенсивные дожди, иногда с градом, зимой - сильный густой снег, крупа. С ними часто связаны грозовые явления, которые будут подробнее рассмотрены в последующем. Поэтому такие облака называют еще грозовыми (а также ливневыми).

Волнистообразные облака. В атмосфере наблюдаются волновые движения самой различной амплитуды и длины волны. Под влиянием таких движений при определенных условиях могут формироваться волнистообразные облака, которые имеют вид распространенного по горизонтали (на десятки и сотни километров) слоя, состоящего из валов, гряд, плит и др. Эти облака имеют сравнительно небольшую вертикаль­ную мощность – в несколько десятков и сотен метров, в отдель­ных случаях до 2–3 км и более.

Наблюдаемые в атмосфере волнистообразные облака образуются в основном под влиянием тех волновых движений, которые возни­кают в слоях с инверсионной или сильно устойчивой стратифика­цией (в так называемых задерживающих слоях) и при обтекании воздушным потоком гор и возвышенностей (волны препятствий). В гребне волны воздух совершает восходящее движение и охлажда­ется, приближаясь к состоянию насыщения; здесь и может образо­ваться облачность.

Динамика формирования слоистообразных облаков. В настоящем параграфе рассматривается теория образования и эволюции слоистообразных облаков, под которыми имеются в виду как собственно слоистообразные (в основном фронтальные – Ns–As–Cs), так и плотные волнистообразные (Sc–St–Ac) облака. Общее для этих облаков состоит в том, что их горизон­тальная протяженность в десятки и сотни раз превышает верти­кальную мощность. По этой причине основные факторы формиро­вания слоистообразной облачности и, как следствие, исходные уравнения являются одинаковыми для облаков всех форм данной группы. Различия же между многочисленными формами, видами и разновидностями слоистообразных облаков обусловлены ва­риациями основных физических параметров, от которых зависят условия формирования облачности.

Изменчивость высоты облаков во времени и пространстве. Уже первые специальные измерения высоты облаков показали, что нижняя граница облаков испытывает значительные колеба­ния во времени и пространстве. Колебания эти носят неупорядо­ченный характер, свидетельствующий о том, что в облаках наблю­даются турбулентные пульсации водности и других величин.

Установлено, что наибольшая относительная изменчивость высоты облаков наблюдается в случае самых низких облаков (высотой до 100 м).

Вертикальная и горизонтальная протяженность слоисто-образных облаков. Слоистообразные облака являются преиму­щественно фронтальными облаками. Различают системы облаков теплого и холодного фронтов, а также фронтов окклюзии (сомкну­тых фронтов).

Характерной особенностью фронтальных облачных систем является их расслоенность, т. е. наличие безоблачных прослоек в общем массиве облачности. Однослойная облачность на теплых и холодных фронтах наблюдается соответственно в 42 и 53% случаев, двухслойная – в 37 и 32%, трехслойная – в 15 и 12%, четырехслойная – в 5 и 3%.

При определенных условиях из облаков выпадают осадки, т. е. капельки или кристаллы настолько крупных размеров, что они уже не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Наиболее известны и важны дождь и снег. В целом в природе наблюдается большое разнообразие осадков.

Классификация осадков. Капли воды и кристаллы льда, выпадающие из атмосферы на земную поверхность, называются осадками. Количество осадков измеряют толщиной слоя жидкой воды, который мог бы образо­ваться после выпадения осадков на горизонтальную непроницае­мую поверхность. Интенсивностью осадков называют количество осадков, выпадающих за единицу времени (например, 1 ч). Различают следующие виды осадков (классификация по форме).

1.Морось – довольно однородные осадки, состоящие из большого количества мелких капель (радиусом меньше 0,25 мм), которые почти не имеют направленного движения и кажутся плавающими в воздухе. Выпадает морось из слоистых (St) и слоисто-кучевых (Sc) облаков, а также при рассеивании тумана. Интенсивность осадков при мороси не превышает 0,25 мм/ч, скорость падения капель в неподвижном воздухе менее 0,3 м/с.

2. Дождь состоит из капель диаметром более 0,25 мм, При более значительных размерах капель они при падении разбиваются на части. В ливневых дождях величина капель больше, чем в обложных, особенно в начале дождя. При отрицательных температурах дождь иногда выпадает в переохлажденном виде; соприкасаясь с земной поверхностью, переохлажденные капли замерзают, покрывая ее ледяной коркой. Наблюдения показывают, что капли радиусом больше 2,5- 3,2 мм не встречаются, т.к. они сплю­щиваются и разбиваются на более мелкие. Дробление капель происходит так: при попадании капли в по­ток она сплющивается, затем средняя часть капли выдувается и происходит ее отрыв, сохранившееся кольцо распадается на отдельные капли. Опыты в камерах позволили установить кри­терий дробления капель разных жидкостей. Скорость падения капель дождя достигает 8–10 м/с. Дождь выпадает из слоисто-дождевых (Ns) и кучево-дождевых (Сb) облаков, а также иногда из высоко-слоистых (As).

3. Снег – твердые осадки в виде кристаллов (снежинок). Наблюдается исключительно большое разнообразие форм сне­жинок. Наиболее простые из них – иглы, столбики и пластинки. Кроме того, встречаются многочисленные усложненные формы снежинок: игольчатые звезды; пластинчатые звезды; ежи, состоя­щие из нескольких столбиков; столбики с пластинками или звез­дами на концах и т. д. Некоторые формы столбиков имеют вну­тренние полости или имеют вид бокалов; встречаются также 12-лучевые звезды. Основная форма снежных кристаллов – шестилучевая звезда. Звезды получаются из шестиугольных пластинок потому, что сублимация водяного пара наиболее быстро происходит на углах пластинок, где и нарастают лучи; на этих лучах, в свою очередь, создаются разветвления.

Размеры отдельных снежинок могут быть весьма различными. Наибольшие линейные размеры обычно имеют игольчатые звезды (их радиус достигает 4–5 мм). Диаметры выпадающих снежинок могут быть очень различными, в общем же - порядка миллиметров. В смешанных облаках часто наблю­дается обзернение снежинок (замерзание переохлажденных ка­пель при соударении со снежинкой), которые при этом приобре­тают матовый оттенок. Снежинки часто соединяются между собой и выпадают в виде больших хлопьев. По А. Д. Заморскому, радиус хлопьев снега колеблется от 0,5 мм до 5 см; наблюдались хлопья радиусом до 15–20 см.

Снежные хлопья – весьма частое явление. Они наблюдаются в 14% случаев при слабых и в 92% при сильных снегопадах. Образованию снежных хлопьев способствует относительно высо­кая температура воздуха, большая густота снегопада, длитель­ность пути падения и другие факторы. Предельно большие хлопья образуются при затишье или слабом ветре (1–2 м/с).

4. Мокрый снег – это осадки в виде снежинок и капель или тающих снежинок. Мокрый снег образуется тогда, когда вблизи земной поверхности температура близка к 0° С или несколько выше.

5. Крупа – осадки, состоящие из ледяных и сильно обзерненных снежинок радиусом от долей миллиметра до 7,5 мм, которые образуются в результате замерзания переохлажденных капель воды и обзернения снежинок. В зависимости от соотношения между снежной и ледяной частями крупинок этот вид осадков подразделяют на снежные зерна, снежную и ледяную крупу (последнюю часто считают разновидностью града). Крупа, снежная и ледяная, выпадает из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков при отрицательных температурах. Она имеет вид округлых (иногда конусообразных) ядрышек диаметром 1 мм и более. Чаще всего крупа наблюдается при температурах, не очень далеких от нуля, особенно осенью и весной. Снежная крупа имеет снегоподобное строение: крупинки легко сжимаются пальцами. Ядрышки ледяной крупы имеют оледеневшую поверхность; раздавить их трудно, при падении на землю они подскакивают.

Из слоистых облаков зимой вместо мороси выпадают еще снежные зерна - маленькие крупинки диаметром менее 1 мм, напоминающие манную крупу.

При низких зимних температурах иногда выпадают из облаков нижнего или среднего яруса ледяные иглы - кристаллы в виде шестиугольных призмочек и пластинок без разветвлений. При значительных морозах такие кристаллы могут возникать в воздухе вблизи земной поверхности; они особенно хорошо видны, когда сверкают своими гранями, отражая солнечные лучи. Из подобных ледяных игл построены и облака верхнего яруса.

6. Град – частицы шарообразной формы с ледяными прослойками различной плотности. Радиус частиц – от 1 до 25 мм (наблюдались случаи выпадения градин радиусом более 15 см). Крупные частицы града имеют слоистое строение. В центре расположено матовое белое ядро, похожее на снежную крупу. Ядро обтянуто слоем прозрачного сплошного льда. Далее идут попеременно прозрачные и непрозрачные слои льда.

Градины образуются в кучево-дождевых облаках в результате слияния переохлажденных капель воды с зернами крупы, при котором происходит замерзание капель. Наиболее крупные градины образуются вследствие смерзания более мелких градин. Летом, в достаточно жаркую погоду, иногда выпадает град в виде более или менее крупных кусочков льда неправильной формы (градин) – от горошины до 5-8 см в диаметре, иногда и больше. Вес градин в отдельных случаях превышает 300 г. Часто они имеют неоднородное строение – состоят из последовательных прозрачных и мутных слоев льда. Град выпадает из кучево-дождевых облаков при грозах и, как правило, вместе с ливневым дождем.

Генетически, т. е. в зависимости от физических условий обра­зования, осадки подразделяются на следующие виды:

а) обложные осадки – это продолжительные и распростра­няющиеся на большую площадь осадки средней интенсивности, выпадающие из облаков Ns–As в виде дождя и снега, иногда мокрого;

б) ливневые осадки – осадки неустойчивых воздушных масс и холодных фронтов, выпадающие из кучево-дождевых облаков в виде дождя, снега, крупы, града. Эти осадки внезапно начинаются и кончаются, для них характерно резкое изменение интенсивности. Выпадение их часто сопровождается грозами и шквалами;

в) морось или ледяные кристаллы (при низких температурах) – осадки, выпадающие из плотных слоистых и слоисто-кучевых облаков. Морось состоит из капелек диаметром порядка 0,5-0,05 мм с очень малой скоростью выпадения; они легко переносятся ветром в горизонтальном направлении.

Особый характер имеет ледяной дождь в виде прозрачных ледяных шариков диаметром от 1 до 3 мм в диаметре. Это замерзшие в воздухе капли дождя. Их выпадение ясно говорит о наличии инверсии температуры. Где-то над земной поверхностью есть слой воздуха с положительной температурой, в котором выпадающие сверху кристаллы растаяли и превратились в капельки, а под ним – слой с отрицательной температурой, где капельки замерзли.

Осадки выпадают в том случае, если хотя бы часть элементов, составляющих облако (капелек или кристалликов), по каким-то причинам укрупняются. Когда облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что сопротивление воздуха и восходящие его движения больше не могут удерживать их во взвешенном состоянии, они выпадают из облака в виде осадков.

Туман и дымка представляют собой результат конденсации водяного пара в непосредственной близости к земной поверх­ности (в приземном слое атмосферы). Туманом называют совокуп­ность взвешенных в воздухе капель воды или кристаллов льда, ухудшающих дальность видимости до значений менее 1 км. При видимости от 1 до 10 км эта совокупность взвешенных капель воды или кристаллов льда носит название дымки. Наряду с поня­тием дымки существует понятие мглы, которая представляет со­бой совокупность взвешенных в воздухе твердых частиц, ухуд­шающих видимость до 10 км и менее. Мгла отличается от тумана и дымки тем, что относительная влажность в ней, как правило, значительно меньше 100%.

В зависимости от дальности видимости различают следующие виды туманов и дымок (по интенсивности):

Дальность видимости

Сильный туман…………		<50 м
Умеренный туман………		50–500 м
Слабый туман…………..		500–1000 м
Сильная дымка…………		1–2 км
Умеренная дымка………		2–4 км
Слабая дымка…………..		4–10 км

Важнейшей характеристикой туманов является их водность. Абсолютной водностью туманов (равно как облаков и осадков) называют массу капель воды и кристаллов льда, содержащихся в единичном объеме воздуха (чаще всего в 1 м³). Удельная водность – это масса капель воды и кристаллов льда в 1 кг воздуха. Нередко абсолютную водность называют просто водностью.

Физические свойства льда, воды и водяного пара. Важнейшая роль воды во многих природных процессах опре­деляется рядом ее физических свойств, отличающихся от свойств других веществ. Кратко рассмотрим эти аномальные свойства воды.

Плотность почти всех веществ при понижении температуры и затвердевании увеличивается. Вода имеет наибольшую плотность, равную 1 г/см³, при температуре 4°С. При изменении температуры в ту и другую сторону от 4° С плотность воды падает. При замерзании плотность воды уменьшается скачком – при 0° С плотность льда 0,91 г/см³. Это свойство воды спасает водоемы от промерзания.

Теплоемкость веществ при их затвердевании меняется незначительно. Совершенно другим свойством обладает вода: удельная теплоемкость льда с_л = 2114 Дж/(кг-К) «=> 0,505 кал/(г-К) составляет примерно половину удельной теплоемкости воды.

Температуры замерзания и кипения воды значительно выше, чем у других родственных ей химических соединений; с уменьшением относительной молекулярной массы температуры замерзания и кипения родственных воде соединений понижаются; переход к воде, имеющей меньшую относительную молекулярную массу, сопровождается резким увеличением температур замерзания и кипения.

Удельная теплота плавления и парообразования воды также аномально велика.

Вода обладает высокой растворяющей способностью и химической активностью.

Поверхностное натяжение воды выше, чем у других известных жидкостей (72,7 эрг/см² при 20° С).

Теплопроводность воды очень мала: при 0° С она равна 5,6·10-³ кал/(см-с-К).

При изменении температуры плотности льда и воды изменяются столь незначительно, что практически их можно считать при реше­нии проблем физики атмосферы постоянными.

Удельная теплоемкость воды несколько изменяется при из­менении температуры, но так незначительно, что ее можно считать постоянной величиной (1 кал/(г-К).

Удельную теплоемкость водяного пара можно считать не за­висящей от температуры, которая приблизительно равна 0,441 кал/(г-К).

Зависимость скрытой теплоты фазового перехода и упругости насыщения от температуры. Если в некотором замкнутом объеме находится жидкая вода и водяной пар, то непрерывно происходит отрыв молекул от поверх­ности жидкости и возвращение молекул водяного пара в жидкость.

Нетрудно поставить следующий опыт. В безвоздушное пространство, которое образуется при перевер­тывании наполненной ртутью трубки, подается вода. В первое время вода полностью испаряется. Ртуть в трубке при этом опускается, что свидетельствует о росте упругости водяного пара в закрытом конце трубки. Однако испарение и рост упругости водя­ного пара в некоторый момент прекращается. Начиная с этого момента, упругость водяного пара сохраняет постоянное значение, а между водой и водяным паром в пространстве над ртутью уста­навливается подвижное равновесие: количество вылетающих из воды молекул равно количеству возвращающихся.

Наибольшее значение упругости водяного пара, возможное при данной температуре, носит название насыщающей упругости или упругости насыщения.

Пока состояние насыщения не достигнуто, происходит процесс испарения воды: количество вылетающих молекул больше коли­чества возвращающихся. При этом упругость водяного пара над жидкостью меньше насыщающей упругости: е < Е. Если коли­чество возвращающихся молекул больше количества вылетающих, то имеет место процесс конденсации или сублимации (над льдом), при этом е > Е.

Количество осадков, выпавших в том или ином месте за определенное время, выражается в миллиметрах слоя выпавшей воды. Утверждение, что выпало 68 мм осадков, означает, что если бы вода осадков не стекала, не испарялась и не впитывалась почвой, она покрыла бы подстилающую поверхность слоем толщиной 68 мм. Твердые осадки (снег и др.) также выражают толщиной слоя воды, который они образовали бы растаяв. Одному миллиметру осадков соответствует объем выпавшей воды в количестве одного литра на один квадратный метр, или одного миллиона литров на один квадратный километр. В весовых единицах это с достаточной точностью равно одному килограмму на квадратный метр, или 1000 тонн на квадратный километр, или же 10 т/га.

Для характеристики климата подсчитывают многолетние средние количества (суммы) осадков по месяцам и за год. Для выяснения суточного хода осадков определяют их средние часовые суммы. По многолетним средним месячным суммам осадков определяют их годовой ход.

Для определения суточного хода количества осадков осадки, выпавшие за определенный часовой интервал суток, выражают в процентах от общего суточного количества.

Важную роль в образовании атмосферных осадков играют ядра конденсации. Наблюдения в камере Вильсона показывают, что конденсация водяного пара в абсолютно чистом воздухе может происходить лишь при очень больших пересыщениях (от четырех- до восьми­кратных). Присутствие во влажном воздухе заряженных молекулярных комплексов (легких ионов) несколько облегчает образование жиз­неспособных зародышей капель. Однако и в этом случае конденса­ция начинается при четырехкратном пересыщении на отрицатель­ных ионах и шестикратном – на положительных.

Такие пересыщения в реальных условиях атмосферы никогда не наблюдаются, поскольку в ней всегда присутствуют гигро­скопические частицы примесей – ядра конденсации. С этой точки зрения представляется верным высказывание Дж. Айткена на Международном метеорологическом конгрессе в 1893 г. о том, что при отсутствии в воздухе ядер конденсации «не могло бы воз­никать ни дымки, ни тумана, ни облака, ни, вероятно, дождя».

Различают нерастворимые (но смачиваемые) и растворимые ядра конденсации. К первым относятся частицы почвы и горных пород, дыма, органических веществ, микроорганизмы и т. п. Другим видом ядер конденсации являются частицы растворимых в воде веществ, например какой-либо соли или кислоты.

Растворимые ядра конденсации поступают в атмосферу в ре­зультате сжигания, например, каменного угля, который содержит от 0,3 до 20% серы. Из серы в результате сгорания образуется сер­нистый газ SO₂, который при посредстве различных окислителей может превращаться в серный ангидрид SO₃ и затем в серную ки­слоту H₂SO₄, растворимую и очень гигроскопичную. Приближен­ные оценки показывают, что в среднем за год в атмосферу посту­пает около 20 млн. т сернистого газа.

Гигроскопические ядра конденсации образуются также из морских брызг и пены. Последующее испарение их приводит к об­разованию мельчайших гигроскопических частиц морской соли. Морская соль состоит из 77,8% хлористого натрия (NaCl), 10,9% хлористого магния (MgCl₂) и небольшого количества сернокислых магния, калия и кальция. В результате воздействия только силь­ных и штормовых ветров (скорость 10 м/с и более) с поверхности Мирового океана в атмосферу поступает около 2,7'· 10¹⁰ т морской соли в год.

Ядра конденсации образуются также при выветривании зем­ной поверхности, в результате лесных и степных пожаров, вулка­нической деятельности и сгорания метеоритов.

Число ядер конденсации колеблется в широких пределах. Среднее число ядер в 1 см³ вблизи земной поверхности составляет в городах около 150 000, в небольших городах – 35 000, в сельской местности – 9500, над океаном и в горах – 940; максимальные значе­ния в городах достигают нескольких миллионов. С ростом высоты число ядер конденсации убывает.

Образование капель воды и кристаллов льда в атмосфере. Наряду с конденсацией водяного пара в атмосфере наблю­дается замерзание водяных капель. Известно, что поверхностная энергия на границе пар – вода меньше, чем на границе пар-лед. Поэтому первичным процессом в естественных условиях при всех температурах является конденсация водяного пара, сопровождаю­щаяся образованием капель воды. Водяные капли при отрицатель­ных температурах могут замерзнуть и образовать ледяные частицы. По современным представлениям, для образования ледя­ной фазы необходимо, чтобы внутри водяной капли сформиро­вался зародыш новой фазы – льда. Такой фазовый переход называется гомогенным. Зародыш новой фазы может образоваться и на некотором инородном ядре, который по аналогии с ядром конденсации носит название ядра кристаллизации. Ледяная фаза при отрицательных температурах является более устойчивым состоянием, чем переохлажденная вода.

В свободной атмосфере активных ядер кристаллизации мало, поэтому замерзание капель начинается при достаточно большом переохлаждении.

Суточный ход осадков. На суше различают два основных типа суточного хода осадков – континентальный и береговой.

В континентальном типе главный максимум осадков приходится после полудня и слабый вторичный максимум - рано утром. Главный минимум приходится после полуночи, вторичный минимум - перед полуднем. Главный максимум связан с дневным возрастанием конвекции, вторичный - с ночным образованием слоистых облаков. Летом главный максимум выражен резче, чем зимой, что объясняется годовым ходом конвекции. Этот тип суточного хода резче и регулярнее выражен в тропиках, чем в высоких широтах, так как в тропиках дневная конвекция развивается сильнее, а повторяемость фронтальных облаков (не имеющих существенного суточного хода) меньше.

В береговом типе единственный максимум осадков приходится на ночь и утро, а минимум – на послеполуденные часы. Этот тип суточного хода выражен летом лучше, чем зимой.

В некоторых районах суточный ход осадков зимой относится к береговому типу, а летом – к континентальному (например, в Париже).

Годовой ход осадков зависит как от общей циркуляции атмосферы, так и от местной физико-географической обстановки.

Основные типы годового хода осадков:

- экваториальный тип, характерный для зоны вблизи экватора (примерно до 10° широты в каждом полушарии). В году имеются два дождливых сезона, разделенные сравнительно сухими сезонами. Дождливые сезоны приходятся на время после равноденствий, когда внутритропическая зона конвергенции (тропический фронт) близка к экватору и конвекция получает наибольшее развитие. Главный минимум приходится на лето северного полушария, когда внутритропическая зона конвергенции наиболее удалена от экватора;

- тропический тип. По мере приближения к внешним границам тропического пояса два максимума в годовом ходе температуры сливаются в один - летний. Вместе с этим и два дождливых периода объединяются в один летний дождливый период при наивысшем стоянии солнца. Вблизи тропика примерно 4 месяца в году будут с обильными дождями и 8 месяцев – сухих;

- тип тропических муссонов. В тех районах тропиков, где хорошо выражена муссонная циркуляция (например, Индия, юго-восточный Китай, район Гвинейского залива, северная Австралия), годовой ход осадков такой же, как в типе 2, с максимумом летом и минимумом зимой, но с большей амплитудой;

- средиземноморский тип. На островах и в западных частях материков субтропических широт наблюдается различие, иногда очень резкое, между влажным и сухим сезонами. Максимум осадков приходится, однако, не на лето, а на зиму или осень. Сухое лето обусловлено здесь влиянием субтропических антициклонов, создающих малооблачную погоду. Зимой антициклоны отодвигаются в более низкие широты, и циклоническая деятельность умеренных широт захватывает субтропики. Влажный и сухой сезоны длятся примерно по полгода. Особенно резко этот тип годового хода осадков выражен в средиземноморских странах, а также в Калифорнии, на юге Африки, на юге Австралии, где имеются сходные условия атмосферной циркуляции. К этому типу относятся и осадки Южного берега Крыма, наиболее северной окраины средиземноморского климата. Годовой ход осадков в пустынях Средней Азии можно отнести к этому же типу;

- внутриматериковый тип умеренных широт. Внутри материков в умеренных широтах максимум осадков приходится на лето, а минимум – на зиму при преобладании антициклонов. В Азии этот годовой ход выражен особенно резко, так как зимой здесь господствуют очень мощные антициклоны с их сухой погодой. Но этот тип годового хода существует и в Европе, и в Северной Америке;

- морской тип умеренных широт. В западных частях материков умеренных широт циклоны чаще бывают зимой, чем летом. Поэтому там преобладают зимние осадки или распределение осадков в течение года достаточно равномерное. Так, в прибрежных районах Западной Европы наиболее богаты осадками осень и зима, наиболее сухи весна и раннее лето. Тот же годовой ход наблюдается и над океанами в умеренных широтах;

- муссонный тип умеренных широт. В муссонных районах умеренных широт, преимущественно на востоке материка Азии, максимум осадков приходится на лето, как и внутри материка, а минимум – на зиму. Но годовой ход в муссонных районах еще более резкий: амплитуда больше, чем во внутриматериковых районах, особенно за счет обильных летних осадков;

- полярный тип. Годовой ход этого типа над материками характеризуется летним максимумом осадков, так как летом влагосодержание воздуха выше, чем зимой, а интенсивность циклонической деятельности не очень сильно меняется в течение года. Географическое распределение осадков связано с распределением облачности и температуры и обладает зональностью (рис. 9). Однако эта зональность еще более, чем у температуры и облачности, перекрывается действием незональных факторов, таких как распределение суши и моря и орография.

На всем земном шаре за год выпадает 511 тыс. км³ осадков, что дает среднюю высоту слоя осадков 1000 мм. Из них 403 тыс. км³ выпадают над мировым океаном, давая среднюю высоту слоя воды 1120 мм, и 108 тыс. км³ – над сушей, со средней высотой слоя воды 720 мм. Таким образом, 21 % всех осадков выпадает над сушей и 79% над океаном, хотя он занимает лишь 71% всей площади земной поверхности. Почти половина всех осадков выпадает между 20° с.ш. и 20° ю. ш . На обе полярные зоны приходится только 4% осадков.

Рис. 9. Зональное распределение годовых сумм осадков

на Земном шаре

Общее количество воды на земном шаре в современную геологическую эпоху остается постоянным. Постоянными остаются и средний уровень мирового океана, и влагосодержание атмосферы. Отсюда следует, что такое же количество воды, какое выпадает в виде осадков на земную поверхность, должно за то же время испариться с земной поверхности. Однако с поверхности суши испаряется меньше, чем на нее выпадает, так как часть осадков, выпавших на сушу, стекает в реки и затем в океан. Осадки, испарение и сток являются составляющими водного баланса на земной поверхности.

Величина речного стока оценивается в 47 тыс. км³, что дает в среднем на весь мировой океан 130 мм воды. Таким образом, с поверхности океана испаряется за год 1120+130=1250 мм воды. С поверхности суши за то же время испаряется 410 мм и стекает 310 мм воды.