Искусственное осаждение облаков

 

Выпадение осадков не находится в прямой связи с мощно­стью и водностью облаков. Конечно, чем больше мощность об­лаков, тем больше вероятность того, что они достигнут уровня оледенения и что начнутся осадки. Чем больше водность облаков, тем сильнее эти осадки окажутся. Однако облака могут получить сильное развитие, водность их также может быть боль­шой, но если уровень оледенения лежит высоко, осадков все-таки не будет. В степной зоне летом и в тропических широтах часто развиваются мощные кучевые облака, которые, однако, не дают осадков из-за слишком высокого положения уровня оледенения.

Нельзя ли в таких случаях вызвать осадки из облака искус­ственным путем, как-то нарушив коллоидальное равновесие об­лака? Эффективнее всего было бы вызвать состояние оледенения в переохлажденном капельножидком облаке. Такого рода опыты производятся сейчас в широких масштабах. Чаще всего в обла­ках рассеивают твердую углекислоту с очень низкой темпера­турой (-44°С), что вызывает замерзание некоторого числа капелек. Воз­никают те зародышевые ледяные ядра, появление которых при­водит к началу выпадения осадков. Дальше процесс развивается уже в виде цепной реакции.

Другой распространенный способ состоит во введении в об­лака паров йодистого серебра (AgJ), которые, охлаждаясь, об­разуют в воздухе ультрамикроскопические кристаллики. При температурах ниже -4° они являются в облаке ядрами кристал­лизации: на них растут ледяные кристаллы. Есть и другие хими­ческие реагенты, приводящие к замерзанию облачных элементов.

Введение йодистого серебра и других реагентов в кучево-дождевые облака, угрожающие градом, может приводить к бы­строму выпадению из облака осадков в виде ливневого дождя или мелкого града и предотвращать образование крупных гра­дин.

Таким же путем можно рассеивать туман у земной поверхно­сти, вводя в него соответствующие реагенты, вызывающие укрупнение и осаждение частиц тумана. Опыты такого рода неоднократно приводили к успешным результатам.

 

6.7.2. Основные типы годового хода осадков.

Экваториальный тип годового хода осадков наблюдается вблизи экватора (до 10° с.ш. и 10° ю.ш.). Он имеет в году два дождливых сезона, разделенные сравнительно сухими периодами. Дождливые сезоны приходятся на время после равноденствия.

Тропический тип. По мере приближения к внешним границам тропического пояса два дождливых сезона сливаются в один - летний при наивысшем стоянии солнца. Вблизи тропика 4 месяца в году будут влажными, 8 - сухими.

Тип тропических муссонов. В районах, где выражена муссонная циркуляция, годовой ход осадков аналогичен тропическому типу, с максимумом летом, но с большой амплитудой.

Средиземноморский тип. В западных частях материков максимум осадков приходится на зиму или осень, когда области оказываются под влиянием циклонов умеренных широт. Влажный и сухой периоды продолжаются примерно равное время - по полгода.

Внутриматериковый тип умеренных широт. Внутри материка умеренных широт максимум осадков приходится на лето, минимум на зиму.

Морской тип умеренных широт. В западных частях материков в умеренных широтах циклоны чаще бывают зимой, чем летом, поэтому там преобладают зимние осадки или распределение осадков по сезону равномерное.

Муссонный тип умеренных широт. В муссонных районах умеренных широт, преимущественно на востоке Азии, максимум осадков приходится на лето, как и внутри материка, а минимум - на зиму.

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.

Распределение осадков на Земле связано с распределением облачности и температуры и обладает зональностью. Однако эта зональность еще более, чем у температуры и облачности, перекрывается незональными факторами, такими как распределение суши и моря и орографией.

Внутри тропиков, при высоких температурах, влагосодержание воздуха велико, и здесь развивается сильная конвекция. Поэтому количество осадков велико, в среднем 1000 мм в год. На суше оно больше, на море меньше, так как в областях пассатов облака менее развиты по вертикали и реже достигают уровня оледенения, существенное влияние оказывает наличие слоя инверсии (запирающий слой). Наибольшее количество осадков в тропиках выпадает в сравнительно узкой полосе внутритропической зоны конвергенции, где сближаются линии тока пассатов двух полушарий. Осадки составляют здесь в среднем 2000-3000 мм. Особенно богаты осадками Центральная Америка (5000-6000 мм), бассейн Амазонки (до 7000 мм), Западная Африка (4000-5000 мм), острова Индонезии (до 7000 мм).

Сильная муссонная циркуляция в бассейне Индийского океана приводит к перемещению зоны наибольших осадков в более высокие широты обоих полушарий, к Индии и Мадагаскару. В Индии расположен самый дождливый район Земли - Черрапунджи, расположенный на высоте 1300 м в предгорьях Гималаев, где выпадает в среднем 11000 мм в год. Наибольшая годовая сумма осадков, зафиксированная в Черрапунджи, составила 23 000 мм, наименьшая — 7000 мм.

В субтропиках обоих полушарий, в областях высокого атмосферного давления, облачность мала и количество осадков резко убывает. В пустынях этой зоны среднее годовое количество осадков — меньше 250 мм, а во многих районах и менее 100 мм. В Асуане годовое количество равно нулю или нескольким мм.

Почти такое же малое количество осадков наблюдается во внутриматериковых пустынях на юге умеренной зоны северного полушария, где летом при высоких значениях температуры облачность мала, а зимой господствует режим высокого атмосферного давления. Так, в пустынях Средней Азии выпадает 80-120 мм осадков в год. Это зона недостаточного увлажнения.

В умеренных широтах хорошо развита циклоническая деятельность, облачность достаточно велика. Облака обладают значительной мощностью и часто достигают уровня оледенения. В степной зоне выпадает 300-500 мм, и осадков выпадает меньше, чем может испариться, это зона неустойчивого увлажнения.

В лесной зоне годовые суммы осадков составляют 500-1000 мм, испарение в целом меньше, чем осадки; это зона избыточного увлажнения. При этом количество осадков на материках убывает с запада на восток, по мере удаления от океанов. Так, в большей части Европы выпадает 500-1000 мм, в Восточной Сибири — менее 500 мм. Существенное влияние на количество осадков оказывает орография. Так, резкий контраст в осадках существует между Тихоокеанским побережьем Северной Америки и материком к востоку от Скалистых гор.

От умеренных к высоким широтам количество осадков вновь убывает вследствие уменьшения влагосодержания атмосферы. В зоне тундры выпадает менее 300 мм в год, несмотря на большое количество дней с осадками. Тундра является зоной избыточного увлажнения, так как испарение здесь меньше осадков.

В южном полушарии осадки убывают примерно от 1000 мм на 40-й параллели до 250 мм на полярном круге. В глубине Антарктиды осадки измеряются десятками мм в год.

 

Снежный покров.

При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остаётся лежать на ней в виде снежного покрова. В высоких широтах снежный покров существует круглый год. В таянии снежного покрова основную роль играет адвекция воздушных масс с температурой выше нуля. Нагревание снега солнечной радиацией имеет второстепенное значение вследствие большого альбедо снега. Но загрязнённый снег, особенно в городах, нагревается солнечными лучами больше и тает быстрее, чем чистый.

Плотность снежного покрова очень мала, один кубический метр снега весит 20-200 кг, то есть плотность снега всего около 0.02-0.2 от плотности воды.

Распределение снежного покрова зависит от орографии местности. В низких местах рельефа снежный покров имеет большую высоту, чем на возвышенных. Очень высок снежный покров на наветренных склонах гор и перевалах.

Температура на поверхности снежного покрова ниже, чем на поверхности почвы, не покрытой снегом, так как снег обладает исключительно высоким альбедо. Малая теплопроводность снега приводит к тому, что почва, покрытая снегом, сохраняет зимой достаточно высокую температуру. На этом основано озимое земледелие: снежный покров предохраняет посевы от вымерзания.

Снежный покров охлаждающим образом влияет на воздух, создавая приземные радиационные инверсии. Весной при таянии снега приток тепла идёт на таяние снега, и температура воздуха остаётся близкой к нулю до тех пор, пока снег не растает.

Запасы воды, накапливаемые снегом, в значительной степени обеспечивают питание рек умеренной зоны. Особенно высоки половодья, если снег осенью выпал на замёрзшую почву, тогда талые воды не впитываются в почву, а стекают.

Наличие снежного покрова сильно повышает освещённость земной поверхности. Рассеянная радиация увеличивается вследствие отражения как прямой, так и рассеянной радиации от снежного покрова, поэтому и повышается освещённость. Особое значение имеет “снежная” добавка к рассеянной радиации в Арктике и Антарктиде летом.

Метельюназывается атмосферное явление, состоящее в переносе снега более или менее сильным ветром. Различают следующие метели:

низовая метель, при которой снег поднимается ветром с поверхности снежного покрова; иногда эту метель называют позёмкой;

общая метель, когда при достаточно сильном ветре происходит выпадение снега и практически нельзя различить, в какой мере ветер переносит выпадающий снег и в какой мере снег срывается с поверхности снежного покрова.

Наиболее сильные метели в Сибири называют буранами и пургой, в Северной Америке — близзардами.

Снеговая линия.

 

Снеговой линией (снеговой границей) называют границу в горах, выше которой круглый год сохраняется снежный покров (в многолетнем среднем). Это значит, что годовой приход твёрдых осадков выше этой границы равен их расходу путём таяния или путём сползания ледников.

Снеговая линия зависит от температурного режима и от количества осадков, выпадающих в твёрдом виде. В полярных широтах она очень низка, так как даже летом отрицательные температуры начинаются на небольшой высоте или на самом уровне моря. На Маточкином Шаре высота снеговой линии равна 700 м, на Шпицбергене — 300-500 м. По мере перемещения к тропикам высота снеговой линии повышается: вблизи тропика она в среднем достигает 5300 м, а в отдельных горных системах — почти 6000 м. Ближе к экватору, где количество осадков увеличивается, снеговая граница снижается до 4600 м.

Повышается снеговая граница и с возрастанием континентальности климата, то есть с повышением летних температур и уменьшением количества осадков. На южных склонах снеговая линия выше, чем на северных. Но если на южных склонах осадков больше, то снеговая граница на них может лежать ниже. Так, на Эльбрусе на его южном склоне она проходит на 3500-3600 м, а на северном — около 3850 м.

В умеренных широтах особенно богаты осадками западные склоны, в тропиках — восточные, поэтому на них возможно снижение снеговой линии по сравнению с противоположными склонами. Внутри горной системы снеговая граница выше, чем на периферии.

Атмосферное давление

Всякий газ производит давление на ограничивающие его стенки, то есть действует на эти стенки с какой-то силой давления, направленной нормально к этой стенке. Числовую величину этой силы, отнесенную к единице площади, в физике называют давлением. Это положение относится и к атмосферному воздуху, не ограниченному стенками вмещающего сосуда. Применительно к атмосферному воздуху это положение предполагает, что в каждой точке атмосферы имеется определенная величина давления воздуха или атмосферного давления. На уровне моря атмосферное давление близко к одному килограмму на квадратный сантиметр, но в метеорологии давление воздуха выражают в миллиметрах ртутного столба, в миллибарах или гектопаскалях. Старая единица измерения атмосферного давления – миллиметры ртутного столба означает, что давление атмосферы сравнивают с эквивалентным ему давлением столбика ртути и выражают в высоте этого столбика, измеренной в мм. Выбор этой единицы измерения был связан с устройством прибора для измерения давления - ртутного барометра. Установлено, что на уровне моря на широте 45⁰ среднее атмосферное давление близко к 760 мм рт. ст. Это значение принято за нормальное давление атмосферного воздуха.

С переходом к Международной системе единиц измерений СИ в метеорологии атмосферное давление стали выражать в абсолютных единицах - миллибарах (мб). Один мб - это давление, которое сила в 1000 дин производит на площадь в 1 см². Среднее атмосферное давление на уровне моря 760 мм рт. ст. близко к 1013 мб, а 750 мм рт. ст. эквивалентно 1000 мб. Таким образом, для перехода от величины давления в мм рт. ст. к величине в мб нужно давление в мм рт. ст. умножить на 4/3, для обратного перехода нужно ввести множитель 3/4. Для расчетов в метеорологии используют также гектопаскаль (гПА). 1 гПА равен 10³ мб.