Облака

по С.П. Хромову

Тропосфера

В результате конденсации внутри атмосферы возникают скопления продуктов конденсации - капелек и кристаллов. Их называют облаками. Размеры облачных элементов - капелек и кристаллов - настолько малы, что их вес уравновешивается силой трения тогда, когда они имеют очень малую скорость, падения. Установившаяся скорость падения капелек получается равной лишь долям сантиметра в секунду. Скорость падения кристаллов еще меньше. Это относится к неподвижному воздуху. Но турбулентное движение воздуха приводит к тому, что столь малые капельки и кристаллы вовсе не выпадают, а длительное время остаются взвешенными в воздухе.

Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность в воздухе, содержащем облака, убывает, то облака испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется и утяжеляется настолько, что выпадает из облака в виде осадков. Таким путем вода возвращается из атмосферы на земную поверхность.

При конденсации непосредственно у земной поверхности скопления продуктов конденсации называют туманами. Принципиальной разницы в строении облаков и туманов нет.

Отдельные облака существуют подчас очень короткое время. Например, индивидуальное существование кучевых облаков иногда исчисляется всего 10-15 минутами. Это значит, что недавно возникшие капельки, из которых состоит облако, снова быстро испаряются. Но даже когда облако наблюдается очень долго, это не означает, что оно есть неизменное образование, длительное время состоящее из одних и тех же частичек, В действительности облака находятся в процессе постоянного новообразования и исчезновения. Одни элементы облака испаряются, другие возникают заново.

Это особенно ясно при образовании облаков над горами. Если воздух непрерывно перетекает через гору, то на некоторой высоте он адиабатически охлаждается при подъеме настолько, что возникают облака. Эти облака кажутся неподвижно привязанными к гребню хребта. Но в действительности они, перемещаясь вместе с воздухом, все время испаряются в передней части, где перетекающий воздух начинает опускаться, и все время заново образуются в тыловой части из нового водяного пара, приносимого поднимающимся воздухом.

Микроструктура и водность облаков

По своему строению облака делятся на три класса.

Водяные (капельные) облака, состоящие только из капелек. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при температурах ниже нуля; в этом случае капельки будут находиться в переохлажденном состоянии, что в атмосферных условиях вполне обычно.

Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных капелек и ледяных кристаллов при умеренных отрицательных температурах.

Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледяных кристаллов при достаточно низких температурах.

В теплое время года водяные облака образуются главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные - в средних слоях, ледяные - в верхних. В холодное время года при низких температурах смешанные и ледяные облака могут возникать и вблизи земной поверхности. Чисто капельное строение облака могут сохранять до температур порядка -10°.

При более низких температурах в облаке наряду с капельками встречаются и кристаллы, т. е. облако является смешанным.

Наиболее высокие облака тропосферы, наблюдающиеся при температурах порядка -30 - -50°, имеют, как правило, чисто кристаллическое строение.

Размеры облачных капель варьируют в широких пределах, от долей микрона до сотен микронов. В зависимости от условий образования и от стадии развития облако может состоять из капелек как сравнительно однородных, так и весьма различных по размерам. Путем конденсации радиус облачных капелек может увеличиваться примерно до 20 мк. Однако при таянии кристаллов и при взаимном слиянии капелек в облаках могут получаться капли радиусом до 100-200 мк. При таких размерах капли начинают выпадать из облака в виде мороси или дождя. Радиус капель дождя может достигать и тысяч микронов, т. е. нескольких миллиметров. Кристаллы в облаках также разнообразны по форме и размерам. Замерзание капелек при низких температурах дает так называемые полные кристаллы - ледяные шестиугольные (гексагональные) пластинки или призмы диаметром 10-20 мк. При дальнейшей сублимации (кристаллизации) они будут расти и могут получать на углах разветвления (лучи); на этих разветвлениях образуются новые, и кристаллы превращаются в шестилучевые звезды (снежинки) или иного вида кристаллы сложной и разнообразной структуры.

Количество капелек в единице объема облачного воздуха сравнительно невелико: от сотен на кубический сантиметр в нижней тропосфере до единиц на кубический сантиметр в высоких слоях тропосферы. Содержание кристаллов в облаках еще меньше - порядка 0,1 на один кубический сантиметр.

Водностью облаков называют содержание в них воды в жидком или твердом виде.

Хотя количество капелек или кристаллов в единице объема облачного воздуха значительно, элементы эти так малы, что содержание воды в жидком виде в облаках невелико. В водяных облаках на каждый кубический метр облачного воздуха приходится от 0,2 до 5 г воды. В кристаллических облаках водность значительно меньше - сотые и тысячные доли грамма на каждый кубический метр.

Международная классификация облаков

Формы облаков в тропосфере очень разнообразны. Однако их можно свести к относительно небольшому числу основных типов. Первая классификация облаков была предложена более полутораста лет тому назад (Л. Говардом в Англии). В конце XIX века была принята международная классификация облаков, которая с тех пор несколько раз подвергалась существенным, однако не принципиальным изменениям. В современном варианте международной классификации облака делятся прежде всего на 10 основных родов по их внешнему виду. В этих основных родах различают значительное число видов, разновидностей и дополнительных особенностей; различаются также промежуточные формы.

Мы перечислим здесь только десять основных родов облаков (кроме русских названий, приводятся также международные латинские названия и их сокращения, которые следует запомнить):

1. Перистые - Cirrus (Ci).

2. Перисто-кучевые - Cirrocumulus (Cc).

3. Перисто-слоистые - Cirrostratus (Cs).

4. Высоко-кучевые - Altocumulus (Ac).

5. Высоко-слоистые - Altostratus (As).

6. Слоисто-дождевые - Nimbostratus (Ns).

7. Слоисто-кучевые - Stratocumulus (Sc).

8. Слоистые - Stratus (St).

9. Кучевые - Cumulus (Cu).

10. Кучево-дождевые - Cumulonimbus (Cb).

Существуют наставления и атласы фотографий, помогающие разобраться в формах облаков.

Облака всех указанных родов встречаются на высотах между уровнем моря и тропопаузой. В этом диапазоне высот условно различаются три яруса, так что для каждого рода облаков можно указать, в каком ярусе или ярусах эти облака встречаются. В зависимости от температурных условий и от высоты тропопаузы границы этих ярусов в разных широтах различны.

Верхний ярус облаков в полярных широтах простирается в среднем от 3 до 8 км, в умеренных широтах - от 5 до 13 км и в тропических широтах - от 6 до 18 км. Средний ярус в полярных широтах - от 2 до 4 км, в умеренных - от 2 до 7 км и в тропических - от 2 до 8 км. Нижний ярус во всех широтах - от земной поверхности до 2 км.

Из перечисленных 10 родов облаков три первых - перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые - встречаются в верхнем ярусе, высоко- кучевые - в среднем, слоисто-кучевые и слоистые - в нижнем. Высоко-слоистые облака обычно располагаются в среднем ярусе, но часто проникают и в верхний; слоисто-дождевые почти всегда располагаются в нижнем ярусе, но обычно проникают и в вышележащие ярусы. Основания (нижние поверхности) кучевых и кучево-дождевых облаков обычно находятся в нижнем ярусе, но их вершины часто проникают в средний, а иногда и в верхний ярус.

Описание основных родов облаков

1-3. 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. Эти облака часто дают оптические явления, называемые гало. Эти явления создаются преломлением света в ледяных кристаллах облаков и отражением света от их граней.

4. Высоко-кучевые 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. Кажущаяся ширина этих элементов в облаках на небесном своде Виды высоко-кучевых облаков очень разнообразны. Характерное для них оптическое явление - венцы, т. е. окрашенные круги небольшого (в несколько градусов) радиуса вокруг дисков светил. Они связаны с дифракцией света водяными капельками облаков. В высоко-кучевых облаках наблюдается также иризация: края облаков, находящихся перед солнцем, получают радужную окраску. Иризация также указывает на строение высоко-кучевых облаков из очень мелких однородных капелек. При низких температурах они переохлаждены.

5. Высоко-слоистые облака в основном относятся также к среднему ярусу, но их верхние части могут проникать и в верхний ярус. Их вертикальная мощность уже измеряется километрами, а 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. Высоко-слоистые облака являются типичными смешанными облаками: наряду с мельчайшими капельками в них содержатся и мелкие снежинки. Поэтому такие облака дают осадки. Однако осадки эти слабы и в теплое время года, как правило, испаряются по пути к земной поверхности. Зимой из высоко-слоистых облаков часто выпадает мелкий снег.

6. Слоисто-дождевые облака имеют общее происхождение с высоко-слоистыми. Но они представляют собой более мощный слой, в несколько километров толщиной, начинающийся в нижнем ярусе, но простирающийся и в средний, а часто и в верхний. В верхней части слоя облака по строению схожи с высоко-слоистыми, 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. Под покровом слоисто-дождевых облаков часто существуют бесформенные скопления низких разорванных облаков, особенно мрачные на фоне слоисто-дождевых.

7. Слоисто-кучевые облака в нижнем ярусе представляют собой гряды или слои серых или беловатых облаков, почти всегда имеющие более темные части. Облака эти построены из таких же элементов, что и высоко-кучевые (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 состоят из мелких и однородных капелек, при отрицательных температурах - переохлажденных, и не дают осадков. Случается, что из них выпадает слабая морось или (при низких температурах) очень слабый снег.

8. 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. Явлений гало эти облака не дают; солнечный диск, если он просвечивает сквозь облака, имеет четкие очертания. Временами слоистые облака представляются в виде разорванных клочьев; тогда их называют разорванно-слоистыми.

9. 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. Однако в тропиках, где водность облаков велика, из них вследствие взаимного слияния капель могут выпадать небольшие дожди.

10. 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 и до верхнего яруса. Закрывая солнце, они имеют мрачный вид и сильно уменьшают освещенность. Вершины их приплюснуты и имеют волокнистую перисто-образную 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, зимою 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). На их фоне нередко наблюдается радуга.

Световые явления в облаках. Гало

В связи с облаками в атмосфере наблюдаются различные световые (оптические) явления. Практического значения они не имеют, но дают некоторые сведения о характере облаков, с которыми они связаны. Эти явления обусловлены отражением, преломлением и дифракцией света в капельках и кристалликах облаков.

В ледяных облаках верхнего яруса, особенно в перисто-слоистых, возникают явления гало. Так называются прежде всего светлые круги с центром в центре солнечного или лунного диска. Они слабо окрашены в радужные цвета (красный внутри). Кроме этих основных форм гало, наблюдаются ложные солнца, т. е. слегка окрашенные светлые пятна на одном уровне с солнцем. К основным кругам присоединяются иногда различные касательные к ним дуги. Наблюдаются еще неокрашенные вертикальные столбы, проходящие через солнечный диск, т. е. как бы продолжающие его вверх и вниз, а также неокрашенный горизонтальный круг на одном уровне с солнцем.

Окрашенные гало объясняются преломлением света в шестигранных призматических кристаллах ледяных облаков, неокрашенные (бесцветные) формы - отражением света от граней кристаллов.

Разнообразие форм гало зависит отчасти от высоты солнца и от типов кристаллов, их движения и от ориентации их осей в пространстве.

Венцы

В тонких водяных облаках перед диском светила, состоящих из мелких однородных капелек (обычно это высоко-кучевые облака), наблюдаются явления венцов. Венцы наблюдаются также в тумане около искусственных источников света.

Основная, а часто единственная часть венца - светлый круг небольшого радиуса, вплотную окружающий диск светила (или искусственный источник света). Круг этот голубоватый, а по внешнему краю красноватый. Его еще называют ореолом. Он может быть окружен одним или несколькими светлыми дополнительными кольцами такой же окраски, не примыкающими к нему и друг к другу вплотную. Радиус обратно пропорционален диаметрам капелек в облаке; поэтому по нему можно определять размеры капелек в облаках.

Венцы обусловлены дифракцией света на мельчайших капельках облаков, которые образуют своего рода дифракционную решетку.

Очень интересно явление глории. Глория подобна венцу, но возникает она не вокруг солнца или луны, а вокруг точки, прямо противоположной диску светила. Наблюдается она на облаках, расположенных прямо перед наблюдателем или ниже его, т. е. в горах или с самолета. На те же облака падает тень наблюдателя, и глория представляется наблюдателю расположенной вокруг тени его головы. Глория объясняется дифракцией света, до этого уже отраженного в капельках облаков так, что он возвращается от облака в том же направлении, по которому падал.

Радуга

Всем известно эффектное явление радуги. Радуга наблюдается на фоне облаков, из которых выпадает дождь, если эти облака освещены солнцем и, стало быть, расположены против него. Это светлая дуга, окрашенная в спектральные цвета: по внешнему краю в красный, по внутреннему в фиолетовый, а между ними в остальные цвета спектра. Дуга радуги является частью окружности, центр которой лежит на прямой, соединяющей центр солнечного диска с глазом наблюдателя. Когда наблюдатель перемещается, вместе с ним перемещается и видимая им радуга. Если солнце стоит низко над горизонтом, дуга радуги - около полуокружности. Если же солнце стоит высоко, то центр радуги лежит глубоко под горизонтом и над горизонтом видна лишь небольшая низко расположенная дуга. С самолета иногда удавалось видеть радугу в виде почти полного круга. Кроме основной дуги, нередко можно различить более слабую дополнительную дугу с фиолетовым цветом по наружному краю, а изредка также и третью, и четвертую дугу. Интенсивность света, ширина и окраска радуги сильно варьируют в зависимости от размеров капель.

Условия, при которых наблюдается типичная радуга (освещенное солнцем облако с дождем), осуществляются преимущественно в случае кучево-дождевых облаков. Достаточно крупные капли этих облаков или выпадающего дождя необходимы для образования типичной радуги.

Радуга объясняется преломлением солнечных лучей при входе и выходе из капель, их отражением внутри капель и явлениями дифракции на каплях.

Облака конвекции (кучевообразные)

Различия в структуре и во внешнем виде облаков объясняются различиями в условиях их возникновения. Поэтому облака можно разделить на несколько генетических типов.

Различают облака внутримассовые и фронтальные. Первые обязаны своим происхождением процессам внутри воздушных масс. Вторые - процессам, связанным с фронтами, т. е. происходящим на границах между воздушными массами.

В неустойчивых воздушных массах облакообразование связано с сильно развитой конвекцией при неустойчивой стратификации. В результате адиабатического охлаждения воздуха в восходящих токах и возникают облака конвекции. Вокруг облака наблюдаются более слабые нисходящие движения.

Процессы образования определяют и характерный внешний вид облаков, позволяющий назвать их кучевообразными. По международной классификации это прежде всего кучевые облака, которые при последующем развитии могут превратиться в кучево-дождевые. Превращение заключается в появлении ледяных кристаллов в верхних частях облаков, или, как говорят, в оледенении вершин облаков. Внешне это выражается в потере клубообразного характера вершин, в появлении в них волокнистой структуры. Именно этот процесс приводит к выпадению ливневых осадков из кучево-дождевых облаков, тогда как кучевые облака, как правило, осадков не дают.

Кучево-дождевые облака даже в умеренных широтах могут в отдельных случаях достигать высоты 13 км и проникать в стратосферу. В тропиках они могут развиваться по вертикали даже выше 15 км. Поперечники кучево-дождевых облаков достигают 15-20 км.


Схема возникновения облаков конвекции.

Для сильного развития облаков конвекции очень важно, чтобы воздушная масса до значительной высоты обладала неустойчивостью стратификации.

Температуры на уровне оледенения около -8 - -12° или еще ниже. До достижения этого уровня облако сохраняет капельную структуру, остается кучевым.

Слои с инверсиями температуры или даже с малыми вертикальными градиентами температуры задерживают распространение конвекции. Они так и называются задерживающими слоями. Когда кучевые облака в своем росте в высоту доходят до такого слоя, их дальнейшее развитие прекращается.

Волнистые облака

В устойчивых воздушных массах (теплых, а зимой над сушей также и местных) основной процесс развития облаков - это достаточно слабый турбулентный перенос водяного пара вместе с воздухом от земной поверхности вверх и соответствующее его адиабатическое охлаждение. Слои инверсии задерживают этот перенос. Под инверсией происходит накопление водяного пара и его радиационное выхолаживание. Поэтому облака и возникают преимущественно под слоем инверсии. По международной классификации это облака слоистые и слоисто-кучевые, в среднем ярусе - высоко-кучевые. Они сравнительно тонки и растянуты в горизонтальном направлении, а кроме того, часто обнаруживают волнистую структуру, почему и называются волнистыми.

Причина такой структуры в том, что в облакообразовании зачастую участвует еще и волновой процесс: в слое инверсии и по обе стороны от него возникают воздушные волны длиной порядка 50-2000 м, обусловленные разрывом скорости ветра и плотности (температуры) воздуха. В гребнях этих волн воздух приподнимается вверх, в долинах опускается вниз.

Волнистая структура слоистых облаков менее очевидна при наблюдении снизу, так как длины волн в них велики, а облака близки к земной поверхности. При наблюдении с самолета, сверху, их волнистый вид хорошо различим.

Кроме свободных волн, в атмосфере могут возникать и вынужденные стоячие волны над горами, через которые перетекает воздух. В гребне такой стоячей волны возникает облако, кажущееся неподвижным, но в действительности все время возникающее заново во вновь приносимом воздухе. Такие облака называют облаками препятствий.

Облака восходящего скольжения (слоистообразные)

В связи с фронтами возникают облака восходящего скольжения. Они представляют собой огромные облачные системы, вытянутые в длину вдоль фронта на тысячи километров и в ширину захватывающее сотни километров. В основной своей части они имеют вид мощных облачных слоев, поче-му и называются слоистообразными (не смешивать со слоистыми облаками по международной классификации). Фронт отделяет пологий клин холодного воздуха от лежащего рядом с ним и над ним более теплого воздуха. При этом, как правило, развивается восходящее движение теплого воздуха по холодному клину.

Так как поверхность фронта очень пологая, то в основном движение теплого воздуха представляет собой горизонтальный перенос. Но все же к этому горизонтальному переносу присоединяется небольшая вертикальная составляющая, порядка сантиметров или долей сантиметра в секунду, и это чрезвычайно важно. Медленное всползание теплого воздуха по холодному клину приводит к адиабатическому охлаждению мощных его слоев и к конденсации в них водяного пара. В результате и возникает облачная система, расположенная в теплом воздухе над холодным клином.

Особенно хорошо она выражена в случае теплого фронта. Самая мощ-ная часть системы вблизи линии фронта представляет собой слоисто- дождевые облака в несколько километров толщиной, например между уровнями 1-2 и 6-8 км. Дальше от линии фронта облака переходят в менее мощные высоко-слоистые, еще дальше - в перисто-слоистые, перед которыми наблюдаются гряды перистых уже на расстоянии многих сотен километров от линии фронта.


Схема возникновения облаков восходящего скольжения

Осадки из высоко-слоистых облаков не достигают земной поверхности, по крайней мере летом. Но из слоисто-дождевых облаков выпадают обложные осадки полосой, ширина которой 200-300 км и более. Вместе с перемещением фронта перемещаются и связанные с ним облака и осадки. Появление на западном или южном горизонте вытянутых (сходящихся в перспективе) полос перистых облаков часто является предзнаменованием приближения теплого фронта с последующей более или менее мощной облачностью и осадками.

В случае холодного фронта получается, по существу, такая же облачная система. Отличие ее состоит в том, что облачная система холодного фронта более узкая, а в передней (наиболее мощной) части имеет характер кучево-дождевых облаков с ливневыми осадками, так как подъем теплого воздуха имеет здесь более бурный характер, чем в случае теплого фронта.

Фронтальная облачность в наименьшей степени обнаруживает суточный ход. Но все же днем она немного усиливается.

Во внетропических широтах преобладают облака восходящего скольжения. В тропиках основное место принадлежит облакам конвекции.

Облачность, ее суточный ход

Степень покрытия небесного свода облаками называют облачностью. Облачность выражается в десятых долях покрытия неба. При облаках, полностью закрывающих небо, облачность обозначается числом 10, при совершенно ясном небе - числом 0. При выводе средних величин можно давать и десятые доли единицы. Так, например, 5,7 означает, что облака покрывают 57% небосвода.

Для службы погоды существует особый код облачности, где все степени покрытия неба укладываются в рубрики от 0 до 8, а цифрой 9 обозначаются условия, когда облачность нельзя видеть из-за темноты, тумана, пыльной бури и т. п.

Облачность обычно определяется наблюдателем на глаз. Но существуют для этого и приборы в виде выпуклого полусферического зеркала, отражающего весь небосвод и фотографируемого сверху, либо в виде фотокамеры с аналогичным объективом.

Облачность имеет большое значение для оборота тепла на Земле. Она отражает прямую солнечную радиацию и, следовательно, уменьшает ее приток к земной поверхности. Она также увеличивает рассеяние радиации, уменьшает эффективное излучение, меняет условия освещенности.

Суточный ход облачности сложен и в большой степени зависит от родов облаков. Слоистые и слоисто-кучевые облака, связанные с выхолаживанием воздуха от земной поверхности, имеют максимум ночью и утром. Кучевообразные облака, связанные с неустойчивостью стратификации и хорошо выраженной конвекцией, напротив, возникают преимущественно в дневные часы и исчезают к ночи. Облака восходящего скольжения, связанные с фронтами, не имеют ясного суточного хода.

Географическое распределение облачности

Над морем облачность больше, чем над сушей. В среднем для всего северного полушария она над сушей 4,8 и над морем 5,6; для южного полушария (без материка Антарктиды, где она уменьшена) над сушей 4,9 и над морем 6,0. Для обоих полушарий вместе получается для суши 4,9, для моря 5,8; наконец, для всего Земного шара в целом 5,4.

Таким образом, поверхность Земного шара в общем закрыта облаками более чем наполовину.

От самых высоких широт к субполярным облачность растет и достигает максимума в зоне 70-60° широты. Это связано с максимальным развитием циклонической деятельности в субполярных широтах, особенно над морями. Затем к субтропическим широтам облачность убывает и достигает минимума в зоне 30-20°. Этот минимум связан с субтропическими антициклонами. Дальше к экватору облачность снова увеличивается: это зона пассатов с их кучевыми облаками и затем внутритропическая зона конвергенции вблизи экватора, где встречаются пассаты двух полушарий и развивается сильная конвекция.

В России наиболее облачные места на северо-западе европейской его части. На Белом море имеет в среднем годовом 7,7, а маяк Сосковец там же зимою 9,0.

Продолжительность солнечного сияния

Продолжительностью солнечного сияния называется время, в течение которого прямые солнечные лучи освещают земную поверхность. На метеорологических станциях она измеряется гелиографами.

Продолжительность солнечного сияния является немаловажным элементом климата. Она зависит от длины дня, определяемой географической широтой и временем года, а также от облачности, которая не пропускает прямую радиацию.

Продолжительность солнечного сияния можно выражать либо в часах, либо в процентах от наибольшей возможной продолжительности, т. е. от долготы дня (относительная продолжительность). В последнем случае особенно хорошо видно, насколько облачность уменьшает продолжительность солнечного сияния.

Продолжительность солнечного сияния как в часах, так и в процентах от возможного возрастает от полярных широт к тропикам. В Арктике относительная продолжительность 25% и ниже. В Северной Европе она около 40%, в Италии около 50%. Максимума она достигает в субтропических пустынях: в Аризоне, например, в среднем годовом 88%, а в июне даже 97% от возможного. В дождливых областях вблизи экватора она снижена до 35%. Очень велика относительная продолжительность солнечного сияния в Восточной Антарктиде.

Годовая сумма солнечного сияния в часах в Европе от 1000-1200 часов в северной Шотландии и на северных берегах России до 2900 часов в Мадриде.

Дни вовсе без солнечного сияния приходятся в Европе главным образом на зиму.

Дымка, туман, мгла

Мы уже знаем, что воздух часто представляется замутненным вследствие наличия в нем загрязнений разного рода и мельчайших зачаточных продуктов конденсации. Эти аэрозольные примеси рассеивают проходящий свет и приводят к ухудшению видимости.

Если помутнение воздуха невелико, оно называется дымкой. Помутняющие частицы при этом являются микроскопическими капельками и пылинками; но при очень низких температурах это также мельчайшие кристаллики. Такого рода помутнение может наблюдаться на высоких уровнях, придавая небесному своду белесоватость; в таких случаях дымка является зачаточной стадией облаков.

Но обычно дымка наблюдается и у земной поверхности, распространяясь от нее на более или менее значительную высоту вверх. При этом дымка ослабляет краски ландшафта и уменьшает дальность видимости, т. е. расстояние, на котором различимы очертания предметов.

Если помутняющие частицы меньше, чем длины световых волн, т. е. размером в десятые доли микрона, то дымка окрашивает отдаленные предметы в синий цвет, как бы обволакивает их голубой вуалью. Белым же или светящимся отдаленным предметам (диск солнца, облака, снежные горы) она придает желтоватую окраску. Такое помутнение называется опалесцирующим. При более значительных размерах помутняющих частиц дымка принимает белесоватый или сероватый оттенок.

При более крупных продуктах конденсации и при большей их концентрации у земной поверхности дальность видимости может стать менее одного километра. В таких случаях говорят уже не о дымке, а о тумане. Словом "туман" называют как само скопление помутняющих продуктов конденсации (капелек, кристалликов или тех и других) у земной поверхности, так и связанное с ним сильное помутнение воздуха.

При положительных температурах туман, конечно, будет состоять из капелек. Но и при не слишком низких отрицательных температурах он также состоит из капелек, уже переохлажденных. Только при температурах около -10° или ниже в тумане могут наряду с капельками появиться кристаллики, и он станет смешанным, подобно смешанным облакам. При очень низких температурах туман может быть целиком кристаллическим; однако наблюдались случаи капельножидкого тумана даже при температурах ниже -30°.

Если сильное помутнение вызвано не продуктами конденсации, а содержанием в воздухе большого количества твердых коллоидных частиц, явление носит название мглы. Мгла особенно часто наблюдается в результате эрозии почвы и пыльных бурь в пустынных и степных районах, а также в результате задымления воздуха при лесных пожарах и над промышленными городами. При этом относительная влажность может быть очень невелика; это уже указывает, что помутнение отлично от тумана.

Очень неприятное и опасное явление представляет собой дымный туман (смог) в больших городах или в индустриальных районах. Так называют сильный туман, смешанный с дымом, подчас ядовитым, или с выхлопными газами автомашин. При смоге наблюдалось иногда резкое увеличение смертности от болезней дыхательных путей и сердечно-сосудистой системы.

Условия образования туманов

Туман возникает в том случае, когда у земной поверхности создаются благоприятные условия для конденсации водяного пара. Нужные для этого ядра конденсации существуют в воздухе всегда. Однако в больших промышленных центрах содержание в воздухе ядер конденсации, притом крупных, резко повышено. Поэтому повторяемость и плотность туманов в больших городах больше, чем в загородных местностях. Вследствие гигроскопичности ядер конденсации образование тумана начинается при относительной влажности меньше 100% (около 90-95%), т. е. еще до достижения точки росы.

Приближение к состоянию насыщения происходит преимущественно в результате охлаждения воздуха. Второстепенную роль играет возрастание влагосодержания воздуха вследствие испарения с теплой поверхности в холодный воздух.

В зависимости от этих причин образования туманы делят на два основных класса: туманы охлаждения и туманы испарения. Первый из этих классов абсолютно преобладает.

Охлаждение воздуха у земной поверхности происходит вследствие влияния самой этой поверхности. Охлаждение может происходить при разных условиях.

Во-первых, воздух может перемещаться с более теплой подстилающей поверхности на более холодную и охлаждаться вследствие этого. Туманы, которые при этом возникают, естественно назвать адвективными. Во-вторых, воздух может охлаждаться потому, что сама подстилающая поверхность под ним охлаждается радиационным путем. Такие туманы называют радиационными. Нужно хорошо запомнить, что название это говорит о радиационном охлаждении поверхности почвы или снежного покрова, а вовсе не самого воздуха: воздух охлаждается уже главным образом от земной поверхности. Наконец, могут действовать обе причины, и тогда туман можно назвать адвективно-радиационным.

Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, движущихся на более холодную поверхность.

На суше адвективные туманы наблюдаются чаще всего осенью и зимой, когда существуют особенно значительные различия в температуре между низкими и высокими широтами и когда суша охлаждена в сравнении с морем.

Адвективные туманы простираются в вышину на сотни метров Они возникают при значительных скоростях ветра; поэтому в них может происходить коагуляция капелек, и они принимают моросящий характер: наиболее крупные капельки из них выпадают.

Радиационные туманы различаются двух типов: поземные и высокие. Поземные туманы наблюдаются только над сушей в ясные и тихие ночи. Они связаны с ночным радиационным выхолаживанием почвы или снежного покрова. Вверх они распространяются невысоко, на десятки метров. Распределение их носит локальный характер: они могут возникать пятнами, особенно в низинах, вблизи болот, на лесных полянах. Над большими реками они не возникают вследствие конвекции над теплой (в ночные часы) водой.

Поземные туманы возникают в слое приземной инверсии и после восхода солнца исчезают вместе с ней.

Высокие радиационные туманы могут наблюдаться и над сушей, и над морем в устойчивых антициклонах в холодное время года. Это результат постепенного, день за днем, выхолаживания воздуха в нижних слоях антициклона. Вследствие турбулентного переноса водяного пара вверх сначала развиваются слоистые облака на высоте нескольких сотен метров, под инверсией оседания. Затем эти облака распространяются сверху вниз до земной поверхности, и тогда их уже называют высоким радиационным туманом. Такой туман может сохраняться неделями над большими районами, сплошь их захватывая.

Туманы испарения возникают чаще всего осенью и зимой в холодном воздухе над более теплой открытой водой. На суше они появляются вечером или ночью над реками и озерами, куда стекает воздух, охлажденный над соседними участками почвы. Туман испарения может возникнуть также вечером во время или после дождя, когда почва промочена и сильно испаряет, а температура воздуха падает.

Туманы перечисленных типов являются внутримассовыми, т. е. возникают внутри воздушных масс, независимо от фронтов.

Наблюдаются и туманы, связанные с фронтами. Таков один из видов туманов испарения - предфронтальный туман. Выпадающие фронтальные осадки насыщают воздух и промачивают почву. В результате усиленного испарения как с почвы, так и с падающих капель дождя, воздух у земной поверхности достигает насыщения и в нем образуется туман. Такой туман наблюдается сплошной полосой перед фронтом вместе с дождем.

Географическое распределение туманов

Особенно часты туманы в Арктике: число дней с туманом в Арктическом бассейне превышает 80. Причиной является, с одной стороны, перенос теплых воздушных масс на холодную поверхность льда, с другой - перемещение холодного воздуха со льда или с холодной суши на открытую воду.

В умеренных широтах северного полушария туманами отличается район Ньюфаундленда (до 80 дней и более). Туманы здесь связаны с переносом воздуха с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения. В субтропических широтах южного полушария особенно богаты туманами (также до 80 дней и более) прибрежные пустыни Южной Африки и Южной Америки и омывающие их воды. Теплый воздух здесь попадает на холодные океанические течения.

Мало туманов во внутренних частях материков, особенно в пустынях, где содержание водяного пара в воздухе невелико, а температуры высоки. Мало туманов в Сибири и в Канаде.