1 страница. Характеристики влажности воздуха, В атмосферу непрерывно поступает водяной пар, образующийся в ре­зультате испарения с поверхности воды

АТМОСФЕРНАЯ ВЛАГА

Характеристики влажности воздуха, В атмосферу непрерывно поступает водяной пар, образующийся в ре­зультате испарения с поверхности воды, почвы, испарения растениями (транспирация). При конденсации водяного пара и выпадении осадков вода покидает атмосферу. В среднем на любой момент времени в атмосфере содержится 12900 км³ воды, что составляет 0,001 % от всего количества воды на Земле, но в 6 раз больше воды, содержащейся в руслах рек мира.

В атмосфере вода содержится в газообразном (водяной пар), капельно-жидком и твердом (кристаллики льда) со­стояниях.

В метеорологии для оценки содержания водяного пара в воздухе используются характеристики влажности воздуха.

Абсолютная влажность воздуха (а) - это количество во­дяного пара в граммах, содержащееся в одном кубическом метре воздуха.

Парциальное давление (упругость) водяного пара (е) - это давление, которое имел бы водяной пар, если бы он один занимал объем газовой смеси при той же температуре, измеряется в гПа.

Зная е, можно определить абсолютную влажность по формуле:

а = 0,8 —-— , г/м³
1 + at

где а - коэффициент расширения воздуха; t - температура воздуха, °С.

Относительная влажность воздуха - это отношение фактического парциального давления водяного пара в воз­духе к парциальному давлению насыщенного водяного па­ра при той же температуре, выражается в процентах:

Дефицит насыщения d - недостаток водяного пара до насыщенного состояния, т.е. разность между Е ие:

d = E-e, гПа.

Абсолютная влажность воздуха и парциальное давление водяного пара характеризуют содержание водяного пара в воздухе (влагосодержание), а относительная влажность и дефицит насыщения - соотношение между фактическим влагосодержанием воздуха и предельно возможным (насы­щенным состоянием).

Точка росы t_d - температура, при которой водяной пар, содержащийся в воздухе при данном атмосферном давле­нии, становится насыщенным.

Дефицит точки росы D - разность между температурой воздуха и точкой росы:

Па рциальное давление на­сыщенного водяного пара Е сильно зависит от температу­ры воздуха, увеличиваясь с ростом температуры (рис. 1.5). Это значит, что с ростом температуры воздух способен содержать большее количест­во водяного пара. Поэтому при той же величине е с уве­личением температуры отно­сительная влажность умень­шается, а с понижением тем­пературы увеличивается и при определенной температу­ре может достигнуть 100%,

что соответствует стадии насыщения водяного пара, а тем­пература - точке росы.

Зависимостью Е от температуры объясняется, например, тот факт, что в Арктике, несмотря на малое влагосодержа- ние воздуха, но в силу низких температур, относительная влажность воздуха намного больше, чем в субтропических пустынях, г де воздух обладает большей абсолютной влаж­ностью, но при высоких температурах.

По этой же причине при адвекции арктического воздуха в умеренные широты летом по мере прогревания уменьша­ется его относительная влажность.

Испарение и конденсация водяного пара. Физическая сущность процесса испарения состоит в том, что молекулы воды, находясь в беспорядочном движении, отрываются от испаряющей поверхности. Совокупность молекул воды в воздушном пространстве образует водяной пар. Двигаясь над испаряющей поверхностью в различных направлениях, часть молекул возвращается в воду. Если число вылетаю­щих молекул больше числа возвращающихся, то это ведет к убыли воды и такой процесс называется испарением. Если количество вылетающих молекул равно количеству воз­вращающихся в воду, то имеет место равновесие, и испаре­ние (т.е. убыль воды) не происходит. При этом пространст­во над испаряющей поверхностью становится насыщенным водяным паром.

Когда количество водяного пара над испаряющей по­верхностью становится больше необходимого для насыще­ния, т.е. когда число возвращающихся молекул превышает число отрывающихся, то наступает процесс, обратный ис­парению, - конденсация пара на поверхности.

Скорость испарения увеличивается с повышением тем­пературы испаряющей поверхности, поскольку с повыше­нием температуры увеличивается число быстродвижущих- ся молекул, способных оторваться от испаряющей поверх­ности.

Для поддержания процесса испарения требуется тепло, называемое теплотой испарения. Если тепло не подводит­ся извне, то испаряющее тело охлаждается. При конденса­ции происходит выделение этого тепла.

Скорость испарения выражается слоем воды (в милли­метрах), испарившейся за единицу времени, и может быть представлена зависимостью

Разность (Е-е) выражает закон Дальтона и является ос­новным фактором интенсивности испарения, т.е. чем меньше водяного пара над испаряющей поверхностью при той же величине Е, тем больше скорость испарения.

Фактор атмосферного давления имеет значение лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в го­рах; на равнине колебания атмосферного давления не на­столько велики, чтобы в практических целях их следовало учитывать.

Испарение зависит от скорости ветра, поскольку ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и создают дефицит насыщения.

В реальных условиях атмосферы наряду с испарением происходит обратный процесс - превращение водяного па­ра в капельки воды (конденсация), а при низких температу­рах - в кристаллики льда (сублимация - переход водяного пара из газообразного состояния в лед, минуя жидкую фазу).

Конденсация и сублимация происходят при наличии ядер конденсации. Ядрами конденсации являются взвешен­ные в воздухе мельчайшие частицы почвы, горных пород, органических веществ, вулканической и космической пыли. Эти частицы в большом количестве поступают в атмосферу при ее турбулентном перемешивании и под воздействием восходящих движений воздуха. В атмосфере водяные ка­пельки воды не замерзают, находясь в переохлажденном состоянии, например в облаках и туманах при температуредо -40 °С. Однако большая часть капель переходит в твер­дое состояние уже при температурах от -12 до -17 °С.

Суточный и годовой ход характеристик влажности воздуха. Влагосодержание воздуха, характеризуемое абсо­лютной влажностью и парциальным давлением водяного пара, у земной поверхности имеет суточный и годовой ход. Суточный ход опосредованно определяется суточным хо­дом температуры, поскольку от температуры зависят, с од­ной стороны, количество влаги, поступающей в воздух от испарения, а с другой - турбулентный и конвективный пе­ренос пара от подстилающей поверхности в вышележащие слои воздуха.

Суточный и годовой ход абсолютной влажности и пар­циального давления полностью взаимно идентичны. По­этому достаточно ограничиться рассмотрением изменений

во времени парциального давления водяного пара.

В теплое время года над сушей в ясную погоду в суточном ходе парциаль­ное давление имеет два ми­нимума и два максимума (рис. 1.6). Первый минимум наступает утром вместе с минимумом температуры подстилающей поверхности и, следовательно, при ми­нимальном поступлении влаги от испарения.

С увеличением высоты Солнца повышается температура подстилающей поверхности и парциальное давление быст­ро растет, пока испарение преобладает над переносом пара вверх. Таким образом, к 8-10 ч наступает первый макси­мум. В последующие часы турбулентный перенос влаги в вышележащие слои воздуха превышает поступление влаги от испарения и парциальное давление пара понижается, достигая минимума к 15-16 ч. Затем при ослабевающей турбулентности земная поверхность остается еще доста­точно теплой, что обеспечивает превышение испарения над переносом влаги вверх. При этих условиях парциальное давление пара продолжает расти, достигая максимума к 20-22 ч, после чего испарение уменьшается до полного прекращения и парциальное давление также понижается до утреннего минимума.

Над морями суточный ход парциального давления сле­дует за суточным ходом температуры.

Годовой ход парциального давления параллелен годо­вому ходу температуры. Большей годовой амплитуде тем­пературы соответствует и большая годовая амплитуда пар­циального давления.

Суточный ход относительной влажности воздуха зави­сит от суточного хода парциального давления водяного па­ра и от суточного хода парциального давления насыщенно­го водяного пара Е, которое, в свою очередь, зависит от суточного хода температуры воздуха. Величина Е в суточ­ном ходе изменяется намного больше, чем фактическое парциальное давление пара. Поэтому суточный ход относи­тельной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры воздуха. При этом максимум относительной влажности соответствует по времени мини­муму температуры воздуха, а минимум приходится на вре­мя максимальной суточной температуры воздуха, т.е. на 14-15 ч/

В годовом ходе между относительной влажностью и температурой воздуха наблюдается обратная зависимость.

Что касается распределения влагосодержания по высоте, то наибольшее количество водяного пара сосредоточено в приземных слоях воздуха: по мере удаления от подсти­лающей поверхности, являющейся источником поступле­ния пара в атмосферу, содержание влаги резко умень­шается. Так, на высоте 5 км парциальное давленье водяного пара в 10 раз меньше, чем у земли.

В верхние слои атмосферы водяной пар доставляется в результате турбулентного и конвективного перемешивания воздуха и проникает даже в стратосферу.

С высотой парциальное давление водяного пара изменя­ется неравномерно: убывание его может чередоваться с ростом, например в подынверсионном слое.

Еще менее равномерно изменяется с высотой относи­тельная влажность. В общем она с высотой убывает, но на уровнях облакообразования повышена. В слоях с темпера­турными инверсиями относительная влажность уменьшает­ся очень резко вследствие повышения температуры.

В горизонтальном направлении водяной пар переносит­ся воздушными потоками на большие расстояния.

1. ТУМАНЫ И ДЫМКА

Туманом называется скопление продуктов конденса­ции или сублимации водяного пара, взвешенных в воздухе над поверхностью земли и вызывающих помутнение атмо­сферы, - видимость составляет до 1 км.

Сильный туман - дальность видимости менее 50 м, уме­ренный туман - 50-500 м, слабый туман - 500-1000 м, уме­ренная дымка - 1-2 км, слабая дымка - 2-10 км.

Дымку не следует путать с мглой. Мгла - это сплошное помутнение атмосферы, наблюдающееся обычно в сухую погоду и вызываемое множеством находящихся в воздухе мелких твердых частиц - пыли, дыма.

Туманы бывают водяные (до -20°) и ледяные.

По происхождению различают туманы охлаждения (ра­диационные, адвективные) и туманы испарения.

Радиационные туманы образуются в центральных час­тях антициклонов над сушей и над районами сплошных льдов в результате радиационного выхолаживания подсти­лающей поверхности, от которой охлаждается прилегаю­щий к ней слой воздуха до стадии конденсации водяного пара.

Благоприятными условиями на суше летом являются: ясная или малооблачная ночь; относительная влажность воздуха более 60 %; инверсионное распределение темпера­туры в слое 50-300 м; вогнутая поверхность рельефа, спо­собствующая накоплению холодного воздуха в низине; слабый ветер - не более 2 м/с.

При полном штиле вместо тумана образуется роса.

По высоте различают туманы: поземные - до 2 м; низ­кие - 2-10 м; средние - 10-100 м; высокие - более 100 м.

Летом преобладают поземные и низкие радиационные туманы, которые рассеиваются вскоре после восхода

Солнца. При резком изменении синоптической обстановки радиационный туман может исчезнуть в любой час ночи.

Зимой туман может сохраняться в течение всего дня, и его высота может достигать от сотен метров до километра.

Адвективные туманы возникают при адвекции теплого и влажного воздуха на холодную подстилающую поверх­ность. Образуются при перемещении тропического морско­го воздуха в более высокие широты; летом при перемеще­нии теплого континентального воздуха на холодную поверхность моря; при перемещении теплого морского воз­духа на холодную поверхность континента в холодное вре­мя года; при перемещении воздуха с теплой водной по­верхности на холодную водную поверхность, например в местах встречи теплых и холодных морских течений (район Ньюфаундленда, где теплое течение Гольфстрим встреча­ется с холодным Лабрадорским течением, или в Охотском и Японском морях на границе холодного Приморского и теплого Цусимского течений). Адвективные туманы отно­сятся к высоким и образуются в любое время суток, могут существовать при значительных скоростях ветра.

Туманы испарения наблюдаются над водной поверхно­стью при температуре воды выше температуры прилегаю­щего к ней воздуха. Их образование обусловлено охлажде­нием и конденсацией пара, поступающего с водной поверхности в воздух. Такие туманы часто образуются в осеннее время над реками и озерами. В холодное время го­да возникают над полыньями среди льдов.

2. ОБЛАКА

Облаком называется видимое скопление продуктов конденсации или сублимации водяного пара на некоторой высоте. Из облаков выпадают осадки, в них возникают гро­зы, они влияют на приток лучистой энергии к подстилаю­щей поверхности и, следовательно, на температурный ре­жим почвы, водоемов и воздуха.

Облака образуются только в случае подъема воздуха и его адиабатического охлаждения. При опускании воздуха, в результате адиабатического разогрева, облака исчезают.

К процессам, порождающим облака, относятся:

а) наклонно восходящие движения теплого воздуха по­верх более холодного потока. При этом образуются слои­стообразные облака (перистые, перисто-слоистые, высоко­слоистые и слоисто-дождевые);

б) волнообразные движения воздуха, приводящие к об­разованию волнистообразных облаков (перисто-кучевые, высококучевые и слоисто-кучевые);

в) вертикально восходящее движение воздуха, порож­дающее кучевообразные облака (кучевые и кучево­дождевые).

Высота облаков и их строение зависят от положений уровней конденсации, нулевой изотермы, замерзания и конвекции. Уровень конденсации практически совпадает с нижней границей облаков. Между уровнем конденсации и уровнем нулевой изотермы облако состоит из водяных ка­пель, а в отдельных случаях - из тающих снежинок. Выше уровня нулевой изотермы облака состоят преимущественно из переохлажденных водяных капель, которые наблюдают­ся до уровня замерзания. Уровень замерзания располагает­ся в среднем на высоте, где температура составляет от -12 до -17 °С. Выше этого уровня происходит сублимация во­дяного пара, а также замерзание переохлажденных капель воды. В отдельных случаях вода в виде капель может нахо­диться при температуре до -40 °С. Выше уровня замерза­ния облака состоят в основном из ледяных кристаллов.

Ниже приводится международная классификация обла­ков по морфологическим признакам, т.е. по внешнему виду облаков (табл. 1.1).

Облака верхнего яруса состоят из мельчайших кристал­ликов льда:

перистые облака (Ci) - отдельные белые волокнистые облака, обычно прозрачные. Толщина слоя - от сотен мет­ров до нескольких километров. Сквозь них просвечивают Солнце и Луна, яркие звезды. Осадков не дают. Одной из разновидностей перистых облаков являются перистые ког­тевидные - cirrus uncinus (Ci unc);

перисто-кучевые облака (Сс) - белые тонкие облака в виде мелких волн, ряби, без серых оттенков. Осадков не дают;

перисто-слоистые облака (Cs) - беловатая или голубо­ватая пелена слегка волокнистого строения, сквозь которую просвечивают Солнце и Луна. Вокруг светил образуется гало (радужные круги с радиусом 22 или 46° или части этих кругов). В Арктике могут давать осадки в виде мелкого снега. Как правило, пелена Cs, надвигаясь, постепенно за­крывает все небо.

Облака среднего яруса:

высококучевые облака (Ас) - белые, иногда сероватые облака в виде волн или гряд, состоящие из отдельных пла­стин или хлопьев, иногда сливающихся в сплошной покров. Состоят преимущественно из переохлажденных капель во­ды.

Высококучевые облака бывают просвечивающие Alto­cumulus translucidus (Ac trans) и плотные Altocumulus opacus (Ac op), в виде сплошного покрова, на нижней по­верхности которого рельефно выступают темные волны, гряды или пластины;

высокослоистые облака (As) - серая или синеватая од­нородная пелена слегка волокнистого строения. Как прави­ло, постепенно закрывают все небо. Большей частью состо­ят из переохлажденных капель воды и ледяных кристаллов. Эти облака могут быть просвечивающие Altostratus translu­cidus (As trans) (Солнце и Луна просвечивают, как через матовое стекло, с образованием венцов вокруг светил) и плотные Altostratus opacus (As op) (Солнце и Луна не про­свечивают, но их местоположение на небе можно опреде­лить по расплывчатому пятну). Из облаков могут выпадать слабые осадки, достигающие поверхности земли в виде редких капель или снежинок.

Облака нижнего яруса:

слоисто-кучевые облака (Sc) - серые облака, состоящие из крупных гряд, волн, пластин, разделенных просветами или сливающихся в сплошной серый волнистый покров. Состоят преимущественно из капель воды. В зимнее время состоят из переохлажденных капель воды, иногда встреча­ется некоторое количество ледяных кристаллов и снежи­нок. Зимой из облаков могут выпадать осадки в виде снега;

слоистые облака (St) - однородный слой серого цвета, сходный с туманом, но расположенный на некоторой высо­те. Состоят из капель воды, при температуре ниже О °С капли в переохлажденном состоянии. Из облаков могут вы­падать осадки в виде мороси;

слоисто-дождевые облака (Ns) - темно-серый облач­ный покров, иногда с синеватым оттенком. Обычно закры­вает все небо сплошным слоем без просветов. Из облаков выпадают осадки в виде обложного дождя или снега.

Облака вертикального развития (конвективные облака):

кучевые облака (Си) - плотные, развитые по вертикали облака с белыми куполообразными вершинами и плоским сероватым основанием. Могут представлять собой отдель­ные, редко расположенные облака или образовывать скоп­ления, закрывающие почти все небо. Облака состоят в основном из капель воды, при температуре ниже 0°С капли воды находятся в переохлажденном состоянии.

Кучевые облака подразделяются на плоские кучевые cumulus humilis (Си hum): их толщина меньше горизонталь­ной протяженности; кучевые - средние cumulus mediocrlsi (Си med); мощные кучевые - cumulus congests (Си cong) сильно развиты по высоте. Изредка из Си cong могут выпа­дать отдельные капли дождя. В тропиках могут давать ливни;

кучево-дождевые облака (Св) - мощные белые облач­ные массы с темным основанием. Поднимаются в виде гор или башен, верхние части которых имеют волокнистую структуру. Верхняя часть облака состоит из кристаллов льда (наковальня - incus). Из облаков выпадают ливневые осадки, летом часто с грозами.

Облака вертикального развития образуются при верти­кальном подъеме воздуха (конвекции) и связанного с этим адиабатического охлаждения воздуха до стадии конденса­ции и сублимации водяного пара. Конвекция может быть термическая в неустойчивом слое воздуха и динамическая при натекании воздуха на горный хребет или при прохож­дении атмосферного фронта (холодного), когда холодный воздух клином подтекает под теплый, вынуждая его к бур­ному восходящему движению.

Внутримассовые конвективные облака на суше летом имеют суточный ход, появляются вскоре после восхода Солнца, наибольшего развития достигают в полуденные часы и с заходом Солнца растекаются. В тропиках над океанами кучевые облака имеют обратный суточный ход, т.е. развиваются в ночное время (рис. 1.7). При прохождении атмосферного фронта эти облака мо­гут быть в любое время суток.

Перистые облака могут преобразоваться в перисто­слоистые. Перисто-слоистые облака при значительном уп­лотнении и снижении переходят в высокослоистые, кото­рые при уплотнении и опускании нижней границы перехо­дят в слоисто-дождевые.

Высококучевые часто переходят в слоисто-кучевые. Слоисто-кучевые при снижении могут перейти в слоистые и в слоисто-дождевые. Также возможен обратнйи переход облаков.

В вечерние часы при ослаблении или прекращении тер­мической конвекции происходит растекание кучевых обла­ков й они переходят в слоисто-кучевые вечерние - strato- cumulus vesperalis (Sc vesp).

3. АТМОСФЕРНЫЕ ОСАДКИ

Атмосферными осадками называют капли воды и кристаллы льда, выпадающие из облаков или осаждающие­ся из воздуха на поверхности земли и предметах. Количест­во осадков измеряют высотой слоя воды в миллиметрах. Интенсивность осадков измеряется в мм/мин. При визуаль­ной оценке осадки, выпадающие из облаков, делят на сла­бые, умеренные и сильные.

Различают следующие виды осадков, выпадающих из облаков.

Твердые осадки:

• снег - ледяные или снежные кристаллы (снежинки), чаще всего имеющие форму звездочек или хлопьев;

• снежная крупа - непрозрачные сферические крупин­ки белого или матово-белого цвета диаметром 2-5 мм;

• снежные зерна - непрозрачные матово-белые палоч­ки или крупинки диаметром менее 1 мм;

• ледяная крупа - ледяные прозрачные крупинки диа­метром до 3 мм с непрозрачным ядром в центре;

• ледяной дождь - прозрачные ледяные шарики разме­ром 1-3 мм;

• град - кусочки льда различных форм и размеров. Ча­ще всего диаметр градин составляет 1-3 см, но в отдельных случаях может превышать 10 см.

Жидкие осадки:

• дождь - капли диаметром от 0,5 до 7,0 мм;

• морось - капли диаметром 0,05-0,5 мм, находящиеся как бы во взвешенном состоянии, так что падение их почти незаметно.

Смешанные осадки:

• мокрый снег - тающий снег или смесь снега с дождем.

По характеру выпадения различают осадки обложные,

ливневые и моросящие.

Обложные осадки выпадают обычно из системы фрон­тальных слоисто-дождевых и высокослоистых облаков, а иногда и из слоисто-кучевых. Они характеризуются уме­ренной, мало меняющейся интенсивностью, охватывают большие площади и могут непрерывно или с короткими перерывами продолжаться в течение нескольких часов и даже десятков часов.

Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых обла­ков, в тропических районах могут выпадать из мощных ку­чевых облаков. Они отличаются внезапностью начала и конца выпадения, резкими колебаниями интенсивности и сравнительно малой продолжительностью. Обычно они ох­ватывают небольшие площади. Летом так выпадает круп­нокапельный дождь, иногда вместе с градом. Летом ливне­вые осадки часто сопровождаются грозами. Зимой ливневым бывает обильный снегопад, состоящий из круп­ных хлопьев снега. В переходное время года может наблю­даться ливневое выпадение снежной или ледяной крупы одновременно со снегом или дождем. Ливневые осадки часто отличаются большой интенсивностью, но могут быть и малоинтенсивными, например, состоять из небольшого количества крупных капель, выпадающих из отдельного кучево-дождевого облака.

Моросящие осадки выпадают из слоистых и изредка из слоисто-кучевых облаков. Это может быть морось, мель­чайшие снежинки или снежные зерна. Интенсивность мо­росящих осадков очень мала.

Выделяют осадки, образующиеся на поверхности земли и предметах.

Жидкие осадки:

• роса - капельки воды, осевшие на внешней стороне листьев растений и различных предметах. Образуются в результате конденсации водяного пара непосредственно на поверхности предмета в ясные тихие ночи, благоприятст­вующие охлаждению лучеиспусканием.

Твердые осадки:

• иней - имеет вид очень тонкого слоя снежных кри­сталлов на открытых поверхностях. Образуется при тех же условиях, что и роса, но при температуре ниже О °С;

• изморозь - снеговидный рыхлый осадок, нарастаю­щий на ветвях деревьев, проводах, на острых выступах предметов с наветренной стороны; толщина отложения может достигать нескольких сантиметров, образуется в туманную морозную погоду.

• гололед - слой льда, образующийся на деревьях, про­водах, столбах, на поверхности земли от намерзания капель переохлажденного дождя. Обычно наблюдается при темпе­ратурах от 0 до -3°С, реже при более низких температурах.

Активные воздействия на облака и туманы. Деятель­ность человека может оказывать влияние на процессы об­разования облаков и формирование осадков. Так, при опре­деленных атмосферных условиях могут образовываться искусственные облака как, например, следы самолетов, об­лака типа кучевых в восходящем искусственно нагретом воздухе над заводскими трубами в зимнее время или над сильными пожарами.

В последние десятилетия ведутся работы по разработке и применению методов активного воздействия на атмо­сферные процессы, порождающие облака и туманы, с це­лью стимулирования выпадения осадков из облаков, пре­дотвращения разрушительных ливней, града и рассеяния облаков и туманов.

Образование искусственных облаков с выпадением осадков, в интересах сельского хозяйства, возможно путем создания мощного вертикального подъема воздуха. Это достигается возбуждением термической конвекции с подо­гревом воздуха у земли с помощью горелок (метеотронов) или динамическим методом с использованием турбореак­тивных двигателей. Но эти методы связаны с огромными затратами энергии и могут дать положительный эффект лишь при достаточной естественной неустойчивости и влажности воздуха.

Условием выпадения осадков из облаков является нали­чие в них твердой фазы. Поэтому методы стимулирования осадков основаны на изменении фазового состояния облака реагентами, в частности, твердой измельченной углекисло­той, дымом йодистого серебра или йодистого свинца. Ис­парение твердой углекислоты приводит к сильному охлаж­дению (до -40 °С) и превращению переохлажденных капель воды в кристаллы льда, а очень мелкие частицы йодистого серебра сами выполняют роль ледяных зародышей.

Получение осадков из облаков возможно при их опреде­ленных параметрах: для слоисто-кучевых облаков - толщи­на более 250 м, средняя температура облака - не выше -2 °С; для конвективных облаков - толщина более 3,6 км, температура на уровне засева реагентов - не выше -12 °С.

При активном воздействии на облако в осадки перехо­дит лишь влага, содержащаяся в нем на данный момент времени. Количество таких осадков обычно невелико и не дает существенного экономического эффекта.

При естественном образовании осадков облако выделяет влаги в 10-20 раз больше, чем в нем содержится. В таком случае облако является своего рода генератором, преобра­зующим водяной пар, содержащийся в окружающем возду­хе, в осадки. То есть воздействиями на облака можно пре­дотвращать опасные ливни, вызывающие наводнения, оползни, сели. Для этого стимулируют выпадение дождя небольшой интенсивности, в результате чего прекращается рост облака, которое может дать опасные ливни.