Перейти к основному содержанию
Опубликовано yagarkov - 2 November 2018

С. П. Хромов Метеорологияи и климатология. Для географических факультетов. Издание второе, переработанное. Гидрометеорологическое издабельство: Ленинград, 1968. 492 с.

Реферат

Книга предназначается в качестве учебника по курсу метеорологии и климатологии для общего потока студентов географических факультетов университетов и педагогических институтов. Она может быть использована также для элементарного ознакомления с этими дисциплинами в высших и средних специальных учебных заведениях другого профиля и для самообразования. Для второго издания книга существенно переработана.

This is a revised and supplemented edition of a textbook on meteorology and climatology for students of geographical faculties of the universities and colleges. It can also be of interest to those who want to acquire some knowledge of the ABC of meteorology.

Статья

 С. П. Хромов Метеорологияи и климатология.

С. П. ХРОМОВ

МЕТЕОРОЛОГИЯ И КЛИМАТОЛОГИЯ

ДЛЯ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ ФАКУЛЬТЕТОВ

Издание второе, переработанное

2-9-7

26-68

 

От автора...................... 9

 

Глава первая. Введение................ 11

1. Метеорология и климатология (11). 2. Атмосфера (II).

3. Высшие слои. Аэрономия (12). 4. Погода (13). 5. Климат (13). 6. Связи атмосферы с Солнцем и земной поверхностью (14). 7. Теплооборот (14). 8. Влагооборот (15). 9. Атмосферная циркуляция (16). 10. Климатообразование (17). 11. Наблюдение и эксперимент в метеорологии (17).    12. Статистический и физико-математический

анализ (18). 13. Применение карт (20). 14. Метеорологические наблюдения (20). 15. Метеорологическая сеть (21).

16.    Длительность и непрерывность наблюдений (22).

17.    Развитие метеорологической сети (22). 18. Программа наблюдений на метеорологических станциях (23). 19. Метеорологические приборы (25). 20. Методы аэрологических наблюдений (26). 21. Метеорологическая служба (27).

22. Всемирная метеорологическая организация (28). 23. Из истории метеорологии и климатологии (29).

Глава вторая. Воздух и атмосфера........... 33

1.    Состав сухого воздуха у земной поверхности (33).

2.    Водяной пар в воздухе (34). 3. Упругость водяного пара и относительная влажность (35). 4. Изменение состава воздуха с высотой (36). 5. Распределение озона в атмосфере (37). 6. Жидкие и твердые примеси к атмосферному воздуху (38). 7. Дымка, облака, туманы (39).

8. Поны в атмосфере (40). 9. Электрическое поле атмосферы (41). 10. Уравнение состояния газов (42). 11. Атмосферное давление (43). 12. Температура воздуха (45).

13. Плотность воздуха (46). 14. Основное уравнение статики атмосферы (49). 15. Применения барометрической формулы (52). 16. Барическая ступень (53). 17. Среднее распределение атмосферного давления с высотой (55).

18. Общая масса атмосферы (55). 19. Адиабатические изменения состояния в атмосфере (56). 20. Сухоаднабатиче-ские изменения температуры (57). 21. Сухоадибатические изменения температуры при вертикальных движениях (59).

22.    Влажноадиабатические изменения температуры (60).

23.    Псевдоадиабатический процесс (61). 24. Адиабатная диаграмма (61). 25. Потенциальная температура (64). 26, Вертикальное распределение температуры (65). 27. Ветер и турбулентность (66). 28. Турбулентный обмен (68). 29. Тропосфера (70). 30. Стратосфера и мезосфера (71). 31. Ионосфера (72). 32. Экзосфера (74). 33. Воздушные массы и фронты (75).

Глава третья. Радиация в атмосфере.........

1. О радиации вообще ,(77). 2. Лучистое и тепловое равновесие Земли (79). 3. Спектральный сос-тав солнечной радиации (80). 4. Интенсивность прямой солнечной радиации (81). 5. Солнечная постоянная и общий приток солнечной радиации к Земле (83). 6. Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности (84).

7.    Поглощение солнечной радиации в атмосфере (85).

8.    Рассеяние солнечной радиации в атмосфере (86).

9.    Явления, связанные с рассеянием радиации (88).

10.    Сумерки и заря (89). 11. Видимость (90). 12. Закон ослабления (91). 13. Фактор мутности (93). 14. Результаты измерений прямой, солнечной радиации (94). 15. Результаты измерений рассеянной радиации (95). 16. Суммарная радиация (96). 17. Отражение солнечной радиации. Поглощенная радиация. Альбедо Земли (97). 18. Излучение земной поверхности (98). 19. Встречное излучение (99). 20. Эффективное излучение (100). 21. Радиационный баланс земной поверхности (101). 22. Излучение в мировое пространство (102). 23. Методы измерения радиации (102).

24.    Распределение радиации «на границе атмосферы» (104).

25.    Зональное распределение солнечной радиации у земной поверхности (108). 26. Географическое распределение суммарной радиации (109). 27. Географическое распределение радиационного баланса (113).

Глава четвертая. Тепловой режим атмосферы.....

1. Причины изменений температуры воздуха (118). 2. Тепловой баланс земной поверхности (120). 3. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов (122). 4. Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы (124).

77

118

 

 

5. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы (126). 6. Распространение, тепла в глубь почвы (127). 7. Суточный н годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды (129). 8. Измерение температуры воздуха (130). 9. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности (132). 10. Изменение суточной амплитуды температуры с высотой (135). 11. Непериодические изменения температуры воздуха (136). 12. Температуры воздушных масс (138). 13. Междусуточная изменчивость температуры (140). 14. Заморозки (141). 15. Годовая амплитуда температуры воздуха (144). /16. Континенталь-ность климата (147). 17. Индексы континентальное™ (149). 18. Типы годового хода температуры воздуха (152). 19. Изменчивость средних месячных температур (155). 20. Возмущения в годовом ходе температуры воздуха (156). 21. Изотермы. Приведение температуры к уровню моря (157). 22. Географическое распределение температуры воздуха у земной поверхности (158). 23. Температуры широтных кругов, полушарий и Земли в целом (166). 24. Аномалии в распределении температуры (168). 25. Распределение температуры с высотой в тропосфере и стратосфере (169). 26. Объяснение распределения температуры с высотой (174). 27. Ускорение конвекции (177). 28. Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для сухого воздуха (178). 29. Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для насыщенного воздуха (181). 30. Суточный ход стратификации и конвекции (183). 31. Стратификация воздушных масс (184). 32. Инверсии температуры (185). 33. Приземные инверсии (187). 34. Инверсии в свободной атмосфере (188). 35. Тепловой баланс системы Земля — атмосфера (190). 36. Тепловой баланс широтных зон и воздушные течения (193).

 

Глава пятая. Вода в атмосфере...........

I.    Испарение и насыщение (195). 2. Скорость испарения (198). 3. Географическое распределение испаряемости и испарения (199). 4. Характеристики влажности (202). 5. Измерение влажности воздуха (204). 6. Суточный и годовой ход упругости пара (205). 7. Суточный и годовой ход относительной влажности (207). 8. Географическое распределение влажности воздуха (209). 9. Изменение влажности с высотой (216). 10. Конденсация в атмосфере (217).

II.    Ядра конденсации (218). 12. Облака (219). 13. Микроструктура и водность облаков (221). 14. Международная классификация облаков (222). 15. Описание основных ро-

дов облаков (223). 16. Световые явления в облаках. Гало (226). 17. Световые явления в облаках. Венцы (227).

18. Световые явления в облаках. Радуга (228). 19. Облака конвекции (кучевообразные) (229). 20. Волнистые облака (231). 21. Облака восходящего скольжения (слоистообразные) (232). 22. Облачность, ее суточный и годовой ход (234). 23. Географическое распределение облачности (236).

24. Продолжительность солнечного сияния (240). 25. Дымка, туман, мгла (242). 26. Условия образования туманов (243). 27. Географическое распределение туманов (246).

28. Осадки, выпадающие из облаков (248). 29. Формы осадков (249). 30. Образование осадков (251). 31. Искусственное осаждение облаков (252). 32. Электричество облаков и осадков (253). 33. Гроза (254). 34. Молния и гром (257). 35. Шаровая молния. Огни Святого Эльма (258).

36. Наземные гидрометеоры (259). 37. Гололед и обледенение самолетов (261). 38. Характеристики режима осадков (262). 39. Суточный ход осадков (264). 40. Годовой ход осадков (265). 41. Показатель неравномерности осадков (269). 42. Изменчивость сумм осадков. Засухи (269).

43.    Продолжительность и интенсивность осадков (271).

44.    Географическое распределение осадков (272). 45. Характеристики увлажнения (277). 46. Водный баланс на Земном шаре (279). 47. Внешний и внутренний влагообо-рот (280). 48. Снежный покров (281). 49. Климатическое значение снежного покрова (283). 50. Снеговая линия (285).

51. Метели (287).

лава шестая. Барическое поле и ветер.......... 289

1. Барическое поле (289). 2. Карты барической топографии (290). 3. Изобары (293). 4. Горизонтальный барический градиент (295). 5. Изменения барического градиента с высотой (297). 6. Барические системы (299). 7. Изменения барического поля с высотой в циклопах и антициклонах (302).

8. Колебания давления (304). 9. Междусуточная изменчивость давления. Крайние значения (305). 10. Области изменения давления (306). 11. Годовой ход давления (307).

12. Месячные и годовые аномалии давления (308). 13. Скорость ветра (309). 14. Направление ветра (311). 15. Линии тока (313). 16. Порывистость ветра (316). 17. Влияние препятствий на ветер (317). 18. Ускорение воздуха под действием барического градиента (318). 19. Отклоняющая сила вращения Земли (319). 20. Геострофический ветер (321).

21. Градиентный ветер (323). 22. Градиентный ветер в циклоне и антициклоне (323). 23. Термический ветер .(325).

24. Сила трения (327). 25. Влияние трения на скорость и направление ветра (328). 26. Угол отклонения ветра от градиента (330). 27. Суточный ход ветра (331). 28. Барический закон ветра (332). 29. Связь ветра с изменениями давления (333). 30. Фронты в атмосфере (334). 31. Типы фронтов (337). 32. Фронт и струйное течение (339).

Глава седьмая. Атмосферная циркуляция.......

1. Общая циркуляция атмосферы (342). 2. Квазигеострофичность течений общей циркуляции (343). 3. Зональность в распределении давления и ветра (343). 4. Меридиональные составляющие общей циркуляции (344). 5. Зоны давления и ветра в верхней тропосфере и в стратосфере (345). 6. Зональное распределение давления и ветра у земной поверхности и в нижней тропосфере (348). 7. Географическое распределение давления. Центры действия атмосферы (352). 8. Средняя величина давления для Земного шара и полушарий (360). 9. Преобладающие направления ветра (361). 10. Климатологические фронты (364). 11. Пассаты ,    (368). 12. Погода пассатов (370). 13. Антипассаты (371).

14. Внутритропическая зона конвергенции (371). 15. О муссонах вообще    (373).    16.    Тропические    муссоны    (375).

17. Тропические циклоны, их возникновение и перемещение (378). 18. Районы возникновения тропических циклонов (382). 19.    Погода в    тропическом    циклоне    (383).

20. Внетропическая циркуляция (386). 21. Внетропические циклоны (387). 22. Перемещение внетропических циклонов (390). 23. Погода в циклоне (391). 24. Антициклоны (391).

25.    Возникновение внетропических возмущений (393).

26.    Роль серии циклонов в междуширотном обмене воздуха

(397). 27. Энергия циклона (397). 28. Типы атмосферной циркуляции во    внетропических широтах    (398). 29.    Вне

тропические муссоны (401). 30. Местные ветры (402). 31. Бризы (403). 32. Горно-долинные ветры (405). 33. Ледниковые ветры    (407). 34.    Фен (407).    35. Бора    (410).

36. Шквалы (411). 37. Маломасштабные вихри (412). 38. Служба погоды (415). 39. Синоптический анализ и прогноз (418). 40. Долгосрочные прогнозы (420).

Глава восьмая. Климатообразование. Микроклимат .    .    .

1. Климатообразующне процессы (422). 2. Географические факторы климата (423). 3. Географическая широта (424). 4. Высота над уровнем моря (424). 5. Высотная климатическая зональность (425). 6. Распределение суши и моря (426). 7. Орография (427). 8. Океанические течения (427).

9. Растительный и снежный покров (428). 10. Деятельность

человека (428). 11. Микроклимат (429). 12. Микроклимат как явление приземного слоя (431). 13. Методы исследования микроклимата (432). 14. Температура в приземном слое -воздуха (432). 15. Ветер в приземном слое воздуха (433).    16. Микроклимат пересеченной местности (434).

17. Микроклимат леса (436). 18. Микроклимат города (437).

Глава д е в я т а я. Классификации климатов. Климаты Земли .    .    .    440

1. Классификации климатов (440). 2. Классификация климатов Кеппена (441). 3. Классификация климатов Алисова (444). 4. Экваториальный климат (446). 5. Климат тропических муссонов (субэкваториальный) (447). 6. Муссонный климат на тропических плато (449). 7. Пассатный климат (450). 8. Климат тропических пустынь (451). 9. Субтропические климаты (452).    10. Внутриконтинентальный

субтропический климат (453). 11. Климат высоких субтропических нагорий (454).    12. Средиземноморский климат

(455).    13. Муссонный субтропический климат (456).

14. Субтропический климат океанов (457). 15. Климаты умеренных широт (458). 16. Внутриконтинентальный климат в умеренных широтах (458). 17. Климат горных районов в умеренных широтах (460). 18. Климат западных частей материков в умеренных широтах (461). 19. Климат восточных частей материков в умеренных широтах (462). 20. Климат океанов в умеренных широтах (464). 21. Субполярный климат (465). 22. Климат Арктики (465). 23. Климат Антарктиды (467).

Глава десятая. Изменения климата........... 471

1.    Изменения климата в геологическом прошлом (471).

2.    Причины геологических изменений климата (473). 3. Изменения климата в историческую эпоху (474). 4. Современное потепление (476): 5. Причины современных колебаний климата (477). 6. О возможностях улучшения климата

(478).

Дополнительная литература........... 481

Предметный указатель............... 484

Этот учебник предназначен прежде всего для общего потока студентов географических факультетов, не специализирующихся по метеорологии и климатологии. Он возник в результате многолетнего чтения соответствующего курса метеорологии и климатологии сначала в Ленинградском, затем в Московском университете.

По существующим учебным планам этот курс рассчитан всего на 40—60 часов лекций на втором или на первом году обучения. Лектору приходится тщательно взвешивать, что рассказать и о чем промолчать из моря фактов и теорий современной метеорологии и климатологии за эти скупо отмеренные часы. Поэтому автор добивался возможной краткости изложения. Все же книга дает больше материала, чем можно изложить за указанное лекционное время. У лектора остается возможность отбирать наиболее важный материал по своему усмотрению, а у студентов—дополнять прослушанные лекции самостоятельной проработкой учебника.

Многие второстепенные для географа вопросы в книге не рассматриваются вовсе. Но узловые положения курса автор все же старался излагать по возможности обстоятельно.

Применение математики в изложении весьма ограничено. Знание физики предполагается в объеме, в каком она преподается на географических факультетах; однако в случае чтения курса на первом году обучения можно обойтись и знаниями, полученными в средней школе.

Цифровых данных, относящихся к константам и функциональным связям, в книге немного; но они даны для того и так, чтобы студент их по возможности запомнил. Климатические примеры, конечно, в большинстве случаев предназначены не для запоминания, а для иллюстрации. Но для лучшего усвоения в большинстве случаев температуры в них округлены до целых градусов, а суммы осадков — до 10 мм.

Материал метеорологии и климатологии излагается с самого начала книги совместно. Климатологическая сторона книги не

ограничивается тремя последними главами, где речь идет о климате преимущественно. Во всех главах книги вместе с изложением физики атмосферных процессов рассматриваются и их климатические следствия.

О методах метеорологических измерений в книге даются лишь самые краткие и общие указания.

В конце книги даны указания на важнейшую учебную и монографическую литературу на русском языке для углубленного ознакомления с метеорологией и климатологией. Приводить указания на журнальную литературу в книге такого типа автор счел излишним. Имена исследователей в тексте книги сведены до минимума.

Для второго издания весь текст книги пересмотрен как по существу, так и в отношении стиля и композиции. Автор приносит искреннюю благодарность товарищам с кафедры метеорологии и климатологии Ленинградского университета, внимательно прорецензировавшим рукопись.

Москва, февраль 1968 г.

ВВЕДЕНИЕ

1. Метеорология и климатология

■» Метеорологией называется наука об атмосфере — воздушной оболочке Земли. Она относится к геофизическим наукам, поскольку в ней, на основе законов физики, изучаются определенные категории физических процессов, свойственных Земному шару.

е Климатология — это наука о климате, т. е. о совокупности атмосферных условий, свойственной тому или иному месту в зависимости от его географической обстановки. Климат является, таким образом, одной из физико-географических характеристик местности. В качестве таковой он влияет на хозяйственную деятельность людей: на специализацию сельского хозяйства, географическое размещение промышленности, воздушный, водный и наземный транспорт. Итак, климатология ■— по существу географическая наука. Знания из области климатологии необходимы для подготовки географа любой специальности.

Климатология тесно связана с метеорологией. Понимание закономерностей климата возможно на основании тех общих закономерностей, которым подчинены атмосферные процессы. Поэтому при анализе причин возникновения различных типов климата и их распределения по Земному шару климатология исходит из понятий и законов метеорологии.

В этом элементарном курсе метеорология и климатология излагаются не порознь, а по возможности как единое целое.

Наша первая задача — выяснить, каковы содержание и методы этих наук и каким было их историческое развитие.

2. Атмосфера

Земная поверхность окружена газовой, воздушной оболочкой— атмосферой, принимающей участие во вращении Земли. На дне атмосферы в основном протекает наша жизнь.

Воздух, в отличие от воды, сжимаем. Поэтому с высотой плотность его убывает, и атмосфера постепенно сходит на нет, без резкой границы. Половина всей массы атмосферы сосредоточена в нижних 5 км, три четверти — в нижних 10 км, девять десятых — в нижних 20 км. По присутствие воздуха — чем выше, тем все более разреженного — обнаруживается до очень больших высот.

Полярные сияния указывают на наличие атмосферы на высотах до 1000 км и более. Полеты спутников на высотах в несколько тысяч километров также происходят в атмосфере, хотя и чрезвычайно разреженной. Из наблюдений с помощью ракет можно заключить, что атмосфера простирается, при все убывающей плотности, до высот более 20 тыс. км. Но космические ракеты, а также некоторые спутники с очень растянутой траекторией полета уже неоднократно пронизывали атмосферу и выходили в межпланетное пространство.

3. Высшие слои. Аэрономия

Атмосферные процессы вблизи земной поверхности и в нижних 10—20 км атмосферы особенно важны с практической точки зрения и наиболее изучены; именно эти процессы будут излагаться в данном курсе. Но и высшие слои атмосферы, отдаленные от земной поверхности на сотни и тысячи километров, в последнее время изучаются все более интенсивно и успешно, особенно с помощью геофизических ракет и спутников.

В этих слоях при поглощении ультрафиолетового и корпускулярного солнечного излучения происходят фотохимические реакции разложения газовых молекул на электрически заряженные атомы. Поэтому указанные слои сильно ионизированы и обладают очень большой электропроводностью. В них наблюдаются такие явления, как полярные сияния и постоянное свечение воздуха, создающее так называемый ночной свет неба; в них происходят также сложные микрофизические процессы, связанные с космическим излучением. Методы изучения всех этих процессов своеобразны; само их исследование мало связано с изучением атмосферы у земной поверхности и в нижних слоях, но тесно связано с изучением земного магнетизма. Поэтому с недавних пор принято выделять учение о физических (и химических) процессах в высших слоях атмосферы в особую научную дисциплину, получившую название аэрономии. Эта наука уже не является частью метеорологии, а стоит рядом с нею.

В нашем курсе вопросы аэрономии затрагиваются лишь в малой степени.

4.    Погода

В атмосфере происходят многообразные физические процессы, непрерывно меняющие ее состояние. Состояние атмосферы у земной поверхности, а также и в более"высоких слоях (как правило, в сфере действий воздушного транспорта) называют погодой. Характеристики погоды, такие, как температура воздуха, облачность, атмосферные осадки, ветер и пр., носят название метеорологических элементов.

ИзменешТяТТбгоды у земной поверхности имеют большое значение для сельского хозяйства и многих других областей хозяйственной деятельности человека. Погода в более высоких слоях атмосферы влияет на работу авиации. Нужно при этом заметить, что атмосферные процессы на разных высотах связаны между собой. Поэтому для полноценного изучения погоды у земной поверхности необходимо изучать и более высокие слои атмосферы.

Состояние атмосферы в высших слоях, являющееся предметом аэрономии, не входит в состав понятия погоды.

5.    Климат

В любом месте Земли погода в разные годы протекает по-разному. Однако при всех различиях отдельных дней, месяцев и лет в каждой местности можно различать вполне определенный климат.

Вначале уже было сказано, что климатом называют совокупность атмосферных условий, присущую данной местности в зависимости от ее географической обстановки. Под географической обстановкой подразумевается не только положение местности, т. е. широта, долгота и высота над уровнем моря, но и ха-рактер земной поверхности, орография, почвенный покров и пр. Атмосферные условия более или менее сильно меняются в годовом ходе — от зимы к лету и от лета к зиме. Совокупность этих условий несколько меняется и от года к году. Но от одного многолетнего периода к другому совокупность атмосферных условий меняется лишь в самых ограниченных пределах, причем эти изменения имеют характер колебаний то в одном, то в другом направлении. Климат, таким образом, обладает устойчивостью. Поэтому климат и является одной из физико-географических характеристик местности, одной из составляющих географического ландшафта. А так как между атмосферными процессами и состоянием земной поверхности (включая и мировой океан) существуют тесные связи, то и климат связан с другими географическими характеристиками, с другими составляющими географического ландшафта.

6. Связи атмосферы с Солнцем и земной поверхностью

1.    Атмосферные процессы связаны с влияниями, идущими как сверху, из космоса, так и снизу, от земной поверхности. Источником энергии атмосферных процессов в основном является солнечная радиация (солнечное излучение), приходящая к Земле из мирового пространства. Именно лучистая энергия Солнца превращается в атмосфере и на земной поверхности в теплоту, энергию движения и другие виды энергии. Но солнечные лучи больше нагревают земную поверхность, чем непосредственно воздух, а уже между земной поверхностью и атмосферой происходит оживленный обмен тепла, а также и воды. Строение земной поверхности, ее рельеф имеют значение и для движений воздуха. С влияниями земной поверхности (нагревание, запыле-ние) в определенной степени связаны и оптические свойства атмосферы, и ее электрическое состояние.

Наличие атмосферы является, в свою очередь, важным фактором для разнообразных физических процессов, развертывающихся на земной поверхности — в почве и верхних слоях водоемов (например, ветровая эрозия, морские течения и ветровое волнение, установление и сход снежного покрова и многое другое), а также для жизни на Земле.

2.    В составе солнечной радиации есть наиболее коротковолновая ультрафиолетовая радиация, энергия которой невелика, но которая производит сильнейшее фотохимическое действие на высшие слои атмосферы (см. параграф 3). Сильно влияет на высшие слои атмосферы и корпускулярная радиация Солнца, т. е. потоки заряженных элементарных частиц, выбрасываемых Солнцем. Ультрафиолетовая и корпускулярная радиация значительно меняется во времени в зависимости от солнечной активности, т. е. от физических процессов, происходящих на Солнце и приводящих, между прочим, к изменению числа солнечных пятен. В связи с этим меняется состояние высших слоев атмосферы, содержание в них озона, их ионизация, электропроводность и пр., что, в свою очередь, сказывается и на состоянии нижних слоев, а стало быть, на погоде и климате. Механизм воздействия верхней атмосферы на нижние слои еще неясен.

7. Теплооборот

Существует три основных цикла атмосферных процессов, определяющих климат. Это так называемые климатообразующие процессы — теплооборот, влагооборот и атмосферная циркуляция.

Теплооборот, создающий тепловой режим атмосферы, состоит в следующем.

Сквозь атмосферу проходит поток солнечной радиации. Атмосфера частично поглощает солнечные лучи, преобразуя их энергию в теплоту; частично рассеивает их, меняя по качеству (спектральному составу); частично они отражаются назад облаками.

Радиация, прошедшая сквозь атмосферу (отчасти и рассеянная атмосферой), падая на земную поверхность, частично от нее отражается, но в большей части поглощается ею и нагревает верхние слои почвы и водоемов. Земная поверхность сама испускает невидимую инфракрасную радиацию, которая в большей части поглощается атмосферой и нагревает ее. Атмосфера, в свою очередь, излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой поглощается земной поверхностью. В то же время земная и атмосферная радиация непрерывно уходит за пределы атмосферы вместе с отраженной солнечной радиацией, уравновешивая приток солнечной радиации к Земле.

Кроме обмена тепла путем излучения, между земной поверхностью и атмосферой происходит обмен тепла путем теплопроводности. В передаче тепла внутри атмосферы особенно важную роль играет перемешивание воздуха в вертикальном направлении. Значительная часть тепла, поступающего на земную поверхность, затрачивается еще на испарение воды, переходя в скрытую форму. Потом, при сгущении водяного пара в атмосфере, это тепло, выделяясь, идет на нагревание воздуха.

Температура воздуха, постоянно ощущаемая как тепло или холод, имеет важнейшее значение для жизни на Земле вообще, для жизни и хозяйственной деятельности людей в частности. Температура воздуха меняется в течение суток и в течение года в зависимости от вращения Земли и связанных с ним изменений в притоке солнечной радиации. Но она меняется и нерегулярно, непериодически, в связи с воздушными течениями, направленными из одних мест Земли в другие. Распределение температуры воздуха по Земному шару в основном зависит от общих условий притока солнечной радиации по широтам, от распределения суши и моря, которые по-разному поглощают радиацию и по-разному нагреваются, и, наконец, от воздушных течений, переносящих воздух из одних областей Земли в другие.

8. Влагооборот

Кроме теплооборота, между атмосферой и земной поверхностью происходит постоянный оборот воды, или влагооборот.

С поверхности океанов и других водоемов, влажной почвы и растительности в атмосферу испаряется вода, на что затрачивается большое количество тепла из почвы и верхних слоев воды. Водяной пар — вода в газообразном состоянии — является важной составной частью атмосферного воздуха.

При существующих в атмосфере условиях водяной пар может испытывать и обратное преобразование: он конденсируется, сгущается, вследствие чего возникают облака и туманы. В процессе конденсации в атмосфере освобождаются большие количества скрытого тепла. Из облаков при определенных условиях выпадают осадки. Возвращаясь на земную поверхность, осадки тем самым уравновешивают испарение в целом для всего Земного шара.

Количество выпадающих осадков и его распределение по сезонам влияют на растительный покров и земледелие. От распределения и колебания количества осадков зависят также условия стока, режим рек, уровень озер и другие гидрологические явления. От большей или меньшей высоты снежного покрова зависят промерзание почвы и режим вечной мерзлоты.

9. Атмосферная циркуляция

Неравномерное распределение тепла в атмосфере приводит к неравномерному распределению атмосферного давления, а от распределения давления зависит движение воздуха, или воздушные течения.

На характер движения воздуха относительно земной поверхности важное влияние оказывает тот факт, что движение это происходит на вращающейся Земле. В нижних слоях атмосферы на движение воздуха также влияет трение. Движение воздуха относительно земной поверхности называют ветром, всю систему воздушных течений на Земле — общей циркуляцией атмосферы. Вихревые движения крупного масштаба — циклоны и антициклоны, постоянно возникающие в атмосфере, делают эту систему особенно сложной.

С перемещениями воздуха в процессе общей циркуляции связаны основные изменения погоды: воздушные массы, перемещаясь из одних областей Земли в другие, приносят с собой новые условия температуры, влажности, облачности и пр.

Кроме общей циркуляции атмосферы, существуют местные циркуляции: бризы, горно-долинные ветры й др.; возникают также сильные вихри малого масштаба—смерчи, тромбы.

Ветер вызывает волнение водных поверхностей, многие океанические течения, дрейф льдов; он является важным фактором эрозии и рельефообразовання.

10. Климатообразование

Климатообразующие процессы развертываются в различной географической обстановке. Поэтому конкретные особенности этих процессов, а с ними й типы климатов определяются такими географическими факторами климата, как широта, распределение суши и моря, строение поверхности суши (особенно крупномасштабная орография), почва, растительный и снежный покров, морские льды, океанические течения и пр. Распределение климатических условий по Земному шару зависит от распределения этих географических факторов.

Особые, так называемые микроклиматические условия наблюдаются в самом нижнем, приземном слое воздуха, в котором обитают сельскохозяйственные культуры. Здесь на особенности атмосферного режима влияют детали строения и состояния зем-cq ной поверхности.

Климат испытывает существенные и даже коренные измене-ния на протяжении геологических эпох. Эти изменения связаны с изменениями в строении земной поверхности и в составе атмосферы, а также с различными причинами астрономического характера. Таковы, например, изменения во вращении Земли вокруг Солнца, изменения плотности материи в межпланетном пространстве и пр., а также, и может быть в особенности, изменения в солнечной активности. Происходят и некоторые колебания климатических условий на протяжении тысячелетий и столетий и еще более коротких промежутков времени. Так, например, в большей части Земного шара, особенно в средних и высоких широтах, в первой половине текущего столетия замечено определенное потепление. Такие колебания климата в настоящее Еремя связывают преимущественно (но не только) с изменениями общей циркуляции атмосферы, а эти последние — с колебаниями солнечной активности.

11. Наблюдение и эксперимент в метеорологии

1. Фактические сведения об атмосфере, погоде и климате получают из наблюдений. Анализ результатов наблюдений служит в метеорологии и климатологии для выяснения причинных связей в изучаемых явлениях.

В общей физике основным методом исследования является эксперимент. Экспериментируя, исследователь вмешивается в ход физических процессов, меняет условия, в которых они протекают, вводит одни факторы и исключает другие с целью

2 С. П. Хромов    ■ ***'    "    . "У

,    ««Адсаичсомя

дологически* яимикт|т

выяснения причинных связей в явлениях. Но атмосферные явления крупного масштаба, такие, как общая циркуляция атмосферы или теплооборот на больших пространствах, еще не могут быть существенно изменены вмешательством человека. Даже энергия термоядерных взрывов невелика по сравнению с энергией процессов циркуляции атмосферы, поскольку взрывы при большой их мощности весьма кратковременны. Изменения в физическом состоянии атмосферы, которые создаются термоядерными взрывами, оказываются ограниченными по распространению их влияния и недолговременными (речь идет о физических процессах, а не о заражении атмосферы радиоактивными продуктами распада). Поэтому метеорология, как и другие геофизические науки, должна прибегать к наблюдениям, т. е. к измерениям и 'качественным оценкам процессов, протекающих в природной обстановке. Непрерывно наблюдая за атмосферными процессами, человек является зрителем и регистратором тех грандиозных опытов, которые ставит сама природа, без его участия.

2. В ограниченных пределах в метеорологии применяется и эксперимент. К числу метеорологических экспериментов относятся, например, опыты осаждения облаков и рассеяния туманов путем различных физико-химических воздействий на них. Такие опыты преследуют практические цели, но они позволяют также глубже разобраться в природе явления. Насаждение лесных полос, создание водохранилищ, орошение местности и т. п. вносят некоторые изменения в состояние приземного слоя воздуха. Тем самым и они в некоторой степени являются средствами метеорологического (точнее, климатологического) эксперимента.

Применяется и моделирование некоторых атмосферных процессов в лаборатории, т. е. воспроизведение их в малом масштабе и при упрощенных условиях. Так, например, моделируется даже общая циркуляция атмосферы. Возможности такого метода исследования также ограничены.

12. Статистический и физико-математический анализ

1. Результаты наблюдений подвергаются анализу в целях выяснения закономерностей, существующих в атмосферных процессах. Первостепенное значение имеет в метеорологии статистический анализ большого материала наблюдений, особенно применение осреднения, которое отсеивает случайные детали явлений и яснее показывает их существенные особенности.

Особенно велика роль этого метода для климатологии. Климатология берет в качестве исходного материала результаты

метеорологических наблюдений; эти результаты сопоставляются, сравниваются во времени и пространстве. Для полного представления о климате недостаточно наблюдений единовременных или в течение коротких промежутков времени. Атмосферные процессы настолько изменчивы и многообразны, что для изучения современного климата во всех его особенностях необходимо наблюдать их в течение длительного, многолетнего периода.

Для получения выводов из очень большого количества наблюдений необходимо подвергать результаты наблюдений статистическому анализу; поэтому климатические характеристики являются статистическими выводами из многолетних рядов наблюдений. Такие характеристики могут представлять собой многолетние средние значения различных метеорологических величин, средние из ежегодных отклонений от этих многолетних средних значений, крайние пределы отдельных значений за многолетний период, повторяемости тех или других величин явлений, средние и крайние сроки наступления определенных явлений и т. д.

С помощью статистического метода корреляции можно также установить наличие большего или меньшего параллелизма или противоположности (или отсутствие их) в изменениях различных метеорологических величин во времени. Тем самым можно выяснить, есть ли связь между этими величинами, и количественно выразить степень этой связи.

Для выражения количественных связей между явлениями в метеорологии употребительны также эмпирические формулы, коэффициенты которых подбираются из опыта, т. е. опять-таки из большого числа сравнительных наблюдений.

Статистика, таким образом, помогает яснее представить факты и лучше обнаружить связи между ними. Но статистика не объясняет фактов и связей. А именно их объяснение открывает наиболее надежный путь к предвидению (прогнозу) дальнейшего развития процессов и к сознательному воздействию на них.

2. Поскольку в метеорологии рассматриваются физические явления, их объяснение может быть дано только на основании законов физики. Наиболее совершенный путь для этого — физико-математический анализ. В XX столетии достигнуты большие успехи в его применении к задачам метеорологии. На основе общих законов физики составляются дифференциальные уравнения, описывающие атмосферные процессы. Подставляя в эти уравнения исходные данные, полученные из наблюдений, и решая уравнения, можно находить количественные закономерности атмосферных процессов и даже прогнозировать их дальнейшее течение. В одних разделах метеорологии этот метод применяется широко, в других — еще недостаточно.

13. Применение карт

Основные атмосферные процессы развертываются на больших пространствах, а их следствия, в виде определенных условий погоды и климата, обнаруживаются в таком же крупном масштабе. Поэтому существенное значение в метеорологии и климатологии имеет сопоставление наблюдений на географических картах. Последующий анализ наблюдений относится уже не к наблюдениям в отдельных пунктах, а к пространственным распределениям наблюденных величин.

На карту можно нанести фактические результаты наблюдений, сделанные в разных местах в один и тот же момент. Такая карта называется синоптической; она позволяет видеть, как распределялись условия погоды и, следовательно, каковы были свойства атмосферы и характер атмосферных процессов в этот момент над большой территорией. Составляя синоптические карты для последовательных моментов времени, можно прослеживать развитие атмосферных процессов и делать выводы о будущей погоде.

На карты можно наносить и результаты статистической обработки многолетних наблюдений; тогда мы получим климатологические карты. Можно составить, например, карты многолетнего среднего распределения величин температуры или осадков на определенной территории за тот или иной месяц, карты средних дат установления снежного покрова, карты повторяемости гроз, карты наибольших или наименьших температур, наблюдавшихся в данной местности, и пр. Климатологические карты облегчают дальнейший анализ фактов, относящихся к климату, позволяют делать выводы о пространственном распределении особенностей или типов климата и т. д.

14. Метеорологические наблюдения

1. Метеорологические наблюдения — это измерения и качественные оценки метеорологических элементов (см. параграф 4). К метеорологическим элементам относятся в первую очередь температура и влажность воздуха, атмосферное давление, ветер, облачность, осадки, туманы, метели, грозы, видимость. Сюда же присоединяются и некоторые величины, непосредственно не отражающие свойств атмосферы или атмосферных процессов, но тесно связанные с ними. Таковы температура почвы или поверхностного слоя воды, испарение, высота и состояние снежного покрова, продолжительность солнечного сияния и т. п. В меньшем числе мест производятся еще наблюдения

над солнечным и земным излучением и над атмосферным электричеством.

Метеорологические наблюдения над состоянием атмосферы вне приземного слоя, до высот около 40 км, носят название аэрологических наблюдений. От них отличаются по методике наблюдения над состоянием высших слоев атмосферы, которым можно дать название аэрономических наблюдений.

2. Наиболее полные и точные наблюдения производятся в метеорологических и аэрологических обсерваториях, имеющихся во всех странах мира. Число таких обсерваторий, однако, невелико. Кроме того, даже самые точные наблюдения в немногочисленных пунктах не могут дать исчерпывающего представления обо всей жизни атмосферы, поскольку атмосферные процессы протекают в разной географической обстановке по-разному. Поэтому, кроме метеорологических обсерваторий, наблюдения над основными метеорологическими элементами ведутся еще на многих тысячах метеорологических станций и многих сотнях аэрологических станций по всему Земному шару.

15. Метеорологическая сеть

Для изучения географического' распределения метеорологических элементов и сравнения состояния атмосферы (погоды и климата) в различных местах Земли необходимо, чтобы метеорологические станции в каждой стране и во всех странах мира вели наблюдения по возможности однотипными приборами, по единой методике, в определенные часы суток. Иными словами, станции в каждой стране и в мировом масштабе должны составлять единое целое — сеть метеорологических станций, метеорологическую сеть. В каждой стране, в том числе и в СССР, существует основная государственная сеть метеорологических станций, отвечающая указанному выше требованию — единообразной и согласованной работы. Помимо нее, существуют и метеорологические станции специального назначения, связанные с различными потребностями науки и народного хозяйства (например, станции на курортах, в колхозах, на транспорте и т. п.).

Метеорологические станции общегосударственной сети устанавливаются по возможности равномерно в местах, характерных для данного района. Нужно стремиться к тому, чтобы показания станции были репрезентативными, т. е. характерными не только для ее ближайших окрестностей, но и для возможно большего окружающего района. Метеорологические станции специального назначения размещают исходя из производственных задач.

16. Длительность и непрерывность наблюдений

Важнейшие условия сетевых метеорологических наблюдений, помимо синхронности, — их длительность и непрерывность. Отдельные годы сильно отличаются друг от друга по режиму атмосферных процессов. Этим определяется необходимость при изучении климата иметь многолетние ряды систематических наблюдений. Для изучения изменений климата метеорологические наблюдения должны производиться вообще неограниченно долго. Важно также, чтобы станции как можно дольше не меняли своего местоположения: перенос станции в другое место обрывает многолетний ряд наблюдений или, по крайней мере, нарушает его однородность. Вредно сказывается на однородности рядов наблюдений застройка местности.

Для целей предсказания погоды также необходимо вести метеорологические наблюдения постоянно и непрерывно: каждый день в атмосфере наблюдаются все новые бесконечно разнообразные условия, а при прогнозе (предсказании) погоды на будущее приходится исходить из фактических условий в настоящем и прошлом.

17. Развитие метеорологической сети

Государственные сети метеорологических станций возникли в XIX веке; до этого наблюдения производились в отдельных немногочисленных пунктах. В XX веке густота метеорологических сетей сильно выросла, причем наблюдениями были охвачены и большие области в тропиках, в глубине Азии и Африки, в Арктике и Антарктике, ранее, совершенно недоступные. Сейчас на Земном шаре имеются многие тысячи метеорологических станций. Только в Советском Союзе около 4000 станций основного типа, с полной программой наблюдений, и еще несколько тысяч метеорологических постов для наблюдений над осадками и снежным покровом. Наблюдения производятся и на тысячах торговых судов. Для регулярных наблюдений в океанах применяются специальные корабли погоды (метеорологические суда), длительно находящиеся в определенных районах океана.

Но все же' густота метеорологической сети еще недостаточна в Арктике, Антарктике, на океанах и в ряде областей всех материков, кроме Европы.

Поскольку метеорологические наблюдения нужны для ежедневного прогноза погоды, большое значение для развития метеорологической сети в наше время имеет радиосвязь, позволяющая срочно передавать результаты наблюдений из отдаленных районов.

В настоящее время существуют и автоматические станции, длительное время работающие без вмешательства человека. Их устанавливают в труднодоступных или неудобных для жизни районах, например на льдах Арктики; наблюдения их автоматически передаются по радио. В близком будущем автоматические и полуавтоматические метеорологические станции должны получить широкое применение.

Сеть аэрологических станций возникла позднее, лишь в XX веке, и густота ее еще невелика в сравнении с сетью обычных метеорологических станций. Общее число станций с наблюдениями над давлением, температурой и влажностью в высоких слоях с помощью радиозондов составляет на Земном шаре около 1000, из них в СССР свыше 200. Значительно больше станций для наблюдений над ветром на высотах. Производятся также многочисленные наблюдения с самолетов.

18. Программа наблюдений на метеорологических станциях

1.    На наземных метеорологических станциях во всем мире производятся одновременные (синхронные) наблюдения через каждые три часа по единомугринвичскомувремени (времени нулевого пояса). Результаты наблюдений за эти сроки немедленно передаются по телефону, телеграфу или по радио в органы службы погоды. Там по ним составляются синоптические карты и другие материалы, служащие для предсказания погоды.

В Советском Союзе до 1966 г. наблюдения производились не только по единому времени, но также и по местному среднему солнечному времени каждой станции — в 01, 07, 13 и 19 часов. При большой протяженности нашей страны по широте наблюдения в эти сроки были более удобны для получения сравнимых климатических характеристик.

2.    На метеорологических станциях основного типа регистрируются следующие метеорологические элементы.

Температура воздуха на высоте 2 м над земной поверхностью.

Атмосферное давление.

Влажность воздуха — упругость водяного пара в воздухе и относительная влажность.

Ветер — горизонтальное движение воздуха на высоте 10— 12 м над земной поверхностью. Измеряется его скорость и определяется направление, откуда он дует.

Облачность — степень покрытия неба облаками, типы облаков по международной классификации, высота нижней границы

облаков, ближайших к земной поверхности, скорость и направление движения облаков.

Количество осадков, выпавших из облаков, их типы (дождь, морось, снег и пр.).

Наличие и интенсивность различных осадков, образующихся на земной поверхности и на предметах (росы, инея, гололеда и пр.), а также тумана.

Горизонтальная видимость — расстояние, на котором, вследствие мутности атмосферы, перестают различаться очертания предметов.

Продолжительность солнечного сияния.

Температура на поверхности почвы и на нескольких глубинах в почве.

Состояние поверхности почвы.

Высота и плотность снежного покрова.

На некоторых станциях — испарение воды с водных поверхностей или с почвы.

Регистрируются также метели, шквалы, смерчи, мгла, пыльные бури, грозы, тихие электрические разряды, полярные сияния и некоторые оптические явления в атмосфере (радуга, круги и венцы вокруг дисков светил, миражи).

3.    На береговых метеорологических станциях производятся также наблюдения над температурой воды и волнением водной поверхности. Программа наблюдений на судах отличается в деталях от наблюдений на сухопутных станциях. На большом числе дополнительных станций (постов) производятся наблюдения только над осадками и снежным покровом, так как для лучшего выяснения распределения этих элементов нужна более густая сеть наблюдений. В программу работы станций, имеющих определенный производственный профиль, например сельскохозяйственных, транспортных, авиационных, включаются особые дополнительные наблюдения.

Не все метеорологические элементы наблюдаются в каждый срок наблюдений. Например, количество осадков измеряется четыре раза в сутки, высота снежного покрова — один раз в сутки, плотность снега — один раз в пять дней и т. д.

4.    В программы наблюдений обсерваторий и отдельных станций входят еще актинометрические наблюдения над солнечной радиацией, земным излучением, отражательными свойствами (альбедо) поверхности земли и воды; уточненные наблюдения над температурой и влажностью воздуха на разных высотах в приземном слое воздуха (градиентные наблюдения); измерения содержания в воздухе пыли, химических примесей, радиоактивных продуктов и пр.; атмосферно-электрические наблюдения над ионизацией воздуха, т. е. над содержанием в нем

электрически заряженных частиц, и над изменениями электрического поля атмосферы.

19. Метеорологические приборы

1.    Наблюдения на метеорологических станциях в основном имеют характер измерений и ведутся с помощью специальных измерительных приборов; лишь немногие метеорологические элементы количественно оцениваются без приборов (степень облачности, дальность видимости и некоторые другие). Качественные оценки, например определение характера облаков и осадков, производятся без приборов.

Для сетевых приборов необходима однотипность, облегчающая работу сети и обеспечивающая сравнимость наблюдений.

Метеорологические приборы устанавливаются на площадке станции под открытым небом. Только приборы для измерения атмосферного давления (барометры) устанавливаются в закрытом помещении станции, так как разница между давлением воздуха под открытым небом и внутри помещения ничтожно мала (практически отсутствует).

Приборы для определения температуры и влажности воздуха защищают от действия солнечной радиации, от осадков и порывов ветра, и для этого их помещают в будках особой конструкции. Отсчеты по приборам делаются наблюдателем в установленные сроки наблюдений. На станциях устанавливаются также самопишущие приборы, дающие непрерывную автоматическую регистрацию важнейших метеорологических элементов (особенно температуры и влажности воздуха, атмосферного давления и ветра). Самопишущие приборы нередко конструируют так, что их приемные части, помещенные на площадке или на крыше здания, имеют электрическую передачу к пишущим частям, установленным внутри здания.

2.    Принципы ряда метеорологических приборов были предложены еще в XVII—XIX веках. В настоящее время в метеорологическом приборостроении наблюдается быстрый прогресс. Создаются новые конструкции приборов с использованием возможностей современной техники: термо- и фотоэлементов, полупроводников, радиосвязи и радиолокации, различных химических реакций и т. п. Особенно нужно отметить применение в последние годы в метеорологических целях радиолокации. На экране радиолокатора (радара) можно обнаружить скопления облаков, области осадков, грозы и даже большие атмосферные вихри (тропические циклоны) в значительном отдалении от наблюдателя и прослеживать их эволюцию и перемещение.

Как упоминалось выше, достигнуты большие успехи в конст-

руировании автоматических станций, передающих свои наблюдения в течение более или менее длительного времени без вмешательства человека.

20. Методы аэрологических наблюдений

1.    Наиболее простым видом аэрологических наблюдений является ветровое зондирование, т. е. наблюдения над ветром в свободной атмосфере с помощью шаров-пилотов. Так называются небольшие резиновые шары, наполняемые водородом и выпускаемые в свободный полет. Наблюдая в теодолиты за полетом шара-пилота, можно установить скорость и направление ветра на тех высотах, на которых летит шар. В настоящее время при аэрологических наблюдениях над ветром все шире применяются методы радиообнаружения, т. е. радиопеленгация радиозондов и радиолокация (радиоветровое зондирование), обеспечивающие получение сведений о ветре при наличии облачного покрова. Наблюдения над ветром, помимо их научной роли, имеют непосредственное значение для обслуживания действий авиации. Такое же значение имеет и описываемое ниже температурное зондирование.

2.    Температурным зондированием называются регулярные (обычно два раза в сутки) выпуски в высокие слои атмосферы шаров-зондов с резиновыми оболочками достаточно большого размера, к которым прикреплены автоматические приборы для регистрации температуры, давления и влажности воздуха. До тридцатых годов эти приборы — метеорографы — давали только запись наблюдаемых величин на ленте самописца. На той или иной высоте шар, раздуваясь, лопался, а прибор спускался на землю на втором, дополнительном шаре или на парашюте. Однако возвращение прибора в место выпуска зависело при этом от случая, и не могло быть речи о срочном использовании наблюдений. С 1930 г. распространился метод радиозондирования (впервые примененный в СССР). Прикрепленный к шару прибор— радиозонд, находясь еще в полете, посылает радиосигналы, по которым можно определить значения метеорологических элементов в высоких слоях.

3.    Метод радиозондирования создал переворот в методах аэрологических наблюдений и во всей современной метеорологии. Радиозондовые наблюдения можно без всякого промедления использовать для службы погоды, что особенно повышает их ценность. Благодаря радиозондированию несравнимо возросли наши знания о слоях атмосферы до высоты 30—40 км. Однако точность показаний современных радиозондов еще недостаточно велика.

Радиозондирование вытеснило другие методы температурного зондирования — подъем метеорографов на змеях, привязных аэростатах, самолетах и пр. Самолет остается, однако, важным средством для специальных сложных наблюдений, требующих участия наблюдателя, например для изучения физического строения облаков, для актинометрических и атмосферноэлектрических наблюдений. Для тех же целей применяются аэростаты, а изредка стратостаты с герметически закрытыми гондолами. Последний рекорд высоты подъема на стратостате в США близок к 35 км.

4.    В последние годы начали практиковать выпуски шаров без людей не только с радиозондами, но и с более сложными автоматическими приборами для разного рода наблюдений. Такие шары большого диаметра с оболочкой из полиэтилена (трансокеанские зонды) достигают со значительным грузом приборов высот порядка 30—40 км. Они могут лететь на определенной заданной высоте (точнее, на заданной изобарической поверхности, т. е. в слое с одним и тем же атмосферным давлением), находясь при этом в воздухе много дней подряд и передавая радиосигналы. Определение траекторий полета таких шаров имеет значение для изучения переноса воздуха в высоких слоях атмосферы, особенно над океанами и в низких широтах, где сеть аэрологических станций недостаточна.

5.    Для исследования еще более высоких слоев атмосферы производят выпуски метеорологических и геофизических ракет с приборами, показания которых передаются по радио. Потолок подъема ракет в настоящее время стал уже неограниченным.

В 1957—1958 гг. в СССР, а затем в США удалось запустить первые спутники Земли с автоматическими приборами в высшие слои атмосферы. Теперь уже большое количество таких спутников вращается вокруг Земли, причем орбиты некоторых из них достигают высот в десятки тысяч километров. С 1960 г. регулярно запускаются так называемые метеорологические спутники, предназначенные для исследования нижележащих слоев атмосферы. Они фотографируют и передают телевизионным путем распределение облачности по Земному шару, а также измеряют поступающую от земной поверхности радиацию.

Кроме того, важным методом исследования высших слоев являются наблюдения над распространением радиоволн.

21. Метеорологическая служба

Во всех странах существуют специальные государственные организации, так называемые метеорологические службы, в состав которых входят сети станций и научные метеорологические

учреждения. Задачей метеорологической службы является научное исследование атмосферы и практическое обслуживание народного хозяйства информацией о погоде и климате и прогнозами погоды. В Советском Союзе в состав Гидрометеорологической службы СССР вместе с метеорологическими входят и гидрологические станции и учреждения. Руководство этой службой осуществляется Главным управлением гидрометеорологической службы при Совете Министров СССР и подведомственными ему республиканскими и областными управлениями. Кроме многотысячной сети станций, она включает ряд научных институтов, центральных и периферийных, ряд областных гидрометеорологических обсерваторий и многочисленные органы службы погоды по всей стране (бюро прогнозов, авиаметеорологп-ческие станции и др.).

Несколько крупных центральных институтов Гидрометеорологической службы работают в области метеорологии и климатологии. Это Главная геофизическая обсерватория имени А. И. Воейкова в Ленинграде, основанная в 1849 г., Гидрометцентр СССР в Москве (вначале называвшийся Центральным бюро погоды СССР, а затем, до 1966 г., Центральным институтом прогнозов), основанный в 1930 г., Центральная аэрологическая обсерватория под Москвой, основанная в 1943 г., Институт аэроклиматологии в Москве, основанный в 1943 г. Метеорологические и климатологические исследования ведутся и в некоторых других центральных институтах Гидрометеорологической службы (Институт гидрометеорологического приборостроения, Арктический и Антарктический институт, Институт прикладной геофизики, Государственный океанографический институт), в нескольких гидрометеорологических институтах на периферии (в Киеве, Тбилиси, Алма-Ате, Владивостоке, Ташкенте), в местных гидрометеорологических обсерваториях, а также в университетах и других высших учебных заведениях, в учреждениях Академии наук СССР (например, в Институте физики атмосферы и в Институте географии в Москве) и академий наук союзных республик, воздушного и морского флота, железнодорожного транспорта и др.

22. Всемирная метеорологическая организация

Атмосферные процессы не знают государственных границ, и метеорологические наблюдения и исследования ведутся во всех странах. Поэтому существует настоятельная необходимость в единообразии методики наблюдений и их обработки, в обмене информацией, в унификации форм оперативного обслуживания

метеорологической информацией и прогнозами, а стало быть, в согласовании работы метеорологических служб всего мира. Это является задачей Всемирной метеорологической организации (ВМО).

Международное сотрудничество в области метеорологии началось во второй половине XIX века. В 1873 г. состоялся первый международный метеорологический конгресс, заложивший основы Международной метеорологической организации с регулярно созывавшимися конференциями директоров метеорологических служб, с Международным метеорологическим комитетом, работавшим в перерывах между конференциями, и с рядом международных комиссий по разным вопросам метеорологии. Особенных успехов Международная метеорологическая организация достигла за период между двумя мировыми войнами. После второй мировой войны она была восстановлена на новой основе, как Всемирная метеорологическая организация при Организации Объединенных Наций. Каждые 5 лет собираются всемирные конгрессы ВМО, избирающие Исполнительный комитет и президента организации; регулярно работает ряд технических комиссий и рабочих групп. Секретариат ВМО находится в Женеве. Гидрометеорологическая служба СССР входит в эту организацию.

Важнейшей современной задачей ВМО является организация Всемирной службы погоды, т. е. тесного сотрудничества всех стран мира в постановке метеорологических наблюдений в планетарном масштабе, в распространении информации, в разработке и распространении прогнозов погоды по единой согласованной схеме. Эту Всемирную службу погоды должны возглавлять три мировых метеорологических центра — в Москве, Вашингтоне и Мельбурне — и 25 региональных центров. Гидрометеорологический центр СССР является одним из трех мировых центров.

23. Из истории метеорологии и климатологии

1. Еще в древности в Китае, Индии, странах Средиземноморья делались попытки регулярных метеорологических наблюдений и существовали зачаточные научные представления об атмосферных процессах и о климате. Наблюдения над наиболее выдающимися атмосферными явлениями велись и регистрировались и в средние века.

Современная научная метеорология, однако, ведет начало с XVII века, когда были заложены основы физики, частью которой на первых порах являлась метеорология. Тогда же были

изобретены (Галилеем и его учениками) первые метеорологические приборы и появилась возможность инструментальных наблюдений.

Они и начались во второй половине XVII века и в первой половине XVIII века в немногих пунктах Европы, а также в морских плаваниях. В это же время возникли на их основе первые метеорологические теории. К середине XVIII столетия Ломоносов уже считал метеорологию самостоятельной наукой со своими задачами и методами; он сам создал первую теорию атмосферного электричества, разрабатывал метеорологические приборы, высказал ряд важных соображений о климате и о возможности научного предсказания погоды.

Во второй половине XVIII века была организована по частной инициативе международная сеть метеорологических станций в Европе (свыше 30 станций), функционировавшая 12 лет. Ее наблюдения были опубликованы и стимулировали дальнейшее развитие метеорологических исследований.

2. В начале XIX столетия возникают первые государственные сети станций и трудами А. Гумбольдта и Г. В. Дове в Германии закладываются основы климатологии. Около 1820 г. Г. В. Брандес в Германии составлял первые синоптические карты, а после изобретения телеграфа, с пятидесятых годов, по инициативе знаменитого астронома У. Леверье во Франции и адмирала Р. Фицроя в Англии синоптический метод исследования атмосферных процессов быстро вошел в общее употребление. На его основе возникли служба погоды и новая отрасль метеорологической науки — синоптическая метеорология.

К середине XIX века относится и организация первых метеорологических институтов, в том числе Главной физической (ныне геофизической) обсерватории в Петербурге (1849 г.). Ее директору с 1868 по 1895 г. Г. И. Вильду принадлежит историческая заслуга организации образцовой метеорологической сети в России и ряд капитальных исследований климатических условий страны. Его помощник и позднее директор обсерватории М. А. Рыкачев был организатором службы погоды в России (в начале семидесятых годов).

Во второй половине XIX столетия были заложены основы динамической метеорологии, т. е. применения закбнов гидромеханики и термодинамики к исследованиям атмосферных процессов. Большой вклад в эту отрасль метеорологии был сделан в то время В. Феррелем в США, Г. Гельмгольцем и рядом других ученых в Германии. В это же время исследование климата в тесной связи с общей географической обстановкой было сильно продвинуто трудами великого русского географа и климатолога А. И. Воейкова, а также Ю. Ханна в Австрии, В. Кеп-

пена в Германии и др. К концу столетия усилилось изучение радиационных и электрических процессов в атмосфере.

3. Развитие метеорологии в XX столетии шло все нарастающими темпами. В дальнейшем в очень краткой характеристике этого развития будут названы имена только тех наиболее выдающихся ученых, деятельность и жизнь которых уже закончилась.

Успехи динамической метеорологии были связаны в нашем веке в первую очередь с трудами В. Бьеркнеса и его учеников в Норвегии, М. Маргулеса в Австрии, В. Нэпир-Шоу в Англии, •А.'А. Фридмана в СССР, К- Г. Россби в Швеции и США и их многочисленных учеников. Синоптическая метеорология также быстро шагнула вперед, особенно благодаря работам Г. Фик-кера в Австрии, Б. П. Мультановского в СССР, В. Бьеркнеса и его последователей во многих странах мира, в том числе в СССР (А. И. Аскназий и др.). В настоящее время ясно выражена тенденция к взаимному сближению динамической и синоптической метеорологии. Выдвинута новая проблема численного (гидродинамического) прогноза погоды.

Большие успехи достигнуты с начала XX века в области аэрологических исследований. Во многих странах выдвинулись выдающиеся организаторы и исследователи в этом новом направлении, в частности А. Тейсеран де Бор во Франции и Р. Ас-сман в Германии, открывшие существование стратосферы. Позднее стало знаменитым имя изобретателя первого радиозонда (1930 г.) —П. А. Молчанова.

На основе достижений во всех указанных областях метеорологии в настоящее время быстро растут фактические знания и теоретические представления об общей циркуляции атмосферы — механизме великого круговорота воздуха на Земле.

Велик был в XX веке и прогресс в актинометрии — учении о радиации в атмосфере. Из многих имен выдающихся ученых, работавших в этой области, отметим здесь энергичных деятелей актинометрии в России и СССР — О. Д. Хвольсона, В. А. Михельсона, С. И. Савинова и Н. Н. Калитина, а также А. Онг-стрема в Швеции, С. Ланглея и Г. Аббота в США и Ф. Линке в Германии.

В настоящее время сильно продвинулась вперед физика облаков и осадков. Уже решается практически проблема искусственного осаждения облаков и рассеяния туманов. В СССР инициатором работ в этом направлении был В. Н. Оболенский.

Выдающиеся успехи достигнуты в исследовании ионосферы и еще более высоких внешних слоев атмосферы. Особенно быстрый прогресс в этом отношении связан с применением ракет и спутников.

Новые, углубленные подходы к климатологическим исследованиям были намечены в нашем веке в Норвегии, СССР, США, Германии и других странах (динамическая, или синоптическая, климатология, изучение теплового баланса Земли). Детально исследованы климаты различных областей Земли, сильно продвинулось изучение климата Арктики и Антарктики, развивается учение о микроклимате. В СССР особенно выдвинулись своими климатологическими трудами А. А. Каминский и Л. С. Берг.

В развитии сельскохозяйственной метеорологии и климатологии большую роль сыграли в начале XX века работы П. И. Броунова, позднее — ряда советских метеорологов. Интенсивно развиваются и другие отрасли прикладной климатологии, в особенности биоклиматология и индустриальная климатология.

В настоящее время объем метеорологических исследований и публикаций бурно растет; быстро развивается и международное научное сотрудничество в области метеорологии.

Роль советской науки в этой работе велика и все время возрастает. В научных институтах и высших учебных заведениях нашей страны выполняется много капитальных исследований по всем разделам метеорологии и климатологии; объем советской метеорологической литературы очень велик (в настоящее время не менее 35% всей мировой метеорологической литературы), и русский язык стал вторым (после английского) мировым языком метеорологии.

ВОЗДУХ И АТМОСФЕРА

1. Состав сухого воздуха у земной поверхности

Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, в которой находятся во взвешенном состоянии жидкие и твердые частички. Общая масса последних незначительна в сравнении со всей массой атмосферы.

Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, является влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, т. е. вода в газообразном состоянии (Н20). Содержание водяного пара в воздухе меняется в значительных пределах, в отличие от других составных частей воздуха: у земной поверхности оно колеблется между сотыми долями процента и несколькими процентами. Это объясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар может переходить в жидкое и твердое состояние и, наоборот, может поступать в атмосферу заново вследствие испарения с земной поверхности. Водяной пар мы будем рассматривать отдельно.

Воздух без водяного пара называют сухим воздухом. У земной поверхности сухой воздух (рис. 1) на 99% состоит из азота (78% по объему или 76% по массе) и кислорода (21% по объему или 23% по массе). Оба эти газа входят в состав воздуха у земной поверхности в виде двухатомных молекул (N2 и 02).

Оставшийся 1 % приходится почти целиком на аргон (Аг). Всего 0,03% остается на углекислый газ (С02). Многочисленные другие газы входят в состав воздуха в тысячных, миллионных и еще меньших долях процента. Это криптон (Кг), ксенон (Хе), неон (Ne), гелий (Не), водород (Н), озон (03), йод (J), радон (Rn), метан (СН4), аммиак (NH3), перекись водорода (Н202), закись азота (N20) и др.

Все перечисленные выше газы всегда сохраняют газообразное состояние при наблюдающихся в атмосфере температурах и

3 С. П. Хромов

давлениях не только у земной поверхности, но и в высоких слоях.

Рис. I. Состав сухого воздуха у земной поверхности.

 

Процентный состав сухого воздуха у земной поверхности очень постоянен и практически одинаков повсюду. Существенно меняться может только содержание углекислого газа. В результате процессов дыхания и горения его объемное содержание в воздухе закрытых, плохо вентилируемых помещений, а также промышленных центров может возрастать в несколько раз — до 0,1—0,2%. В связи с этим, конечно, уменьшается, но весьма незначительно, процентное содержание азота и кислорода. Совершенно незначительно меняется процентное содержание азота и кислорода в связи с местными и временными изменениями содержания в воздухе аммиака, йода, радона и других газов, попадающих в атмосферу с поверхности почвы или воды.

 

2. Водяной пар в воздухе

1. Процентное содержание водяного пара во влажном воздухе у земной поверхности составляет в среднем от 0,2% в полярных широтах до 2,5% у экватора, а в отдельных случаях колеблется почти от нуля до 4%. В связи с этим становится переменным и процентное соотношение других газов во влажном воздухе. Чем больше в воздухе водяного пара, тем меньшая часть его объема приходится на постоянные газы при тех же условиях давления и температуры.

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхностей, с влажной почвы и путем транспирации растений, при этом в разных местах и в разное время он поступает в различных количествах. От земной поверхности он распространяется вверх, а воздушными течениями переносится из одних мест Земли в другие.

В атмосфере может возникать состояние насыщения. В таком состоянии водяной пар содержится в воздухе в количестве, предельно возможном при данной температуре. Водяной пар при этом называют насыщающим (или насыщенным), а воздух, содержащий его, насыщенным.

Состояние насыщения обычно достигается при понижении температуры воздуха. Когда это состояние достигнуто, то при дальнейшем понижении температуры часть водяного пара становится избыточной и конденсируется, переходит в жидкое или твердое состояние. В воздухе возникают водяные капельки и ледяные кристаллики облаков и туманов. Облака могут снова испаряться; в других случаях капельки и кристаллики облаков, укрупняясь, могут выпадать на земную поверхность в виде осадков. Вследствие всего этого содержание водяного пара в каждом участке атмосферы непрерывно меняется.

2. С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфере существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности. Водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь и сам он излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и тем самым также нижних слоев воздуха. На испарение воды с земной поверхности затрачиваются большие количества тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло отдается воздуху. Облака, возникающие в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности. Осадки, выпадающие из облаков, являются важнейшим элементом погоды и климата. Наконец, наличие водяного пара в атмосфере имеет важное значение для физиологических процессов.

3. Упругость водяного пара и относительная влажность

Содержание водяного пара в воздухе называют влажностью воздуха. Основные характеристики влажности — это упругость водяного пара и относительная влажность.

Водяной пар, как всякий газ, обладает упругостью (давлением). Упругость водяного пара е пропорциональна его плотности (содержанию в единице объема) и его абсолютной температуре. Она выражается в тех же единицах, что и давление воздуха, т. е. либо в миллиметрах ртутного столба, либо в миллибарах.

Упругость водяного пара в состоянии насыщения называют упругостью насыщения. Это максимальная упругость водяного пара, возможная при данной температуре. Например, при температуре 0° упругость насыщения равна 6,1 мб. На каждые 10°

3*

температуры упругость насыщения увеличивается примерно вдвое.

Если воздух содержит водяного пара меньше, чем нужно для насыщения его при данной температуре, можно определить, насколько воздух близок к состоянию насыщения. Для этого вычисляют относительную влажность. Так называют отношение фактической упругости е водяного пара, находящегося в воздухе, к упругости насыщения Е при той же температуре, выраженное в процентах, т. е.

гГ$$Т ■ 1007с-

Например, при температуре 20° упругость насыщения равна 23,4 мб. Если при этом фактическая упругость пара в воздухе будет 11,7 мб, то относительная влажность воздуха равна (11,7:23,4)- 100 = 50%.

Упругость водяного пара у земной поверхности меняется от сотых долей миллибара (при очень низких температурах зимой в Антарктиде и в Якутии) до 35 мб и более (у экватора). Чем теплее воздух, тем больше водяного пара может он содержать без насыщения и, стало быть, тем больше может быть в нем упругость водяного пара.

Относительная влажность воздуха может принимать все значения от нуля для вполне сухого воздуха (е = 0) до 100% для состояния насыщения (е = Е).

4. Изменение состава воздуха с высотой

1. Процентное содержание составных частей сухого воздуха в нескольких нижних десятках километров (до 100—120 км) с высотой почти не меняется. Воздух, находящийся в постоянном движении, хорошо перемешивается по вертикали, и атмосферные газы не расслаиваются по плотности, как это было бы в условиях спокойной атмосферы (где доля более легких газов должна была бы возрастать с высотой).

Однако выше 100 км такое расслоение газов по плотности начинается и постепенно увеличивается с высотой. Примерно до высоты 200 км преобладающим газом атмосферы все-таки остается азот. Выше начинает преобладать кислород, причем кислород в атомарном состоянии: под действием ультрафиолетовой радиации Солнца его двухатомные молекулы разлагаются на заряженные атомы. Выше 1000 км атмосфера состоит главным образом из гелия и водорода, причем водород — также в атомарном состоянии, т. е. в виде заряженных атомов, — преобладает.

2. Процентное содержание водяного пара в воздухе меняется с высотой. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу, а распространяясь вверх конденсируется, сгущается. Поэтому упругость и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее, чем упругость и плотность остальных газов воздуха. Общая плотность воздуха становится вдвое меньше, чем у земной поверхности, на высоте более 5 км, а плотность водяного пара в среднем убывает вдвое в свободной атмосфере уже на высоте 1,5 км и в горах на высоте 2 км. Поэтому и процентное содержание водяного пара в воздухе убывает с высотой.

На высоте 5 км упругость водяного пара и, следовательно, его содержание в воздухе в десять раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 8 км — в сто раз меньше. Таким образом, выше 10—15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.

5. Распределение озона в атмосфере

Изменение с высотой содержания озона в воздухе особенно интересно. У земной поверхности озон содержится в ничтожных количествах. С высотой содержание его возрастает, причем не только в процентном отношении, но и по абсолютным значениям. Максимальное содержание озона наблюдается на высотах 25—30 км; выше оно убывает и на высотах около 60 км сходит на нет.

Процесс образования озона из кислорода происходит в слоях от 60 до 15 км при поглощении кислородом ультрафиолетовой солнечной радиации. Часть двухатомных молекул кислорода разлагается на атомы, а атомы присоединяются к сохранившимся молекулам, образуя трехатомные молекулы озона. Одновременно происходит обратный процесс превращения озона в кислород. В слои ниже 15 км озон заносится из вышележащих слоев при перемешивании воздуха.

Возрастание содержания озона с высотой практически не сказывается на доле азота и кислорода, так как в сравнении с ними озона и в верхних слоях очень мало. Если бы можно было сосредоточить весь атмосферный озон под нормальным давлением, он образовал бы слой только около 3 мм толщиной (приведенная толщина слоя озона). Но и в таком ничтожном количестве озон важен потому, что, сильно поглощая солнечную радиацию, он повышает температуру тех слоев атмосферы, в которых он находится. Ультрафиолетовую радиацию Солнца с длинами волн от 0,15 до 0,29 мк (один микрон — тысячная доля миллиметра) он поглощает целиком. Эта радиация производит физиологически вредное действие, и озон, поглощая ее, предохраняет от нее живые организмы на земной поверхности.

6. Жидкие и твердые примеси к атмосферному воздуху

1.    Кроме перечисленных выше атмосферных газов, в воздух местами могут проникать другие газы, особенно соединения, возникающие при сгорании топлива (окислы серы, углерода, фосфора и др.). Наиболее заражается такими примесями воздух больших городов и промышленных районов.1

В состав атмосферы входят также твердые и жидкие частички, взвешенные в атмосферном воздухе. Кроме водяных капелек и кристаллов, возникающих в атмосфере при конденсации водяного пара, это пыль почвенного и органического происхождения; твердые частички дыма, сажи, пепла и капельки кислот, попадающие в воздух при лесных пожарах, при сжигании топлива, при вулканических извержениях; частички морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды во время волнения (обычно, в силу своей гигроскопичности, это не твердые частички, а. мельчайшие капельки насыщенного раствора соли в воде); микроорганизмы (бактерии); пыльца, споры; наконец, космическая пыль, попадающая в атмосферу (около миллиона тонн в год) из межпланетного пространства, а также возникающая при сгорании метеоров в атмосфере. Особое место среди атмосферных примесей занимают продукты искусственного радиоактивного распада, заражающие воздух при испытательных взрывах атомных и термоядерных бомб.

Небольшую часть перечисленных примесей составляет крупная пыль, с частичками радиусом более 5 мк. Почти 95% частичек имеет радиусы менее 5 лк и до сотых и тысячных долей микрона. Вследствие такой малости они могут длительное время удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Удаляются из атмосферы они главным образом при выпадении осадков, присоединяясь к капелькам и снежинкам. Имеется ряд методов и приборов для определения их содержания в воздухе.

2.    Все эти так называемые аэрозольные примеси, или аэрозоли, в наибольшем количестве содержатся в самых нижних слоях атмосферы: ведь основной их источник — земная поверхность. Особенно загрязнен ими воздух больших городов. Не говоря о вредных газовых примесях (S02, СО и др.), на каждый кубический сантиметр воздуха здесь приходятся десятки тысяч аэрозольных частичек, а за год на каждый квадратный километр выпадают из атмосферы сотни тонн аэрозолей. В сельских местностях количество частичек аэрозольных примесей * 20

в приземном воздухе исчисляется только тысячами на кубический сантиметр, а над океаном — только сотнями.

С высотой число взвешенных частичек быстро убывает; на высотах 5—10 км их всего десятки на кубический сантиметр.

В общем в атмосферном столбе над каждым квадратным сантиметром земной поверхности содержится 102—109 аэрозольных частичек. Общий их вес в атмосфере не менее 108т. Это огромное число; но оно мало по сравнению со всей массой атмосферы, которая, как мы увидим дальше, определяется в 5- 1015т.

Бактерии в центральных частях океанов встречаются в количестве нескольких единиц на кубический метр воздуха; в больших городах их уже тысячи и десятки тысяч в том же объеме.

От количества и рода аэрозольных примесей зависят явления поглощения и рассеяния радиации в атмосфере, т. е. ее большая или меньшая прозрачность для радиации. Наличие взвешенных частичек создает в атмосфере также ряд оптических явлений, свойственных коллоидным растворам.

Наиболее крупные аэрозольные частички, обладающие гигроскопическими свойствами, играют в атмосфере роль ядер конденсации, т. е. центров, к которым присоединяются молекулы водяного пара, образуя водяные капельки. Об этом будет подробнее сказано в своем месте.

3. Аэрозольные примеси к воздуху могут легко переноситься воздушными течениями на большие расстояния. Песчаная пыль, попадающая в воздух над пустынями Африки и Передней Азии, неоднократно выпадала в больших количествах на территории Южной и Средней Европы. Дым лесных пожаров в Канаде переносился сильными воздушными течениями на высотах 8— 13 км через Атлантику к берегам Европы, еще сохраняя достаточную концентрацию. Дым и пепел больших вулканических извержений неоднократно распространялись в высоких слоях атмосферы на огромные расстояния, окутывая весь Земной шар. Помутнение воздуха и аномально красная окраска зорь наблюдались в течение многих месяцев после извержений. После падения Тунгусского метеорита в 1908 г. также наблюдалось помутнение воздуха на больших расстояниях. Радиоактивные продукты, попадающие в атмосферу при термоядерных взрывах, распространяются в высоких слоях атмосферы над огромными пространствами Земного шара. 7 3

разрежены и мелки, то обнаруживаются по некоторому помутнению воздуха синеватого или сероватого цвета — дымке. Более плотные их скопления — облака и туманы.

Капельки облаков обычно очень мелки — от единиц до десятков микронов (т. е. от тысячных до сотых долей миллиметра) в диаметре. В каждом кубическом сантиметре облачного воздуха содержится несколько десятков или сотен капелек. Это значит, что на один кубический метр облачного воздуха приходится всего несколько граммов или даже долей грамма жидкой воды. Кристаллики в облаках также в большинстве очень мелки. Поэтому облака могут длительно удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии вследствие сопротивления воздуха и его восходящих движений. Но в облаках может происходить и укрупнение облачных элементов; достигнув определенных размеров, они начинают выпадать из облаков в виде осадков — капелек дождя, кристаллов снега и пр.

Облака наблюдаются на разных высотах в пределах нижних 10—15 км, причем с высотою водность облаков (т. е. содержание в них жидкой воды на единицу объема) убывает. Изредка наблюдаются особые очень легкие облака на высотах около 20—25 км (перламутровые) и около 75—90 км (серебристые), о которых еще будет сказано дальше.

Нередко облакоподобные скопления капелек и кристаллов начинаются от самой земной поверхности; в этих случаях они называются туманами. 8 2

а также получая электрические заряды другими способами, также'могут стать носителями электрических зарядов. В большинстве случаев они и.являются такими. Заряды капелек и кристаллов гораздо больше, чем заряды ионов: они могут достигать многих миллионов элементарных зарядов (зарядов электрона).

2. С высотою содержание ионов увеличивается, особенно в слоях выше 80—100 км. Как говорилось выше (параграф 4), ионы являются здесь в основном заряженными атомами кислорода, гелия-и водорода; в слоях от 100 до 200 км, правда, преобладают молекулярные ионы окиси азота (N0). Кроме того, значительная часть ионов в высоких слоях представляет собой свободные электроны. Содержание ионов здесь измеряется сотнями тысяч и миллионами на один кубический сантиметр воздуха.

Так же как и незаряженные частички, ионы в атмосфере постоянно перемещаются. Именно благодаря этому атмосфера обладает электропроводностью, в нижних слоях малой, в высших — значительной.

9. Электрическое поле атмосферы

1. Итак, в атмосфере всегда существуют подвижные электрические заряды, связанные с ионами, а также с элементами облаков и осадков. Заряды эти — обоих знаков, причем преобладают положительные, так что суммарный заряд атмосферы — положительный. При этом с высотой он растет. Сама земная поверхность также обладает электрическим зарядом, притом в сумме отрицательным (порядка —6- 105 кулонов).

В результате атмосфера обладает электростатическим полем, в каждой точке которого есть то или иное значение потенциала. Это значит, что электрический заряд, помещенный в любой точке атмосферы, будет испытывать силу, действующую на него в направлении, нормальном к поверхности равного потенциала, проходящей через эту точку. Эту силу на единицу положительного электрического заряда называют напряженностью атмосферно-электрического поля. Она направлена в отсутствии облаков сверху вниз и измеряется изменением потенциала поля на единицу расстояния, т. е. в вольтах на метр (в/м).

В приземном слое атмосферы напряженность поля в среднем для всего Земного шара около 100 в/м. В промышленных районах с сильно загрязненным воздухом она значительно больше. С высотой напряженность поля уменьшается: на высоте 10 км она всего около 5 в/м. Выше 20 км напряженность поля очень мала; проводимость воздуха в этих слоях достаточна для выравнивания разностей потенциала.

Напряженность электрического поля атмосферы испытывает изменения в суточном и годовом ходе, а также очень большие возмущения, связанные с развитием облаков, особенно кучеводождевых (грозовых).

2. В общем перенос электричества (ток проводимости) должен происходить от положительно заряженной атмосферы к отрицательно заряженной земной поверхности. Несмотря на это, отрицательный заряд земной поверхности с течением времени не убывает. Причина состоит, по-видимому, в грозах.

В грозовых облаках происходит сильная электризация облачных элементов и разделение положительных и отрицательных зарядов по отдельным частям облака. Вследствие этого в облаках, а также между облаками и землей возникают огромные разности потенциалов, при которых напряженность поля доходит до десятков тысяч вольт на метр. При этом в атмосфере возникают не только положительные, но и отрицательные заряды, индуцирующие положительный заряд на земной поверхности. Напряженность поля между облаком и землей может даже изменить свое направление, т. е. получить направление вверх. В связи с указанными огромными разностями потенциалов в атмосфере возникают искровые электрические разряды, молнии, как в облаках, так и между облаками и землей. При напряженности поля, направленной вверх, молнии могут переносить к земной поверхности очень большие отрицательные заряды, которые и компенсируют потерю отрицательного заряда земной поверхностью в спокойную погоду. О грозах см. еще в главе пятой, параграфы 33 и 34.

10. Уравнение состояния газов

Основными характеристиками (параметрами) физического состояния газа являются его давление, температура и плотность. Эти три характеристики не независимы одна от другой. Газы сжимаемы; поэтому плотность их меняется в широких пределах в зависимости от давления и, кроме того, зависит от температуры. Связь между давлением, температурой и плотностью для идеальных газов дается уравнением состояния газов, известным из физики. Оно пишется

pv — RT,    (1)

где р — давление, v — удельный объем газа, Т — температура по абсолютной шкале и R — газовая постоянная, зависящая от природы газа. Уравнение состояния газов можно написать и так:

Р = 7§г,    (3)

где плотность газа р — величина, обратная удельному объему.

Уравнение состояния газов с достаточным приближением применимо и к сухому воздуху, и к водяному пару, и к влажному воздуху. В каждом случае будет своя величина газовой постоянной R. Для влажного воздуха R меняется в зависимости от упругости водяного пара, содержащегося в воздухе.

Остановимся на указанных основных характеристиках состояния применительно к воздуху.

11, Атмосферное давление

1.    Всякий газ производит давление на ограничивающие его стенки, т. е. действует на эти стенки с какой-то силой давления, •направленной перпендикулярно (нормально) к стенке. Числовую величину этой силы давления, отнесенную к единице площади, и называют давлением. Давление газа объясняется движениями его молекул, той «бомбардировкой», которой они подвергают стенки. При возрастании температуры и при сохранении объема газа скорости молекулярных движений увеличиваются и, следовательно, давление растет.

Если мысленно выделить какой-то объем внутри атмосферы, то воздух в этом объеме испытывает давление извне на воображаемые стенки, ограничивающие данный объем, со стороны окружающего воздуха. Со своей стороны воздух изнутри объема оказывает такое же давление на окружающий воздух.

Выделенный объем может быть сколь угодно малым и в пределе сводится к точке. Таким образом, в каждой точке атмосферы имеется определенная величина атмосферного давления, или давления воздуха.

Воздух в закрытом (негерметически) помещении достаточно свободно выравнивает свое давление с наружным воздухом через поры и щели в стенах, через окна и т. д. Разница между атмосферным давлением в помещении и под открытым небом (на том же уровне), как правило, совершенно незначительна. Воздух в помещении сжат в той же мере, что и воздух на том же уровне снаружи. Поэтому на метеорологических станциях нет нужды помещать барометры под открытым небом — их устанавливают внутри помещения.

2.    Атмосферное давление можно выразить, например, в граммах или килограммах веса на один квадратный сантиметр или метр. На уровне моря оно близко к одному кило-

грамму на квадратный сантиметр. В метеорологии его выражают, однако, в других единицах.

С давних пор принято выражать атмосферное давление в миллиметрах ртутного столба. Это значит, что давление атмосферы сравнивают с эквивалентным ему давлением столба ртути. Когда говорят, например, что атмосферное давление на земной поверхности в данном месте равно 750 мм, это значит, что столб ртути высотою 750 мм давил бы на земную поверхность так же, как давит воздух.

Выражение давления в миллиметрах ртутного столба появилось в метеорологии не случайно. Оно связано с устройством основного прибора для измерения атмосферного давления — ртутного барометра. В этом приборе, известном из элементарного курса физики, атмосферное давление как раз уравновешивается давлением столба ртути; по изменениям высоты ртутного столба можно судить об изменениях атмосферного давления.

Другой принцип измерения атмосферного давления, широко применяемый в анероидах, барографах, метеорографах, радиозондах, основан на деформациях упругой, пустой внутри металлической коробки при изменениях внешнего давления на нее. Приборы этого типа нужно тарировать (градуировать) по показаниям ртутного барометра.

На уровне моря среднее атмосферное давление близко к 760 мм рт. ст.

В отдельных случаях давление может меняться на уровне моря в пределах 150 мм рт. ст. С высотой атмосферное давление быстро убывает, о чем будет подробнее сказано дальше.

3. В настоящее время в метеорологии давление выражают в абсолютных единицах — миллибарах (мб). Один миллибар есть давление, которое сила в 1000 дин4производит на площадь в один квадратный сантиметр. Среднее атмосферное давление на уровне моря — 760 мм рт. ст, —близко к 1013 мб, а 750 мм рт. ст. эквивалентны 1000 мб. Таким образом, для перехода ог величины давления в миллиметрах ртутного столба к величине в миллибарах нужно давление в миллиметрах ртутного столба умножить на 4/з; для обратного перехода нужно ввести множитель 3/4.

Связь между двумя указанными единицами давления определяется следующим образом. Масса столба ртути высотой 760 мм с поперечным сечением 1 см2 при температуре 0° и плотности ртути 13,595 равна 1033,2 г. Вес в динах, который имеет эта масса, можно получить, умножив это число на ускорение

силы тяжести g, на уровне моря и под широтой 45° равное 980,6 см/сек2. Отсюда получим давление на 1 см2 равным 1 013250 дин/сек2. Называя миллибаром давление, равное 1000 дин/см2, найдем, что давление ртутного столба в 760 мм высотой равно 1013,2 мб (при указанных выше стандартных значениях ускорения силы тяжести и температуры); давление же 750.1 мм рт. ст. равно 1000 мб.

12. Температура воздуха

1.    Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, отличную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьирует в довольно широких пределах: крайние ее значения, наблюдавшиеся до сих пор, немного ниже +60° (в тропических пустынях) и около —90° (на материке Антарктиды).

С высотою температура воздуха меняется в разных слоях и в разных случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10—15 км, затем растет до 50—60 км, потом снова падает и т. д. Подробнее см. об этом дальше.

2.    Температура воздуха, а также почвы и воды в большин

стве стран выражается в градусах международной температурной шкалы, или шкалы Цельсия (°С), общепринятой в физических измерениях. Нуль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лед, а +100° — на температуру кипения воды (то и другое при давлении 760 мм рт. ст., близком к фактически существующим на уровне моря условиям). Однако в США и во многих странах Содружества наций до сих пор не только в быту, но и в метеорологии употребительна шкала Фаренгейта (F). В этой шкале интервал между точками таяния льда и кипения воды разделен на 180°, причем точке таяния льда приписано значение +32°. Таким образом, величина одного градуса Фаренгейта равна 5/э°С, а нуль шкалы Фаренгейта приходится на —17,8° С.    Нуль шкалы Цельсия соответствует +32° F,

а + 100° С = + 212° F.

3.    Кроме того, в теоретической метеорологии применяется абсолютная шкала температуры (шкала Кельвина, К). Нуль этой шкалы отвечает полному прекращению теплового движения молекул, т. е. самой низкой возможной температуре. По шкале Цельсия это будет —273,18±0,03°. Но на практике за абсолютный нуль принимается в точности ■273° С. Величина градуса абсолютной шкалы равна величине градуса шкалы Цельсия. Поэтому нуль шкалы Цельсия соответствует 273°

абсолютной шкалы. По абсолютной шкале все температуры положительные, т. е. выше абсолютного нуля.

В дальнейшем температура по абсолютной шкале будет помечаться буквой К, а температура по шкале Цельсияоставляться без дополнительных указаний. В формулах абсолютная температура обозначается через Т, а температура по Цельсию— через t.

4. Для перехода от температуры по Фаренгейту к температуре по Цельсию служит формула

C = 4(F —32).

Для перехода от температуры по Цельсию к абсолютной температуре служит формула

К = С + 273.

13. Плотность воздуха

1. Плотность воздуха непосредственно не измеряется: она вычисляется с помощью уравнения состояния газов (см. параграф 10).

Применяя уравнение состояния газов к сухому воздуху, следует ввести числовое значение газовой постоянной для сухого воздуха Rd, равное 2,87 • 106, если р и р взяты в системе единиц CGS (давление в дин/см2 и плотность в г/см3). Тогда уравнение (3) даст плотность сухого воздуха.

Найдем теперь выражение для плотности влажного воздуха с температурой Т, давлением р и упругостью водяного пара е. Можно представлять влажный воздух как смесь сухого воздуха и водяного пара. Из общего давления воздуха р на долю сухого воздуха приходится давление р —■ е. Следовательно, для этой части смеси, для сухого воздуха, уравнение состояния напишется так:

(4)

 

_ р — е

 

pl~ RdT '

Для водяного пара, находящегося в смеси, уравнение состояния напишется

(5)

 

__ 0,623е ?w ~~ RdT

 

где множитель 0,623 представляет собой отношение плотностей водяного пара и сухого воздуха. Так как общая плотность влажного воздуха р' равна сумме плотностей сухого воздуха и водя-

ного пара р^ + рк, то уравнение состояния для влажного воздуха окончательно напишется так:

(6)

 

1 - 0,377

 

Это и будет выражение для плотности влажного воздуха. Не забудем, что Rd здесь — газовая постоянная для сухого воздуха.

2. Вследствие малости отношения е!р можно с достаточной точностью приближенно написать,5 что

1 - 0,377 —

1 + 0,377 — Р

 

Р

 

и тогда уравнение состояния для влажного воздуха примет вид

Р -    (7)

RdT (1 + 0,377 •

Назовем функцию от температуры, давления и упругости пара T^l+0,377-yj виртуальной температурой Tv. Тогда можно написать

(8)

 

RdTv

 

т. е. плотность влажного воздуха выражается уравнением состояния для сухого воздуха, но только с заменой истинной температуры на виртуальную. Отсюда можно сказать, что виртуальная температура влажного воздуха есть такая температура Т,:, которую должен был бы иметь сухой воздух, чтобы его плотность равнялась плотности данного влажного воздуха с температурой Т, давлением р и упругостью пара е. Виртуальная температура всегда несколько выше истинной температуры влажного воздуха.

3. Из уравнения (6) видно, что влажный воздух несколько менее плотен, чем сухой воздух при тех же значениях давления п температуры. Это объясняется тем, что водяной пар менее плотен, чем сухой воздух. Если взять какой-то объем сухого воздуха и заменить часть молекул постоянных газов более легкими молекулами водяного пара в том же количестве и с теми же скоростями движения так, что температура и давление от

этого не изменятся, плотность полученного влажного воздуха будет несколько меньше, чем плотность сухого воздуха. В этом и состоит смысл уравнения (6).

Разница не очень велика. Плотность сухого воздуха при температуре 0° и давлении 1000 мб (при так называемых стандартных условиях) равна 1276 г/м3. При давлении 760 мм рт. ст. плотность сухого воздуха равна 1293 г/м3.

Если же воздух влажный, притом насыщенный, т. е. содержит водяной пар с упругостью 6,1 мб (больше он при температуре 0° содержать не может), то плотность его при давлении 1000 мб будет 1273 г/м3, т. е. только на 3 г/м3 меньше, чем для сухого воздуха. При более высоких температурах и, следовательно, при большем влагосодержании разность увеличивается, хотя и остается небольшой.

4.    Плотность воздуха в каждом месте непрерывно меняется во времени. Кроме того, она сильно меняется с высотой, потому что с высотой меняются также атмосферное давление и температура воздуха. Давление с высотой всегда уменьшается, а вместе с ним убывает и плотность. Температура с высотой по большей части понижается, по крайней мере в нижних 10—15 км атмосферы. Но падение температуры влечет за собой повышение плотности. В результате совместного влияния изменения давления и температуры плотность с высотой, как правило, понижается, но не так сильно, как давление. В среднем для Европы она равна у земной поверхности 1250 г/м3, на высоте 5 км — 735 г/м310 км — 411 г/м3, 20 км — 87 г/м3.

На высотах около 300 км плотность воздуха имеет порядок величины 10-8г/м3, т. е. в сто миллиардов раз меньше, чем у земной поверхности.6 На высоте 500 км плотность воздуха уже 10~9г/м3, на высоте 750 км —10-10г/м3 или еще меньше. Эти значения плотности ничтожны по сравнению с приземными. Но все же до высот более 20 тыс. км плотность воздуха остается значительно большей, чем плотность вещества в межпланетном пространстве.

5.    Если бы плотность воздуха не менялась с высотой, а оставалась на всех уровнях такой же, как у земной поверхности, то для высоты атмосферы получилась бы величина около 8000 м. В самом деле, приземная плотность сухого воздуха при давлении 760 мм и температуре 0° равна 1293 г/м3-, столб воздуха с этой плотностью должен был бы иметь высоту, очень близкую к 8000 м, чтобы производить такое же давление, какое производит столб ртути в 760 мм высотой (1033 г/см3). Указанная вы-

сота (8000 м) называется высотой однородной атмосферы. В действительности плотность воздуха с высотой убывает, и потому истинная высота атмосферы равняется многим тысячам километров.

14. Основное уравнение статики атмосферы

1. Теперь поставим вопрос: по какому закону меняется атмосферное давление с высотой? Допустим, что известно давление на одном уровне. Каково оно в тот же момент на другом, выше- или нижележащем уровне?

dz

Рис. 2. Силы, действующие на элементарный объем воздуха.

 

Возьмем вертикальный столб воздуха с поперечным сечением, равным единице, и выделим в этом столбе бесконечно тонкий слой, ограниченный снизу поверхностью на высоте г, а сверху — поверхностью на высоте z + dz; толщина слоя, таким образом, dz (рис. 2). На нижнюю поверхность выделенного элементарного объема 2+^смежный воздух действует с силой давления, направленной снизу вверх; величина этой    2

 

силы на рассматриваемую поверхность с площадью, равной единице, и будет давлением воздуха р на этой поверхности. На верхнюю поверхность элементарного объема смежный воздух действует с силой давления, направленной сверху вниз. Числовая величина этой силы p + dp есть давление на верхней границе. Это давление отличается

от давления на нижней границе на бесконечно малую величину dp, причем заранее не известно, будет ли dp положительным или отрицательным, т. е. будет ли давление на верхней границе выше или ниже, чем на нижней границе.

Что касается сил давления, действующих на боковые стенки объема, то допустим, что в горизонтальном направлении атмосферное давление не меняется. Это значит, что силы давления, действующие со всех сторон на боковые стенки, уравновешиваются; их равнодействующая равна нулю. Отсюда следует, что воздух в горизонтальном направлении не обладает ускорением и не перемещается.

Кроме того, воздух в рассматриваемом элементарном объеме

испытывает силу тяжести, которая направлена вниз и равна ускорению силы тяжести g (ускорению свободно падающего тела), умноженному на массу воздуха во взятом объеме. Так как при поперечном сечении, равном единице, объем равен dz, то масса воздуха в нем равна р dz, где р — плотность воздуха,

4 С. П. Хромов

а сила тяжести равна gpdz. Допустим, что в атмосфере существует равновесие также и в вертикальном направлении, т. е. что взятый объем воздуха не имеет никакого ускорения также и по вертикали и, таким образом, остается на одном и том же уровне, несмотря на наличие веса. Это значит, что сила тяжести (вес) и силы давления уравновешиваются. Вниз направлены сила давления p + dp и вес gpdz-, возьмем их с отрицательным знаком. Вверх направлена сила давления р, которую возьмем с положительным знаком. Сумму всех этих трех сил приравняем нулю и, таким образом, получим

- (P + dp)Jrp-gpdz = 0,    (9)

или

dp — —gpdz.    (10)

Отсюда следует, что при положительном dz имеем отрицательное dp, т. е. что с высотой атмосферное давление падает. При этом разность давлений на нижней и верхней границах рассматриваемого элементарного объема равна весу воздуха в этом объеме.

Уравнение (10) носит название основного уравнения статики атмосферы. Это дифференциальное уравнение говорит о том, как меняется давление при бесконечно малом приросте высоты.

2. Основное уравнение статики можно написать еще так:

1 dp р dz

 

g = о.

 

 

(П)

 

 

Величина —dL —падение давления на единицу прироста

 

высоты, т. е. вертикальный барический градиент (вертикальный градиент давления). Это равнодействующая сил давления, направленных сверху и снизу на единицу нашего объема.

Разделив ее на плотность р, мы получим ——— силУ вертикального барического градиента, отнесенную к единице массы и направленную вверх.

Второй член — это сила тяжести, действующая на ту же единицу массы и направленная вниз. Она равна силе барического градиента, но направлена в противоположную сторону. Следовательно, основное уравнение'статики выражает условие равновесия между двумя силами, действующими на единицу массы воздуха по вертикали,силой вертикального барического градиента и силой тяжести.

3. Чтобы получить выражение для изменения давления при конечном приросте высоты, нужно уравнение (10) проинтегрировать в пределах от уровня z\ с давлением р\ до вышележащего уровня z2 с давлением р2. При этом плотность воздуха р является переменной величиной, функцией высоты.

Плотность воздуха непосредственно не измеряется; поэтому выгодно представить ее через температуру и давление с помощью уравнения состояния газов р = ^г. Подставив это значение для р в уравнение (10), получим

dp = —тёг dz,    (12)

или

 

(13)

 

Возьмем определенные интегралы от обеих частей уравнения (13) в пределах от р\ до р2 и от Z\ до z2. При этом g и R, как постоянные, можно вынести за знак интеграла. Получим

Pi    Zl

(14)

 

Г dp_    g Г dz

 

J P    R J т

Pl    Zi

In p2 In Pi =    ~y~ •    (15)

Температура T — величина переменная, являющаяся функцией высоты. Но характер этой функции в разных случаях разный и, вообще говоря, не может быть точно выражен математически. Однако можно определить из наблюдений среднее значение температуры Тт между уровнями Z\ и z2, а его уже можно вынести за знак интеграла. Определить Тт можно с достаточным приближением, измерив, например, температуру на уровнях z\ и z2 и взяв среднюю арифметическую из этих двух значений. Тогда

\пр2 In /?! = —    (16)

или, что то же самое,

Потенцируя, получим

 

Уравнение (17) или (18) представляет собой интеграл основного уравнения статики атмосферы. Его называют еще барометрической формулой высоты. Эта формула показывает, как меняется атмосферное давление с высотой в зависимости от температуры воздуха.

 

Выше было показано, что бесконечно малая разность давлений равна весу элементарного объема воздуха с толщиной dz. Следовательно, и конечная разность давлений между нижним и верхним уровнем равна весу воздушного столба между этими уровнями. Если за верхний уровень принять верхнюю границу атмосферы, на которой давление практически равно нулю, то очевидно, что давление на любом уровне равно весу всего столба атмосферы, простирающегося над данным уровнем.

4. Основное уравнение статики выводится в предположении равновесия воздуха по вертикали. В действительности может существовать какая-то равнодействующая сил тяжести и вертикального барического градиента, отличная от нуля. Но, как правило, эта равнодействующая незначительна, и, стало быть, ускорение, сообщаемое ею воздуху, мало. Основное уравнение статики будет при этом выполняться не абсолютно строго, но с большой степенью точности.

15. Применения барометрической формулы

1, С помощью барометрической формулы можно решить три задачи:

1)    зная давление на одном уровне и среднюю температуру столба воздуха, найти давление на другом уровне;

2)    зная давление на обоих уровнях и среднюю температуру столба воздуха, найти разность уровней (барометрическое нивелирование) ;

3)    зная разность уровней и величины давления на них, найти среднюю температуру столба воздуха.

Для практического использования барометрическая формула приводится к рабочему виду. От натуральных логарифмов переходят к десятичным, от абсолютной температуры — к температуре по Цельсию и подставляют числовые значения для R и g. При этом в случае влажного воздуха берется значение Rd для

Иначе можно

 

сухого воздуха, умноженное

 

сказать, что берется Rd для сухого воздуха, но температура заменяется виртуальной температурой.

Кроме того, и ускорение силы тяжести g не есть величина строго постоянная — она меняется, хотя и немного, в зависимости от географической широты и высоты над уровнем моря. На это также вводятся поправки.

2. Важным вариантом первой задачи, поставленной выше, является приведение давления к уровню моря. Зная давление на некоторой станции, расположенной на высоте z над уровнем моря, и температуру t на этой станции, вычисляют сначала воображаемую среднюю температуру между рассматриваемой станцией и уровнем моря (в действительности атмосферного столба между станцией и уровнем моря не будет). Для уровня станции берется фактическая температура, а для уровня моря— та же температура, но увеличенная в той мере, в какой в среднем меняется температура воздуха с высотой. Средний вертикальный градиент температуры в тропосфере принимается равным 0,6° на 100 м. Следовательно, если станция имеет высоту 200 м и температура на ней +16°, то для уровня моря принимается температура +17,2°, а средняя температура столба между станцией и уровнем моря +16,6°. После этого по давлению на станции и по полученной средней температуре определяется давление на уровне моря. Для этого составляют особые таблицы для каждой станции.

Приведение давления к уровню моря является очень важной операцией. На приземные синоптические карты всегда наносится давление,.приведенное к уровню моря. Этим исключается влияние различий в высотах станций на величины давления и становится возможным выяснить горизонтальное распределение давления.

16. Барическая ступень

1. Быстрые подсчеты, связанные с изменением давления с высотой, можно делать с помощью так называемой барической ступени. Напишем основное уравнение статики (12) так:

(19)

 

dz    RT

 

dp ~~ gp '

Выражение называется барической ступенью (или барометрической ступенью). Барическая ступень—величина, обратная вертикальному барическому градиенту —составляющая, очевидно, прирост высоты, при котором атмосферное давление падает на единицу. Из формулы (19) видно, что бари

ческая ступень обратно пропорциональна величине самого давления и прямо пропорциональна температуре воздуха. Чем больше высота и чем, следовательно, ниже давление, тем больше барическая ступень. При одном и том же давлении барическая ступень больше при более высокой температуре, чем при более низкой.

 

Подставляя в формулу (19) числовые значения для g и R, можно найти величину барической ступени- для разных р и Т. За единицу давления принимаем миллибар. Тогда барическая ступень измеряется приростом высоты, на котором давление падает на 1 мб. При температуре 0° и давлении 1000 мб барическая ступень равна 8 м/мб. Стало быть, у земной поверхности нужно подняться примерно на 8 м, чтобы давление упало на 1 мб. С приростом температуры барическая ступень растет на 0,4% на каждый градус.

 

На высоте около 5 км, где давление близко к 500 мб, барическая ступень уже около 16 м/мб (при той же температуре 0°).

„    „    ,    Зная величину барической

Рис. 3. Убывание атмосферного    J 4,

давления с высотой в зависимости ступени для разных р и Т, можно ■от температуры воздушного столба, легко производить те расчеты,

При одинаковом давлении внизу дав- ДЛЯ КОТОрЫХ ПрИМеНЯЮТСЯ барО-

ление 500 мб в теплом столбе наблю- метрические формулы, вСЛИ ТОЛЬ-дается на 350 м выше, чем в холодном.    r    1 г

ко разность высот не очень велика.

2. Допустим, что в теплом воздухе и в холодном воздухе давление внизу одинаково. Однако в теплом воздухе, где барическая ступень больше, давление падает с высотой медленнее, чем в холодном воздухе. Поэтому на высотах давление в теплом и холодном воздухе уже становится неодинаковым: в теплом воздухе оно будет выше, чем в холодном (рис. 3). Иными словами, теплые области в атмосфере являются в высоких слоях ■областями высокого давления, а холодные областиобластями низкого давления. Этот важный факт нам понадобится в главе шестой.

17. Среднее распределение атмосферного давления с высотой

 

1.    Распределение атмосферного давления по высоте зависит от того, каково давление внизу и как распределяется температура воздуха с высотой. В многолетнем среднем для Европы давление на уровне моря равно 1014 мб, на высоте 5 км—-538 мб, 10 км — 262 мб, 15 км

 

120 мб н 20 км — 56 мб. Эти значения подтверждают вывод, который можно сделать из барометрической формулы: давление убывает примерно в геометрической прогрессии, когда высота возрастает в арифметической прогрессии. На уровне 5 км давление почти вдвое ниже, чем на уровне моря, на уровне 10 км — почти в четыре раза, на уровне 15 км — почти в 8 раз и на уровне 20 км — в 18 раз (рис. 4). На высоте 100 км давление измеряется только долями миллибара.

2.    Давление меняется не

только с высотой. На одном и том же уровне оно не везде одинаково. Кроме того, в каждой точке атмосферы давление непрерывно меняется с тече- Рис. 4. Изменение атмосферного нием времени; стало быть, не-    давления с высотой,

прерывно меняется и распределение его во всей атмосфере. Ясно, что изменения давления в любой точке связаны с изменениями всей массы воздуха над этой точкой. А изменения массы воздуха в свою очередь обусловлены движением воздуха.

Общая масса атмосферы

Знание атмосферного давления позволяет рассчитать общую массу атмосферы. Среднее атмосферное давление на уровне моря эквивалентно весу столба ртути высотой 760 мм. В параграфе 11 показано, что масса ртутного столба высотой 760 мм.

над одним квадратным сантиметром земной поверхности составляет 1033,2 г; таков же будет вес этого столба ртути в граммах. Таков же, очевидно, будет и средний вес столба атмосферы над одним квадратным сантиметром поверхности на уровне моря. Зная площадь земной поверхности и превышение материков над уровнем моря, можно вычислить общий вес всей атмосферы. Пренебрегая изменениями силы тяжести с высотой, можно считать этот вес численно равным массе атмосферы.

Общая масса атмосферы составляет немного больше 5 • 1021 г, или 5 • 1015т. Это примерно в миллион раз меньше, чем масса самого Земного шара. При этом, как уже говорилось, половина всей массы атмосферы находится в нижних 5 км, три четверти — в нижних 10 км и 95% — в нижних 20 км.

19. Адиабатические изменения состояния в атмосфере

Очень важную роль в атмосферных процессах играет то обстоятельство, что температура воздуха может изменяться и часто действительно изменяется адиабатически, т. е. без теплообмена с окружающей средой (с окружающей атмосферой, земной поверхностью и мировым пространством). Вполне строго адиабатических процессов в атмосфере не бывает: никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплового влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро и теплообмен за это время мал, то изменение состояния можно с достаточным приближением считать адиабатическим.

Если некоторая масса воздуха в атмосфере адиабатически расширяется, то давление в ней падает, а вместе с ним падает и температура. Напротив, при адиабатическом сжатии массы воздуха давление и температура в ней растут. Эти изменения температуры, не связанные с теплообменом, происходят вследствие преобразования внутренней энергии газа (энергии положения и движения молекул) в работу или работы во внутреннюю энергию. При расширении массы воздуха производится работа против внешних сил давления, так называемая работа расширения, на которую затрачивается внутренняя энергия воздуха. Но внутренняя энергия газа пропорциональна его абсолютной температуре; поэтому температура воздуха при расширении падает. Напротив, при сжатии массы воздуха производится работа сжатия. Внутренняя энергия рассматриваемой массы воздуха вследствие этого возрастает, т. е. скорость молекулярных движений увеличивается. Следовательно, растет и температура воздуха.

20. Сухоадиабатические изменения температуры

Закон, по которому происходят адиабатические изменения состояния в идеальном газе, с достаточной точностью применим к сухому воздуху, а также к ненасыщенному влажному воздуху. Этот сухоадиабатический закон выражается уравнением сухоадиабатического процесса, или так называемым уравнением Пуассона.

Пусть в единице массы газа количество тепла Q меняется на величину dQ. Тогда для этой массы можно написать известное из физики уравнение первого закона термодинамики (уравнение притока тепла) в следующем виде:

dQ = cvdT -+- Ар dv.    (20)

Здесь cv dT — изменение внутренней энергии газа, р dv — работа расширения или сжатия, А—термический эквивалент работы. Для адиабатического процесса уравнение (20) напишется так:

cvdT — —Apdv,    (21)

т. е. работа против внешних сил давления (работа расширения) совершается за счет внутренней энергии, а работа со стороны внешних сил давления (работа сжатия) увеличивает внутреннюю энергию.

Уравнение (21) неудобно для расчетов, поскольку удельный объем воздуха непосредственно не измеряется. Нужно эту величину из уравнения исключить. Для этого сначала заменим в уравнении (21) величину р dv из уравнения состояния газов. По уравнению состояния газов:

р dv v dp = RdT, pdv + ^-dp = RdT,

p dv — RdT — dp.    '    (22)

Подставив отсюда величину p dv в уравнение (21), получим

СAR + cv)dT~ART

 

dp

 

 

Р

 

 

= 0.

 

 

(23)

 

 

Из физики, кроме того, известно, что теплоемкость при постоянном объеме и теплоемкость при постоянном давлении связаны соотношением 7

 

AR-\-cv = cp.    (24)

Отсюда уравнение (23) перепишем так:

ср dT — ART = 0,    (25)

или

dT =AR dp    (26)

Т ср р    ’

Это последнее уравнение можно проинтегрировать в пределах от значений температуры Т0 и давления ро в начале процесса до их значений Т и р в конце процесса. Получим:

Уравнение (28) и есть уравнение Пуассона, или уравнение сухоадиабатического процесса, в интегральной форме. Показа-AR

тель - равен 0,288. Для влажного ненасыщенного воздуха

ср

вместо температуры Т следует брать виртуальную температуру Tv-

Смысл уравнения Пуассона состоит в следующем. Если давление в массе сухого или ненасыщенного воздуха меняется от Ро в начале процесса до р в конце процесса, то температура в этой мавсе меняется от Т0 в начале до Г в конце процесса; при этом значения температуры и давления связаны написанным выше уравнением.

21. Сухоадиабатические изменения температуры при вертикальных движениях

В атмосфере расширение воздуха и связанное с ним падение давления и температуры происходят в наибольшей степени при восходящем движении воздуха. Такой подъем воздуха может происходить разными способами: в виде восходящих токов конвекции; над поверхностью фронта — при движении обширных слоев воздушной массы вверх по пологому клину другой, более холодной воздушной массы; при подъеме воздуха по горному склону. Аналогичным образом сжатие воздуха, сопровождающееся повышением давления и температуры, происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха. Отсюда важный вывод: восходящий воздух адиабатически охлаждается, нисходящий воздух адиабатически нагревается.

Нетрудно подсчитать, на сколько метров должен подняться или опуститься воздух, чтобы температура в нем понизилась или повысилась на один градус. Вернемся и уравнению (25):

CpdTl-ARTi^- = 0.    (29)

Значком i здесь указано, что температура относится к индивидуальной вертикально движущейся массе воздуха. По основному уравнению статики (13)

 

Значком а указано, что это температура в атмосферном столбе. Отсюда (25) перепишем так:

 

(30)

 

dT,    Ag / т, \

 

dz    Ср у Т а )

Знак минус перед правой частью показывает, что при адиабатическом подъеме воздуха температура его падает, а при адиабатическом опускании возрастает.

Отношение в скобках всегда близко к единице, так как вертикально движущийся воздух мало отличается по абсолютной температуре от окружающего воздуха. Допустив, что оно равно единице, получим для изменения температуры в вертикально^ движущемся воздухе на единицу изменения высоты

(31)

 

dTj_ Ар

 

dz    ср

Величина —г~ равна 0,98°/100 м. Итак, при адиабатическом

1р

подъеме сухого или ненасыщенного воздуха температура на

каждые 100 м подъема падает почти точно на один градус, а при адиабатическом опускании на 100 м температура растет на ту же величину. Эта величина Г/100 м называется сухоадиабатическим градиентом Г<г. Еще раз напомним, что речь идет об изменении температуры с высотой в вертикально движущейся индивидуальной частице воздуха. Не следует смешивать термин «градиент» в этом значении с вертикальным градиентом температуры в атмосферном столбе, о котором пойдет речь ниже.

22. Влажноадиабатические изменения температуры

1.    С адиабатическим подъемом влажного ненасыщенного воздуха связано такое важное изменение, как приближение его к состоянию насыщения. Температура воздуха при его подъеме понижается; поэтому на какой-то высоте достигается насыщение. Эта высота называется уровнем конденсации.

При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем' ненасыщенный. В нем происходит конденсация, а при конденсации выделяется в значительных количествах скрытая теплота парообразования, или теплота конденсации (около 600 кал на каждый грамм сконденсировавшейся воды). Выделение этой теплоты замедляет понижение температуры воздуха при подъеме. Поэтому в поднимающемся насыщенном воздухе температура падает уже не по уравнению Пуассона, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения (что в свою очередь зависит от температуры и давления). На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при давлении 1000 мб и температуре 0° охлаждается на 0,66°, при температуре + 20° —на 0,44° и при температуре —20° — на 0,88°. При более низком давлении падение температуры соответственно меньше. Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом rs.

При очень низких температурах, которые получает воздух при подъеме в высокие слои атмосферы, водяного пара в нем остается немного и выделение теплоты конденсации поэтому также мало. Падение температуры при подъеме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких температурах приближается по величине к сухоадиабатическому.

2.    При опускании насыщенного воздуха процесс может происходить по-разному в зависимости от того, содержит ли воздух жидкие продукты конденсации (капельки и кристаллы), или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.

Если в воздухе нет продуктов конденсации, то воздух, как только температура в нем начнет при опускании расти, сразу станет ненасыщенным. Поэтому воздух, опускаясь, будет нагреваться по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1°/100ж. Если же в воздухе есть капельки и кристаллы, то они при опускании и нагревании воздуха будут постепенно испаряться. При этом часть тепла воздушной массы перейдет в скрытую теплоту парообразования, и потому повышение температуры при опускании замедлится. В результате воздух останется насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное состояние. А температура в нем будет в это время повышаться по влажноадиабатическому закону: не на 17100 м, а на меньшую величину — именно на такую, на какую понизилась бы температура в восходящем насыщенном воздухе при тех же значениях температуры и давления.

23. Псевдоадиабатический процесс

Представим себе, что влажный ненасыщенный воздух сперва поднимается. Его температура при этом падает сначала по сухоадиабатическому закону; затем, после того как достигнут уровень конденсации, — по влажноадиабатическому закону. Допустим также, что вся вода, выделяющаяся при конденсации, сразу же выпадает из воздуха в виде осадков. Допустим затем, что, достигнув некоторой высоты, воздух начинает опускаться. Так как продуктов конденсации в нем нет, то он будет при этом нагреваться по сухоадиабатическому закону. Легко рассчитать, что на прежний уровень воздух придет с температурой более высокой, чем та, которая была в нем первоначально.

Рассматриваемая масса воздуха совершила необратимый процесс. Хотя она вернулась на прежний уровень, под прежнее давление, она не вернулась в исходное состояние: ее конечная температура оказалась выше, чем была начальная. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.

24. Адиабатная диаграмма

1. Построим график для изменения температуры при адиабатическом процессе в вертикально движущемся воздухе, откладывая по оси абсцисс температуру, а по оси ординат высоту. Кривая, графически представляющая это изменение температуры, называется адиабатой.

Выше мы нашли, что при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты есть величина постоянная, равная почти точно 17100 м. Поэтому если температура и высота отложены по осям в линейной шкале, то сухие адиабаты должны представляться прямыми линиями. Но изменение температуры при влажноадиабатическом процессе есть величина переменная. Поэтому кривые, представляющие

Рис. 5. Адиабатная диаграмма.

Сплошные линии с большим углом наклона — сухие адиабаты, с меньшим углом наклона — влажные адиабаты, прерывистые линии — изолинии удельной влажности для состояния насыщения.

влажноадиабатическое изменение в осях координат темпера-тура — высота, влажные адиабаты, являются именно кривыми, а не прямыми линиями. Они наклонены к оси абсцисс меньше, чем сухие адиабаты. Но в высоких слоях, где влажноадиабатический градиент приближается по величине к сухоадиабатическому, наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. Поэтому на графике влажные адиабаты будут иметь выпуклость вверх.

Аналогичным образом можно построить адиабаты в осях координат температура — давление, поскольку температура при адиабатических процессах меняется в зависимости от изменения давления.

7 00

800

900

1000

Рис. 6. Псевдоадиабатический процесс на адиабатной диаграмме.

От точки Л до точки В температура воздуха падает по сухоадиабатическому закону, от точки В до точки С — по влажноадиабатическому закону, от точки С до точки D — растет по сухоадиабатическому закону.

 

2. Адиабатной диаграммой называют график, на который нанесены семейства сухих и влажных адиабат для различных значений температуры и высоты (или давления). Наиболее м5 600

 

целесообразно отложить по оси ординат не высоту, a lgp, т. е. давление в логарифмической шкале (рис. 5). Если по оси ординат отложен lg р, то сухие адиабаты немного отличаются от прямых линий.

С помощью адиабатной диаграммы можно графически определить изменение состояния при адиабатических процессах. Например, зная температуру Г0 и давление р0 в начальный момент, найдем на диаграмме соответствующую точку. Если затем воздух меняет свое состояние по сухоадиабатическому закону, пока не достигнет давления р, следуем по сухой адиабате, проходящей через начальную точку, до тех пор, пока она (адиабата) не пересечется с ординатой р. Тогда сразу же определим по диаграмме, каково будет значение температуры воздуха при давлении р. Если при каком-то давлении р воздух стал

насыщенным, нужно дальше прослеживать его состояние по влажной адиабате, проходящей через точку, соответствующую давлению р.

На рис. 6 представлен на адиабатной диаграмме псевдоади-абатический процесс, рассмотренный в предыдущем параграфе.

Адиабатные графики позволяют делать еще много графических определений характеристик состояния воздуха и особенностей их распределения в вертикальном направлении.

25. Потенциальная температура

1. Пусть на какой-то высоте в атмосфере имеется воздух с давлением р и температурой Т. Если бы этот воздух сухоадиабатически опустился на уровень, где существует стандартное давление ро, то температура его тоже изменилась бы по уравнению Пуассона. Новая температура была бы

 

(32)

 

Назовем эту температуру, которую воздух получил бы при стандартном давлении (1000 мб), его потенциальной температурой. Фактическую температуру воздуха, в отличие от потенциальной, будем называть молекулярной температурой. Очевидно, что потенциальная температура равна молекулярной температуре при стандартном давлении.

Потенциальную температуру можно с достаточным приближением определить, если известно, на какой высоте воздух находится. Пусть, например, эта высота равна 3000 м. Допустим, что на уровне моря давление стандартное, т. е. равно 1000 мб (в среднем оно близко к этой величине). Тогда потенциальная температура воздуха, т. е. температура, с которой он пришел бы на уровень моря, равна его начальной температуре плюс 30°, так как на каждые 100 м спуска температура воздуха должна возрастать на один градус. Таким образом, приближенно 0 = = T-\-z, где 2 — число градусов, равное числу гектометров высоты.

С помощью потенциальной температуры можно сравнивать тепловое состояние масс воздуха, находящихся на разных высотах над уровнем моря, т. е. при разных давлениях. Вычисляя потенциальную температуру этих масс, мы как бы опускаем их на один уровень.

2. При изменении состояния воздуха по сухоадиабатическому закону потенциальная температура воздуха не меняется.

Пусть, например, воздух с температурой +10° С (283° К) находится на высоте 3000 м. Его потенциальная температура, согласно сказанному выше, будет приблизительно +40° С. Это понятно: опустившись на уровень моря с высоты 3000 м, воздух нагрелся бы на 30° и получил бы температуру +40°. Допустим теперь, что воздух сначала адиабатически поднялся с уровня 3000 м на уровень 3200 м. При этом его температура понизится на 2° и станет +8°. Но если теперь адиабатически опустить воздух на уровень моря, то он нагреется уже на 32° и, следовательно, придет на уровень моря с той же температурой +40°, которая и является его потенциальной температурой.

Только когда начинается конденсация и выделяется скрытая теплота, потенциальная температура возрастает.

3. Сухие адиабаты на адиабатной диаграмме являются изолиниями равной потенциальной температуры воздуха. В самом деле, при сухоадиабатическом изменении состояния точка на диаграмме, выражающая состояние воздуха, перемещается по одной и той же сухой адиабате. Следовательно, данная сухая адиабата характеризует определенную потенциальную температуру. Значение этой потенциальной температуры мы найдем на оси абсцисс для точки пересечения данной адиабаты с линией стандартного давления (1000 мб).

26. Вертикальное распределение температуры

1.    Выше было указано, как меняется температура в определенной массе воздуха, которая адиабатически поднимается или опускается. Ни в коем случае не следует смешивать эти индивидуальные изменения с вертикальным распределением температуры в атмосфере.

Температура в атмосферном столбе может распределяться по высоте различным образом. Это распределение не подчинено никакой простой закономерности, и кривая, представляющая это распределение в более или менее толстом слое атмосферы, не является простой геометрической кривой. В некоторых случаях ее можно только приближенно приравнять такой кривой. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры —т. е. изменение температуры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 м. Так как перед производной ставится знак минус, то в обычном случае падения температуры с высотой, т. е. при отрицательном аТ и положительном dz, градиент имеет положительную величину.

2.    Вертикальный градиент температуры может меняться в довольно широких пределах. В нижних 10 км в умеренных широтах и в нижних 15 км в тропиках он в среднем равен

5 С. П. Хромов

0,6o/100 м. В нижних сотнях метров над нагретой подстилающей поверхностью он может повышаться до Г/ЮО м или немного больше, а в тонком приземном слое над перегретой почвой может быть во много раз больше. Бывают и такие случаи, когда температура воздуха с высотой не падает, а растет. Такое распределение температуры называют инверсией температуры, а вертикальный градиент температуры будет при этом, очевидно, отрицательным. Инверсии особенно часты по ночам в приземном слое, но встречаются на разных высотах и в свободной атмосфере. Если температура в воздушном слое не меняется с высотой, т. е. вертикальный градиент ее равен нулю, то такое состояние слоя называют изотермией. Выше 10—15 км и до высот около 50 км вертикальное распределение температуры даже в среднем является изотермическим или инверсионным.

3. Если молекулярная температура с высотой меняется, то, вообще говоря, меняется также и потенциальная температура. Однако в случае, если молекулярная температура падает с высотой на Г/ЮО м, то потенциальная температура остается с высотой неизменной. Это легко видеть из самых простых соображений. При указанном градиенте молекулярной температуры с какого бы уровня ни была опущена воздушная частица на уровень моря, она, адиабатически нагревшись, получит на уровне моря одну и ту же температуру. Это и значит, что потенциальная температура на всех уровнях одинакова.

В случае же, если вертикальный градиент молекулярной температуры меньше 17100 м, что как раз является обычным, потенциальная температура с высотой растет, причем растет тем быстрее, чем он меньше. И только в тех редких случаях, когда вертикальный градиент молекулярной температуры больше 17100 м, потенциальная температура с высотой убывает, причем убывает тем быстрее, чем больше градиент молекулярной температуры превышает 17100 м.

В изотермическом слое потенциальная температура растет с высотой на 1° на 100 м. Еще быстрее растет она в слое инверсии, т. е. при возрастании молекулярной температуры с высотой.

27. Ветер и турбулентность 8

слоях атмосферы, в так называемых струйных течениях, регулярно наблюдаются скорости ветра до 100 м/сек и более.

К горизонтальному переносу воздуха присоединяются и вертикальные составляющие. Они обычно малы по сравнению с горизонтальным переносом, порядка сантиметров или десятых долей сантиметра в секунду. Только в особых условиях, при так называемой конвекции (см. ниже), в небольших участках атмосферы вертикальные составляющие скорости движения воздуха могут достигать нескольких метров в секунду.

2.    Ветер всегда обладает турбулентностью. Это значит, что отдельные количества воздуха в потоке ветра перемещаются не по параллельным путям. В воздухе возникают многочисленные беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. Отдельные количества воздуха, увлекаемые этими вихрями и струями, так называемые элементы турбулентности, движутся по всем направлениям, в том числе и перпендикулярно к общему или среднему направлению ветра и даже против него. Эти элементы турбулентности — не молекулы, а крупные объемы воздуха, линейные размеры которых измеряются сантиметрами, метрами, десятками метров. Таким образом, на общий перенос воздуха в определенном направлении и с определенной скоростью налагается система хаотических, беспорядочных движений отдельных элементов турбулентности по сложным переплетающимся траекториям.

Турбулентный характер движения воздуха можно хорошо видеть, наблюдая за падением снежинок при ветре. Снежинки падают не вертикально вниз и не под одним и тем же углом к вертикали. Они беспорядочно пляшут в воздухе, то взлетая вверх, то опускаясь, описывая сложные петли. Это объясняется именно тем, что снежинки участвуют в движении элементов турбулентности, тем самым делая это движение видимым. Турбулентный характер ветра обнаруживается и при наблюдениях над распространением дыма в атмосфере.

3.    Турбулентность возникает вследствие различия скоростей ветра в смежных слоях воздуха. Особенно велика она в нижних слоях атмосферы, где скорость ветра быстро растет с высотой. Но в развитии турбулентности принимает участие и так называемая архимедова, или гидростатическая, сила. Отдельные количества воздуха поднимаются вверх, если их температура выше, а, стало быть, плотность меньше, чем температура и плотность окружающего воздуха. Напротив, количества воздуха более холодные и плотные, чем окружающий воздух, опускаются вниз. Такое перемешивание воздуха за счет различий плотности происходит тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой, т. е. чем больше вертикальный градиент температуры. Поэтому можно условно говорить о динамической турбулентности, возникающей независимо от температурных условий, и о термической турбулентности (или конвекции), определяемой температурными условиями. Однако в действительности турбулентность всегда имеет комплексную природу, и правильнее говорить о большей или меньшей роли термического фактора в ее возникновении и развитии.

Турбулентность с преобладанием термических причин при определенных условиях более или менее резко меняет свой «масштаб»: превращается в упорядоченную конвекцию. Вместо мелких хаотически движущихся турбулентных вихрей, в ней начинают преобладать мощные восходящие движения воздуха типа струй или токов, со скоростями порядка нескольких метров в секунду, иногда свыше 20 м/сек. Такие мощные восходящие токи воздуха называют термиками. Ими широко пользуются планеристы. Наряду с ними наблюдаются и нисходящие движения, менее интенсивные, но захватывающие большие площади,

С такой упорядоченной конвекцией связано образование мощных облаков вертикального развития — кучевых и кучеводождевых (ливневых). Для возникновения конвекции такого рода необходимо, чтобы вертикальный градиент температуры был очень велик, а именно близок к 1°/Ю0 м или еще больше, по крайней мере до того уровня, начиная с которого возникают облака. Об условиях конвекции будет подробнее сказано в главе четвертой.

28. Турбулентный обмен

1. Турбулентность, включая и упорядоченную конвекцию, приводит к сильному перемешиванию воздуха, особенно в вертикальном направлении. Перемешивание это в тысячи и десятки тысяч раз сильнее, чем могло бы происходить только молекулярным путем, вследствие молекулярной диффузии. Вспомним, что в процессе турбулентности перемещаются и перемешиваются не отдельные молекулы, а большие в сравнении с ними элементы турбулентности.

Перемешивание воздуха в процессе турбулентности — турбулентная диффузия — приводит к распространению в атмосфере тепла и влаги, в особенности к их обмену по вертикали. Турбулентному обмену подвержено также и количество движения mV (где m — масса и V — скорость воздуха), вследствие чего в процессе турбулентности происходит некоторое выравнивание средних скоростей ветра по вертикали. В связи с этим в атмосфере создается, кроме обычного молекулярного трения (молекулярной вязкости), еще в тысячи раз более сильное турбулентное трение. Об этом см. подробнее в главе шестой.

2. В процессе вертикального турбулентного обмена каждая переносимая субстанция (примесь к воздуху или его свойство) распространяется в том направлении, в котором она убывает, т. е. в направлении своего вертикального градиента. Содержание водяного пара и пыли, как правило, убывает кверху. Поэтому турбулентный перенос этих субстанций обычно направлен вверх. Количество движения передается чаще всего вниз, поскольку скорость ветра с высотою растет.

Условия турбулентного обмена можно представить общей формулой

S = -A-£r,    (33)

где S — вертикальный поток субстанции s на единицу площади, т. е. количество субстанции, переносимое за единицу времени

через единицу площади;----вертикальный градиент суб

станции, т. е. ее изменение на единицу расстояния по вертикали в сторону убывания; А — коэффициент турбулентного обмена, общий для всех субстанций и зависящий от атмосферных условий и от характера земной поверхности.

3. Более сложен вопрос о турбулентном переносе тепла. Вследствие сжимаемости воздуха и адиабатических изменений температуры при вертикальных движениях о направлении переноса тепла нельзя судить по направлению градиента молекулярной температуры. Сохраняющейся характеристикой состояния воздуха (при сухоадиабатическом процессе) является его потенциальная температура 0; поэтому для переноса тепла уравнение обмена пишется таким образом:

Q

 

, d&

 

^СР dz ' где ср — удельная теплоемкость воздуха.

Согласно этой формуле, вертикальный поток тепла должен

быть равен нулю, если —|j- = 0, т- е- если--= 17100 м.

При росте потенциальной температуры с высотой, т. е. при градиенте молекулярной температуры ниже адиабатического, он должен быть направлен вниз; при падении потенциальной температуры с высотой, т. е. при градиенте молекулярной температуры выше адиабатического, — вверх. Но в действительных условиях атмосферы потенциальная температура обычно растет с высотой, т. е. вертикальный градиент молекулярной температуры ниже адиабатического градиента 1°/Ю0 м. Отсюда следует вывод, что турбулентный перенос тепла по большей части направлен сверху вниз, от атмосферы к земле. Однако из опыта можно видеть, что земная поверхность в среднем теплее, чем воздух над нею, и что, следовательно, тепло должно в большей мере передаваться от поверхности вверх, чем сверху к поверхности. Это значит, что передача тепла вверх начинается при вертикальных градиентах температуры меньше ГII00 м.

Равновесным градиентом температуры, при котором меняется направление турбулентного переноса тепла, является не 1°/Ю0 м, а в среднем 0,6°1100 м. Конечно, в разное время дня и года и над разной земной поверхностью перенос тепла может происходить в разных направлениях. Но в общем итоге передача тепла от земной поверхности в атмосферу перевешивает.

Мы не можем подробно останавливаться на причинах этого явления, еще не до конца изученного. Основная причина состоит, по-видимому, в неравномерном распределении температуры в горизонтальном направлении, вследствие чего на процесс турбулентности влияет и архимедова сила (см. параграф 27). В результате поднимается вверх преимущественно воздух более тепдый, чем окружающий, а опускается вниз воздух более холодный, чем окружающий. Это и приводит к переносу тепла вверх даже при градиентах температуры ниже адиабатического.

29. Тропосфера

1. Атмосфера состоит из нескольких концентрических слоев, отличающихся один от другого по температурным и иным условиям. Нижняя часть атмосферы, до высоты 10—15 км, в которой сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, носит название тропосферы. Для нее характерно, что температура здесь с высотой падает в среднем на 0,67100 м (в отдельных случаях распределение температуры по вертикали варьирует в широких пределах). В тропосфере содержится почти весь водяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной поверхности, а также в так называемых струйных течениях в верхней части тропосферы.

Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна под разными широтами и в разные сезоны года. В среднем годовом тропосфера простирается над полюсами до высоты около 9 км, над умеренными широтами до 10—12 км и над экватором до 15—17 км. Средняя годовая температура воздуха у земной поверхности около +26° на экваторе и около —23° на северном полюсе. На верхней границе тропосферы над экватором средняя температура около —70°, над северным полюсом зимой около —65°, а летом около —45°.

Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответственно ее высоте в 5—8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха находится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропосфере, имеют непосредственное и решающее значение для погоды и климата у земной поверхности.

2. Самый нижний тонкий слой тропосферы, в несколько метров (или десятков метров) высотой, непосредственно примыкающий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности физические процессы в этом слое отличаются известным своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток: в этом слое температура особенно сильно падает с высотой днем и часто растет с высотой ночью.

Слой от земной поверхности до высоты порядка 1000 м носит название слоя трения. В этом слое скорость ветра ослаблена в сравнении с вышележащими слоями; ослаблена тем больше, чем ближе к земной поверхности. Подробнее об этих слоях будет сказано в дальнейшем.

30. Стратосфера и мезосфера

1. Над тропосферой до высоты 50—55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем, что температура в ней в среднем растет с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой (толщиной 1—2 км) носит название тропопаузы.

Выше были приведены данные о температуре на верхней границе тропосферы. Эти температуры характерны и для нижней стратосферы. Таким образом, температура воздуха в нижней стратосфере над экватором всегда очень низкая; притом летом много ниже, чем над полюсом.

Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но начиная с высоты около 25 км температура в стратосфере быстро растет с высотой (рис. 7), достигая на высоте около 50 км максимальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.

Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на высотах 20—25 км наблюдаются иногда в высоких широтах очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капелек.

Стратосфера характеризуется еще тем, что преимущественно в ней содержится атмосферный озон, о чем было сказано выше (параграф 5). С этой точки зрения она может быть названа озоносферой. Рост температуры с высотой в стратосфере объясняется именно поглощением солнечной радиации озоном.

км

Рис. 7. Распределение температуры в атмосфере с высотой в нижних 120 км.

 

2. Над стратосферой лежит слой мезосферы, примерно до 80 км. Здесь температура с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля (рис. 7). Вследствие быстрого падения температуры с высотой в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75—90 км), наблюдаются еще особого рода облака, также освещаемые солнцем в ночные часы, так называемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.

 

На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, заключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На вышележащие слои приходится ничтожное количество воздуха.

31. Ионосфера

1. Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характеризуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосфера, простирающаяся от мезосферы до высот порядка тысячи километров, и лежащая над нею внешняя часть — экзосфера, переходящая в земную корону.

Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. Мы уже указывали в параграфе 13, что на высотах 300—750 км его средняя плотность порядка 108—10-10г/м3. Но и при такой малой плотности каждый кубический сантиметр воздуха на высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда (109) молекул или атомов, а на высоте 600 км — свыше 10 миллионов (107). Это на несколько порядков больше, чем содержание газов в межпланетном пространстве.

Ионосфера, как говорит само название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха. Как уже говорилось в параграфе 8, содержание ионов здесь во много раз больше, чем в нижележащих слоях, несмотря на сильную общую разреженность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны. Их содержание на высотах 100— 400 км — порядка 1015—10б на кубический сантиметр.

В ионосфере выделяется несколько слоев, или областей, с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100— 120 км (слой Е) и 200—400 км (слой К). Но и в промежутках между этими слоями степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Спорадические скопления электронов с особенно большой концентрацией носят название электронных облаков.

2. От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в общем в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Радиоволны испытывают в ионосфере поглощение, преломление и отражение. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются уже электронными слоями небольшой концентрации в нижней части ионосферы (на высотах 70— 80 км). Средние и короткие волны отражаются вышележащими ионосферными слоями.

Именно вследствие отражения от ионосферы возможна дальняя связь на коротких волнах. Многократное отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, огибая поверхность Земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространения радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдения над распространением радиоволн как раз являются средством для такого исследования.

В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба — постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля — ионосферные магнитные бури.

Ионизация в ионосфере обязана своим существованием действию ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению заряженных атомов и свободных электронов, о чем говорилось выше.

Колебания магнитного поля в ионосфере и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности (см. главу первую, параграф 6). С изменениями солнечной активности связаны изменения в потоке корпускулярной радиации, идущей от Солнца в земную атмосферу. А именно корпускулярная радиация имеет основное значение для .указанных ионосферных явлений.

Температура в ионосфере растет с высотой до очень больших значений. На высотах около 800 км она достигает 1000°.

Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов движутся там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собственного излучения в окружающее пространство.

32. Экзосфера

1.    Атмосферные слои выше 800—1000 км выделяются под названием экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движения частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью будет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, «ускользать», рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.

Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водорода, который является господствующим газом в наиболее высоких слоях экзосферы.

2.    Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000—3000 км. Но из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли так называемую земную корону, простирающуюся более чем до 20 000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр здесь приходится в среднем всего около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентрация частиц (преимущественно протонов и электронов) по крайней мере в десять раз меньше.

3. С помощью спутников и геофизических ракет установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, начинающегося на высоте нескольких сотен километров и простирающегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц •— протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и движущихся с очень большими скоростями. Их энергия — порядка сотен тысяч электрон-вольт. Радиационный пояс постоянно теряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации.

33. Воздушные массы и фронты

1.    В процессе общей циркуляции атмосферы (см. главу седьмую) воздух тропосферы расчленяется на отдельные воздушные массы, которые более или менее длительно сохраняют свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей Земли в другие. В горизонтальном направлении воздушные массы измеряются тысячами километров.

Воздушные массы по своим температурам и по другим свойствам (влажность, содержание пыли) носят на себе отпечаток своего очага, т. е. той области Земли, где воздушная масса сформировалась как целое под воздействием однородной земной поверхности. Потом, перемещаясь в другие области Земли, воздушные массы переносят в эти области и свой режим погоды. Преобладание в данном районе в тот или иной сезон воздушных масс определенного типа или типов создает характерный климатический режим этого района.

Основными типами воздушных масс являются четыре типа с различным зональным положением очагов. Это массы арктического (в южном полушарии — антарктического), полярного (или умеренного), тропического и экваториального воздуха. Для каждого из этих типов характерен свой интервал значений температуры у земной поверхности и на высотах, свои значения влажности, дальности видимости и пр.

Конечно, свойства воздушных масс, прежде всего температура, непрерывно меняются при их перемещении из одних районов в другие. Происходит трансформация воздушных масс.

2.    Воздушные массы, перемещающиеся с более холодной земной поверхности на более теплую (обычно из высоких широт в низкие), называют холодными массами. На своем пути холодная воздушная масса вызывает похолодание в тех районах, в которые она приходит. Но в пути она сама прогревается, притом преимущественно снизу, от земной поверхности.

Поэтому в ней возникают большие вертикальные градиенты температуры и развивается конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков и с выпадением ливневых осадков.

Воздушные массы, перемещающиеся на более холодную поверхность (в более высокие широты), называются теплыми массами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются снизу, отчего в их нижних слоях создаются малые вертикальные градиенты температуры. Конвекция в них не развивается, преобладают слоистые облака и туманы.

Различают еще местные воздушные массы, длительно находящиеся в одном районе. Свойства местных масс определяются нагреванием или охлаждением снизу в зависимости от сезона.

Смежные воздушные массы разделены между собой сравнительно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон—-тысячи километров, ширина — лишь десятки километров. Вверх фронты прослеживаются на несколько километров, нередко до самой стратосферы.

Фронты между воздушными массами указанных выше основных географических типов называют главными фронтами, в отличие от менее значительных вторичных фронтов между массами одного и того же географического типа. Главные фронты между арктическим и полярным воздухом носят название арктических фронтов, между полярным и тропическим воздухом —■ полярных фронтов, между тропическим и экваториальным воздухом — тропических фронтов.

С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию обширных облачных систем, из которых выпадают осадки на больших площадях. Огромные атмосферные волны, возникающие в воздушных массах по обе стороны от фронта, приводят к образованию атмосферных возмущений вихревого характера — циклонов и антициклонов, определяющих режим ветра и другие особенности погоды. Особенно важны в этом отношении полярные фронты. Обо всем этом будет подробнее говориться в последующих главах.

Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размываются) вследствие определенных особенностей атмосферной циркуляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, наконец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.

РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ

1. О радиации вообще

1. Электромагнитная радиация, в дальнейшем называемая здесь просто радиацией или излучением, есть форма материи, отличная от вещества. Частным случаем ее является видимый свет\ но к ней относятся также и невоспринимаемые глазом гамма-лучи, рентгеновы, ультрафиолетовые, инфракрасные лучи, радиоволны.

Радиация распространяется по всем направлениям от источника радиации, излучателя, в виде электромагнитных волн со скоростью, очень близкой к 300 000 км/сек. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, т. е. периодические изменения, электрических и магнитных сил; они вызываются движением электрических зарядов в излучателе.

Все тела, имеющие температуру выше абсолютного нуля, испускают радиацию при перестройке электронных оболочек их атомов и молекул, а также при изменениях в колебании атомных ядер в молекулах и во вращении молекул. В метеорологии приходится иметь дело преимущественно с этой температурной радиацией, определяемой температурой излучающего тела и его излучательной способностью. Наша планета получает такую радиацию от Солнца; земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают температурную радиацию, но в других диапазонах длин волн.

Радиоволны, возбуждаемые в технических радиопередающих устройствах, как известно, имеют длины волн от миллиметров до километров. Температурная же радиация имеет длины волн от сотен микронов до тысячных долей микрона, т. е. от десятых до миллионных долей миллиметра. Еще короче волны рентгенова излучения и гамма-излучения, не являющихся температурными (они связаны с внутриядерными процессами).

Длины волн радиации измеряют с большой точностью, и потому удобно выражать их в единицах значительно меньших, чем микрон. Это миллимикрон (ммк) — тысячная доля микрона и ангстрем (А) — десятитысячная доля микрона. Например, длину волны 0,5937 мк можно еще написать: 593,7 ммк или 5937 А. Но в этой книге мы будем приводить длины волн преимущественно в микронах.

2.    Температурную радиацию с длинами волн от 0,002 до 0,4 мк называют ультрафиолетовой. Она невидима, т. е. не воспринимается глазом. Радиация от 0,40 до 0,75 мк — это видимый свет, воспринимаемый глазом. Свет с длиной волны около 0,40 мк — фиолетовый, с длиной волны около 0,75 мк — красный. На промежуточные длины волн приходится свет всех цветов спектра. Радиация с длинами волн больше 0,75 мк и до нескольких сотен микронов называется инфракрасной-, она, так же как и ультрафиолетовая, невидима.

В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мк. Она включает, кроме видимого света, еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является такой коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100—120 мк.

3.    Тело, испускающее температурную радиацию, охлаждается; его тепловая энергия переходит в энергию радиации, в лучистую энергию. Когда же радиация падает на другое тело и поглощается им, лучистая энергия переходит в другие виды энергии, главным образом в теплоту. Это значит, что температурная радиация нагревает тело, на которое она падает.

К температурной радиации относятся известные из физики законы излучения Кирхгофа, Стефана—Больцмана, Планка, Вина. В частности, в соответствии с законом СтефанаБольцмана энергия излучаемой радиации растет пропорционально четвертой степени абсолютной температуры излучателя. Распределение энергии в спектре радиации, т. е. по длинам волн, зависит, по закону Планка, от температуры излучателя. В соответствии с законом Вина длина волны, на которую приходится максимум лучистой энергии, обратно пропорциональна абсолютной температуре излучателя. Это значит, что с повышением температуры максимум энергии перемещается на все более короткие волны.

Указанные законы относятся к так называемому абсолютно черному телу, т. е. к телу, которое поглощает всю падающую на него радиацию и само излучает максимум радиации, возможный при данной температуре. Однако с определенными поправками они применимы ко всем вообще телам.

4.    Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиацию в большем количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их температуре. Таким образом, возможно, например, излучение видимого света при таких низких температурах, при которых вещество обычно не светится. Эта радиация, не подчиняющаяся законам температурного излучения, называется люминесценцией.

Для этого вещество предварительно должно поглотить определенное количество энергии и прийти в так называемое возбужденное состояние, более богатое энергией, чем нормальное состояние вещества. При обратном переходе вещества из возбужденного состояния в нормальное, и возникает люминесценция. Люминесценцией объясняются, между прочим, полярные сияния и свечение ночного неба.

5.    Термином радиация называют также явление совсем другого рода, именно — корпускулярную радиацию, т. е. потоки электрически заряженных элементарных частиц вещества, преимущественно протонов и электронов, движущихся со скоростями в сотни километров в секунду, хотя и большими, но все-таки очень далекими от скорости света. Энергия корпускулярной радиации в среднем в 109 10 11 12 13 14 раз меньше, чем энергия температурной радиации Солнца. Однако она сильно меняется с течением времени в зависимости от физического состояния Солнца, от солнечной активности.

Ниже 90 км корпускулярная радиация в атмосферу почти не проникает.

Дальше в этой главе говорится исключительно о температурной радиации.

них и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь сами излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая эту радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются.

Опыт показывает, что средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. За историческое время в этих весьма ограниченных изменениях, по-видимому, не было никакой определенной направленности; были лишь колебания около средних значений. Таким образом, если рассматривать Землю за более или менее длительные многолетние промежутки времени, то можно сказать, что она находится в тепловом равновесии: приход тепла уравновешивается его потерей. Но так как Земля (с атмосферой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то можно заключить, что она находится и в лучистом равновесии: приток радиации к ней уравновешивается отдачей радиации в мировое пространство.

3. Спектральный состав солнечной радиации

На интервал длин волн между 0,1 и 4 мк приходится 99% всей энергии солнечной радиации. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть до рентгеновых лучей и радиоволн.

Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего от 0,40 до 0,75 мк. Однако в этом интервале заключается почти половина всей солнечной лучистой энергии (46% ). Почти столько же (47%) приходится на инфракрасные лучи, а остальные 7% — на ультрафиолетовые.

Распределение энергии в спектре солнечной радиации до поступления ее в атмосферу можно приближенно найти путем экстраполяции результатов наземных наблюдений. В последнее время важные результаты получены также с помощью ракет и спутников.

Это распределение (рис. 8) достаточно близко к теоретически полученному распределению энергии в спектре абсолютно черного тела при температуре 6000°. Максимум лучистой энергии приходится при этом в солнечном спектре, как и в спектре абсолютно черного тела, на волны с длинами около 0,47 мк, т. е. на зелено-голубые лучи видимой части спектра. Однако в ультрафиолетовой части солнечного спектра энергия существенно меньше, чем в ультрафиолетовой части спектра абсолютно черного тела при температуре 6000° К-

Таким образом, Солнце, строго говоря, не является абсолютно черным телом. Однако указанную температуру 6000° можно считать близкой к фактической температуре на поверхности Солнца.

Рис. 8. Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации до поступления в атмосферу (сплошная линия) и в спектре абсолютно черного тела при температуре 6000° (прерывистая линия).

Области спектра: УФ — ультрафиолетовая, В — видимая,

ПК — инфракрасная. Интенсивность радиации дана в 10 ~3кал/см2 мин для интервала длин волн 0,01 мк.

4. Интенсивность прямой солнечной радиации

Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от солнечного диска, называют прямой солнечной радиацией, в отличие от радиации, рассеянной в атмосфере. Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле в виде пучка параллельных лучей, исходящего как бы из бесконечности. Даже Земной шар в целом так. мал в сравнении с расстоянием от Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него, без заметной погрешности можно считать пучком параллельных лучей.

Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой вышележащий уровень в атмосфере характери-

зуется интенсивностью радиации /, т. е. количеством лучистой энергии, поступающим за единицу времени (одну минуту) на единицу площади (один квадратный сантиметр), перпендикулярной к солнечным лучам. Эту величину называют еще потоком радиации, а также плотностью потока радиации. Мы сохраним здесь традиционное для нее в метеорологии и более удобное название интенсивности радиации. Учтем только, что в светотехнике термин «интенсивность» применяется в другом значении.

Рис. 9. Приток солнечной радиации на поверхность, перпендикулярную к лучам (АВ), и на горизонтальную поверхность {АС).

Легко понять, что единица площади, расположенной перпендикулярно к солнечным лучам, получит максимально возможное в данных условиях количество радиации. На единицу горизонтальной площади придется меньшее количество лучистой энергии

Г = 1 sin/г,

где h — высота солнца (рис. 9).

В самом деле, на горизонтальную площадку s' приходится количество радиации /V, равное количеству радиации Is, приходящему на перпендикулярную к лучам площадку s:

Г s’ = Is.

Но площадка s относится к площадке s', как АВ к ЛС; отсюда Г = 1~Ж' Г — 1 sin А.

Очевидно, что I' равно I только тогда, когда Солнце в зените, а-во всех остальных случаях I' меньше /.

Приток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность т1асто называют инсоляцией, хотя этот термин применяется и в более общем значении.

Все виды энергии взаимно эквивалентны. Поэтому лучистую энергию можно выразить в единицах любого вида энергии, например в тепловых или механических. Естественно выражать ее в тепловых единицах, потому что измерительные приборы основаны на тепловом действии радиации: лучистая энергия, почти полностью поглощаемая в приборе, переходит в тепло, которое и измеряется. Таким образом, интенсивность прямой солнечной радиации будет выражаться в калориях на квадратный сантиметр в минуту (кал)см2 мин). Интенсивность радиации для определенной длины волны л (вернее, для узкого участка спектра около длины волны А,) будет дальше обозначаться h. Калория на квадратный сантиметр (кал!см2) носит еще название ланглей.

5. Солнечная постоянная и общий приток солнечной радиации к Земле

1.    Интенсивность солнечной радиации перед вступлением ее в атмосферу (обычно говорят: «на верхней границе атмосферы» или «в отсутствии атмосферы») называют солнечной постоянной. Смысл слова постоянная состоит здесь в том, что эта величина не зависит от поглощения и рассеяния радиации в атмосфере. Она относится к радиации, на которую атмосфера еще не повлияла. Солнечная постоянная зависит, таким образом, только от излучательной способности Солнца и от расстояния между Землей и Солнцем.

Земля вращается вокруг Солнца по мало растянутому эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января она -наиболее близка к Солнцу (147 млн. км), в начале июля — наиболее далека от него (152 млн. км). Так как интенсивность радиации меняется обратно пропорционально квадрату расстояния, то солнечная постоянная в течение года меняется на ±3,5%. При среднем расстоянии Земли от Солнца солнечная постоянная, по новейшим определениям, с использованием ракетных измерений, равна 2,00±0,04 кал!см2 мин. Однако за стандартное ее значение по международному соглашению принята величина 1,98 кал!см2 мин.

2.    Меняется ли, и насколько существенно, солнечная постоянная с течением времени, независимо от изменения расстояния между Солнцем и Землей? Иначе говоря, меняется ли с течением времени излучение Солнца? Несомненно, что за время существования Солнца солнечная постоянная должна была меняться. Более спорным является вопрос, менялась ли она существенно на протяжении геологической истории Земли. Наконец, еще неизвестно, колеблется ли солнечная постоянная, и насколько, изо дня в день и из года в год. Однако если такие колебания и существуют, то они настолько малы, что лежат в пределах точности определений солнечной постоянной.

3. На освещенное полушарие Земли на верхней границе атмосферы за одну минуту падает количество солнечной энергии, равное произведению солнечной постоянной на площадь большого круга Земли, выраженную в квадратных сантиметрах. При среднем радиусе Земли 6371 км эта площадь равна 12,75X Х1017см2, а приходящая на нее за одну минуту лучистая энергия равна 25- 1017кал. За год Земля получает 1,37- 1024кал.

В среднем на каждый квадратный километр земной поверхности приходится за год 2,6- 1015кал. Чтобы получить такое количество тепла искусственно, нужно было бы сжечь свыше 400 тыс. т каменного угля. Все существующие на Земле запасы каменного угля равноценны тридцатилетнему притоку солнечной радиации к Земле. За 1,5 суток Солнце дает Земле столько же энергии, сколько дают электростанции всех стран в течение года. При этом солнечная радиация, приходящая к Земле, — менее чем одна двухмиллиардная доля всего излучения Солнца.

Несмотря на постоянную потерю огромного количества лучистой энергии, температура Солнца, по-видимому, не понижается. Это объясняется тем, что расход лучистой энергии постоянно пополняется освобождением энергии при термоядерных реакциях преобразования водорода в гелий, происходящих в глубинах Солнца, при очень высоких температурах и давлениях.

6. Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности

Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху и переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы.

Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Она частично отражается от земной поверхности, а в большей степени поглощается ею и нагревает ее. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности, частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство.

В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсив-

ностъ радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному (рис. 10).

Рис. 10. Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации на границе атмосферы (верхняя кривая) и у земной поверхности (нижняя кривая) при высоте солнца 35°.

Интенсивность радиации дана в 10~® кал!см2 мин для интервала длин волн 0,01 мк.

В самом лучшем случае, т. е. при наиболее высоком стоянии солнца и при достаточной чистоте воздуха, можно измерить на уровне моря интенсивность прямой радиации около 1,5 кал!см2 мин. В горах, на высотах порядка 4—5 км, наблюдалась интенсивность до 1,7 кал!см2 мин и более. По мере приближения солнца к горизонту и увеличения толщи воздуха, проходимой солнечными лучами, интенсивность прямой радиации все более убывает.

7. Поглощение солнечной радиации в атмосфере

В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количество солнечной радиации, при этом главным образом в инфракрасной части спектра. Это поглощение — избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, и потому поглощение азотом практически не отражается на интенсивности солнечной радиации. В большей степени, но все же очень мало поглощает солнечную радиацию кислород — в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой его части.

Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Его содержание в воздухе, даже в стратосфере, очень мало; тем не менее он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию, что из солнечной постоянной теряется несколько процентов. В результате поглощения в верхних слоях атмосферы в солнечном спектре у земной поверхности не наблюдаются волны короче 0,29 мк.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ; но его содержание в атмосфере ничтожно, и поэтому поглощение им в общем незначительно. Основным же поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточивающийся в тропосфере и особенно в нижней ее части. Из общего состава солнечной радиации водяной пар поглощает значительную долю в инфракрасной области спектра. Хорошо поглощают солнечную радиацию также атмосферные аэрозоли, т. е. облака и твердые частички, взвешенные в атмосфере.

В целом в атмосфере поглощается 1520\ радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение меняется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу. 8 15 ваются. Радиация распространяется от рассеивающих частичек таким образом, как если бы они сами были источниками радиации.

2.    Около 25% энергии общего потока солнечной радиации преврагцается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации (2/3 ее) также приходит к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации.

Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Поэтому приходится измерять ее приток на горизонтальную поверхность. Интенсивностью рассеянной радиации мы будем называть ее приток в калориях на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности в минуту.

Во-вторых, рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу. Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. Соотношение энергии лучей разных длин волн в рассеянной радиации изменено в пользу более коротковолновых лучей. При этом, чем меньше размеры, рассеивающих частичек, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми.

3.    По закону Релея, в чистом воздухе, где рассеяние производится только молекулами газов (размеры которых более чем в 10 раз меньше длин волн света), рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей:

*'х = -£/х>    (1>

где /х — интенсивность прямой радиации с длиной волны А, k—интенсивность рассеянной радиации с той же длиной волны, а — коэффициент пропорциональности.

Поскольку длина крайних волн красного света почти вдвое больше длины крайних волн фиолетового света, первые лучи рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше, чем вторые. Инфракрасные же лучи будут рассеиваться в совсем ничтожной степени. Поэтому в рассеянной радиации лучи коротковолновой части видимого спектра, т. е. фиолетовые и синие, будут преобладать по энергии над оранжевыми и красными, а также и над инфракрасными лучами.

Максимум энергии в прямой солнечной радиации у земной поверхности приходится на область желто-зеленых лучей видимой части спектра. В рассеянной радиации он смещается на синие лучи.

Добавим еще, что, рассеянная солнечная радиация, в отличие от прямой, является частично поляризованной. При этом.

степень поляризации для радиации, приходящей от разных участков небосвода, неодинакова.

4. Рассеяние более крупными частичками, т. е. пылинками, мельчайшими капельками и кристалликами, происходит не по закону Релея, а обратно пропорционально меньшим степеням длины волны, например второй или первой. Поэтому радиация, рассеянная крупными частичками, будет не так богата наиболее коротковолновыми лучами, как радиация, рассеянная молекулами. При частичках диаметром больше 1,2 мк будет уже не рассеяние, а диффузное отражение, при котором радиация отражается частичками, как маленькими зеркалами (по закону — угол отражения равен углу падения), без изменения спектрального состава.

9. Явления, связанные с рассеянием радиации

1.    Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет, подобно тому как вода уже в сравнительно малой толще, в несколько метров, имеет зеленоватый цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть, не только глядя на небесный свод, но и рассматривая отдаленные предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дымкой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее и переходит в iусто-синий, а в стратосфере — в черно-фиолетовый.

Чем больше в воздухе помутняющих примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Частицами тумана, облаков и крупной пыли, диаметром больше 1,2 мк, лучи всех длин волн диффузно отражаются одинаково; поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле заволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой. Облака, на которые падает солнечный свет, кажутся поэтому же белыми.

2.    Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света. Вследствие рассеяния особенно понижается энергия наиболее коротковолновых солнечных лучей видимой части спектра — синих и фиолетовых; поэтому «уцелевший» от рассеяния прямой солнечный свет становится желтоватым. Солнечный диск кажется тем желтее, чем ближе он к горизонту, т. е. чем длиннее путь лучей через атмосферу и чем больше рассеяние. У горизонта солнце становится почти красным, особенно когда в воздухе много пыли и мельчайших продуктов конденсации (капелек или кристаллов). Точно так же и солнечный свет, отраженный облаками, рассеиваясь по пути к земной поверхности, становится беднее синими лучами. Поэтому, когда облака близки к горизонту и путь отраженных лучей света, идущих от них сквозь атмосферу к наблюдателю, велик, они приобретают вместо белой желтоватую окраску.

3. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обусловливает рассеянный сеет в дневное время. В отсутствии атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. А вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают,, и даже тогда, когда солнце скрыто за облаками. При этом вследствие большего процентного содержания синих лучей рассеянный свет белее прямого солнечного света.

10. Сумерки и заря

1. После захода солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности рассеянную радиацию с постепенно убывающей интенсивностью. Аналогичным образом утром небо светлеет и посылает рассеянный свет еще до восхода солнца.

Это явление неполной темноты носит название сумерек, вечерних или утренних. Причиной его является освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы.

Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдет под горизонт на 18°; к этому моменту становится настолько темно, что различимы самые слабые звезды. Утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая часть вечерних или последняя часть утренних астрономических сумерек, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8°. носит название гражданских сумерек.

Продолжительность астрономических сумерек меняется в зависимости от широты и от времени года. В средних широтах она от полутора до двух часов, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа.

В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18°, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами.

2.    Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне солнца. Эти изменения начинаются еще до захода или продолжаются после восхода солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный и желтый; но интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари меняются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.

В части небосвода, противоположной солнцу, наблюдаются явления противозари, также со сменой цветовых тонов, с преобладанием пурпурных и пурпурно-фиолетовых. После захода солнца в этой части небосвода появляется тень Земли: все более растущий в высоту и в стороны серовато-голубой сегмент.

Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.

3.    Попутно заметим о явлении зодиакального света. Так называют нежное сияние в виде наклоненного конуса, направленного по эклиптике. Оно наблюдается над солнцем, находящимся под горизонтом, но уже на темном небе, т. е. после конца или до качала астрономических сумерек. Сквозь это сияние просвечивают звезды. В тропических широтах зодиакальный свет наблюдается лучше, чем в умеренных. Причину зодиакального света видят в рассеянии солнечного света внеземной (метеорной) пылью.

11. Видимость

Отдаленные предметы видны хуже, чем близкие, не только потому, что уменьшаются их видимые размеры. Даже и очень большие предметы на том или ином расстоянии от наблюдателя становятся плохо различимыми вследствие мутности атмосферы, сквозь которую они видны. Эта мутность обусловлена рассеянием света в атмосфере. Понятно, что она увеличивается при возрастании аэрозольных примесей в воздухе.

Для многих целей очень существенно знать, на каком расстоянии перестают различаться очертания предметов за воздушной завесой. Это расстояние называют дальностью видимости или просто видимостью. Дальность видимости чаще всего определяется на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (Темным на фоне неба), расстояние до которых известно. Но имеется и ряд фотометрических приборов для определения видимости.

В очень чистом воздухе, например арктического происхождения, дальность видимости может достигать сотен километров.

Рассеяние света в таком воздухе производится преимущественно молекулами атмосферных газов. В воздухе, содержащем много' пыли или продуктов конденсации, дальность видимости может понижаться до километров и до метров. Так, при слабом тумане дальность видимости порядка 500—1000 м, а при сильном тумане или сильной песчаной буре она может снижаться до десятков метров и даже до метров.

12. Закон ослабления

1. Поглощение и рассеяние вместе ослабляют поток солнечной радиации, проходящий сквозь атмосферу. Выведем закон этого ослабления (экстинкции) радиации.

 

Радиация ослабляется в атмосфере путем поглощения и рассеяния пропорционально, во-первых, самой интенсивности радиации (чем она сильнее, тем больше будет потеряно при прочих равных условиях) и, во-вторых, количеству поглощающих и рассеивающих частиц на пути лучей. А это количество в свою очередь зависит от длины пути лучей сквозь атмосферу и от плотности воздуха.

 

При этом для каждой длины волны коэффициент пропорциональности будет свой, так как    Рис. 11. К выводу формулы Бугэ.

поглощение избирательное, а рассеяние также зависит от длины волны. Но для простоты проведем рассуждение для всего пучка радиации, принимая некоторый средний коэффициент пропорциональности.

Так как плотность воздуха с высотой меняется, то сначала напишем дифференциальное уравнение для ослабления радиации с интенсивностью I на величину ell в бесконечно тонком слое атмосферы с плотностью воздуха р, в котором путь лучей также равен бесконечно малой величине ds:

dl — —alpds,    (2)

где а — коэффициент пропорциональности, так называемый коэффициент ослабления (экстинкции). Интегрируя это выражение от верхней границы атмосферы, куда луч входит в точке А (рис. 11) с интенсивностью /о, равной солнечной постоянной, до

земной поверхности, куда луч попадает в точке В с интенсивностью /, получим:

в    в

[ -у- = — а I* р ds,

.Л    А

1п/ = ]п/0а р ds,

-a j р ds

 

/ = /0е л

 

 

(3)

 

 

Выражение | piis есть масса воздуха, проходимая лучами,

 

А

если площадь поперечного сечения потока радиации равна единице. Обозначив эту оптическую массу атмосферы через т, получим

1 = 10е~ат,    (4)

где а — коэффициент ослабления, или, обозначив е~а через р,

1 = 10Рт>    (5)

где р — так называемый коэффициент прозрачности (также средний для лучей всех длин волн). Формула (5) называется формулой Бугэ. Примем за единицу оптической массы атмосферы массу, проходимую лучами при положении солнца в зените. Тогда при m— 1, т. е. при солнце в зените, I = Iop, aP = j~- Следовательно, коэффициент прозрачности показывает, какая доля солнечной постоянной доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей.

Оптическая масса атмосферы, конечно, зависит от высоты или зенитного расстояния солнца. При зенитном расстоянии солнца г менее 60° масса атмосферы будет с достаточным приближением равна sec 2, а формула (5) может быть переписана так:

/= IoP*ecz-    (6)

Эта формула связывает интенсивность радиации с солнечной постоянной, коэффициентом прозрачности и зенитным расстоянием солнца. При значениях г больше 60° замена m на sec г уже невозможна вследствие сферичности атмосферы, а также рефракции; зависимость m от г становится более сложной. При г = 90°, т. е. при солнце на горизонте, т равно не бесконечности, а только 35°.

2. Поскольку солнечная постоянная уже определена и известна, то, измерив интенсивность радиации у земной поверхности при определенном зенитном расстоянии солнца, можно по формуле (6) найти значение среднего (для всего потока радиации) коэффициента прозрачности для данного момента. Теоретическим путем можно также определить средний коэффициент прозрачности для идеальной атмосферы, не содержащей водяного пара и аэрозольных частичек. Для идеальной атмосферы средний коэффициент прозрачности около 0,9; в действительных атмосферных условиях на равнине он от 0,70 до 0,85, зимой несколько больше, чем летом. С возрастанием упругости водяного пара в воздухе коэффициент прозрачности несколько убывает. С широтой коэффициент прозрачности возрастает в связи с убыванием водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы в высоких широтах. У экватора он равен в среднем 0,72, а под 75° с. ш, —0,82.

13. Фактор мутности

1. Все ослабление радиации путем поглощения и рассеяния можно разделить на две части: ослабление постоянными газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяным паром и аэрозольными примесями. Коэффициент ослабления а, входящий в формулу (4), отражает то и другое.

Но можно выделить из него ту часть, которая выражает ослабление постоянными газами. Коэффициент ослабления для идеальной атмосферы А определен с достаточной степенью точности. Мы можем взять отношение коэффициента ослабления для действительной атмосферы а к коэффициенту ослабления для идеальной атмосферы А. Это отношение называется фактором мутности Т:

Т —    •    (7)

Подставив в формулу (4) а=АТ, получим

/=/0е~Атг.    (8)

Отсюда видно, что ослабление радиации в действительной атмосфере можно выразить формулой (8), в которую подставлен коэффициент ослабления для идеальной атмосферы; но только массу атмосферы нужно увеличить в Т раз. Иначе говоря, фактор помутнения дает число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит действительная атмосфера.

2. Средние значения фактора мутности в равнинных пунктах умеренных широт близки к 3; в больших городах, где воздух особенно загрязнен, они могут превышать 4. В тропиках Т ближе к 4 и более. В горах значения Т между 2 и 3. Зимой они наименьшие, летом наибольшие, что просто объясняется годовым ходом влажности и запыления воздуха. При вторжении арктических воздушных масс, когда нижняя часть тропосферы занята воздухом, недавно пришедшим из Арктики и содержащим мало водяного пара и пыли, Т понижается на равнинных станциях, например в Москве, до 2 и ниже. Напротив, при вторжениях тропического воздуха, содержащего много влаги и пыли, фактор мутности в Москве даже в среднем больше 3,5.

14. Результаты измерений прямой солнечной радиации

1.    Из формулы Бугэ видно, что при неизменной прозрачности атмосферы интенсивность прямой солнечной радиации зависит от оптической массы атмосферы, т. е. в конечном счете от высоты

кал/см* мин 7,4 г

Рис. 12. Дневной ход интенсивности прямой солнечной радиации в Павловске в январе и в июле.

 

солнца. Поэтому в течение дня солнечная радиация должна сначала быстро, потом медленнее нарастать от восхода солнца до полудня и сначала медленно, потом быстро убывать от полудня до захода солнца.

 

Но прозрачность атмосферы в течение дня меняется в некоторых пределах. Поэтому кривая дневного хода радиации даже в совершенно безоблачный день обнаруживает некоторые неправильности.

Сплошные линии — на поверхность, перпендикулярную к лучам, прерывистые линии — на горизонтальную поверхность.

 

Однако в средних выводах нерегулярности отдельных суточных кривых сглаживаются, и изменение радиации в течение дня представляется более равномерным. Приводим для примера осредненный за 20-летний период дневной ход интенсивности прямой солнечной радиации в Павловске (под Ленинградом) в январе и в июле (рис. 12). На рисунке приведен также дневной ход инсоляции горизонтальной поверхности.

 

2.    Различия в интенсивности радиации в полдень в первую очередь связаны с различиями в полуденной высоте солнца, ко-

торая зимой меньше, чем летом. Минимальная интенсивность в умеренных широтах приходится на декабрь, когда высота солнца всего меньше. Но максимальная интенсивность приходится не на летние месяцы, а на весенние. Дело в том, что весной воздух наименее замутнен продуктами конденсации и мало запылен. Летом запыление возрастает, а также увеличивается содержание водяного пара в атмосфере, что несколько уменьшает интенсивность радиации.

Средняя полуденная интенсивность в Павловске в декабре 0,79, в апреле и в мае 1,26, в июне 1,21 и в июле 1,22 кал!см? мин.

Влияние поглощения водяным паром на интенсивность прямой радиации хорошо видно на примере Павловска. При одной и той же высоте солнца над горизонтом (30°) интенсивность радиации так убывает с возрастанием абсолютной влажности а (в граммах на кубический метр воздуха):

а г/м3.........2,8    4,8    6,4    8,7    11,6

/ кал/см2 мин....... 1,35    1,25    1,15    1,05    0,95

3. Максимальные значения интенсивности прямой радиации для некоторых пунктов СССР таковы (в кал/см2 мин): Бухта Тикси 1,30, Павловск 1,43, Иркутск 1,47, Москва 1,48, Курск 1,51, Тбилиси 1,51, Владивосток 1,46, Ташкент 1,52.

Из этих данных видно, что максимальные значения интенсивности радиации очень мало растут е убыванием географической широты, несмотря на рост высоты солнца. Это объясняется увеличением влагосодержания, а отчасти и запылением воздуха в южных широтах. На экваторе максимальные значения радиации не очень превышают летние максимумы умеренных широт. В сухом воздухе субтропических пустынь (Сахара) наблюдались, однако, значения до 1,58 кал/см2 мин.

С высотой над уровнем моря максимальные значения радиации возрастают вследствие уменьшения оптической массы атмосферы при той же высоте солнца. На каждые 100 м высоты интенсивность радиации в тропосфере увеличивается на 0,01 — 0,02 кал/см2мин. Мы уже говорили, что максимальные значения интенсивности радиации, наблюдающиеся в горах, достигают 1,7 кал/см2 мин и более.

15. Результаты измерений рассеянной радиации

Интенсивность рассеянной радиации, измеряемая, как сказано выше, для единицы горизонтальной поверхности, также меняется в течение дня.

Она возрастает до полудня по мере возрастания высоты солнца и убывает после полудня. Зависит она и от прозрачности атмосферы; однако уменьшение прозрачности, т. е. увеличение числа помутняющих частиц в атмосфере, не уменьшает, а увеличивает рассеянную радиацию. Кроме того, рассеянная радиация в очень широких пределах меняется в зависимости от облачности; радиация, отраженная облаками, также частично рассеивается, в связи с чем общая интенсивность рассеянной радиации возрастает. По той же причине отражение радиации снежным покровом увеличивает рассеянную радиацию.

В безоблачные дни рассеянная радиация невелика. Даже при высоком солнце, т. е. в полуденные часы летом, ее интенсивность в отсутствии облаков не превышает 0,1 кал!см2 мин. Облачность увеличивает эту величину в 3—4 раза.

В Павловске полуденное значение интенсивности рассеянной радиации 1 июня в среднем составляет 0,25 кал/см2 мин, а 1 декабря при низком солнце — только 0,04 кал/см2 мин. Максимальная интенсивность рассеянной радиации в Павловске 0,69 кал/см2 мин. В Арктике, при сравнительно тонких облаках и снежном покрове, рассеянная радиация летом может достигать 1 кал/см2 мин. Очень велика она летом и в Антарктиде. С увеличением высоты места над уровнем моря интенсивность рассеянной радиации убывает.

Рассеянная радиация может, таким образом, существенно дополнять прямую солнечную радиацию, особенно при низком солнце.

Рассеянная радиация не только увеличивает нагревание земной поверхности. Она увеличивает и освещенность на земной поверхности. Особенно существенно, иногда до 40%, увеличивается общая освещенность, если на небе есть облака, не закрывающие солнечный диск.

16. Суммарная радиация

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности, прямую и рассеянную вместе, называют суммарной радиацией. Под интенсивностью суммарной радиации будем понимать приток ее энергии за одну минуту на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности, помещенной под открытым небом и незатененной от прямых солнечных лучей. Таким образом, интенсивность суммарной радиации равна

IS = I sinh-\-i,    (9)

где I — интенсивность прямой радиации, i — интенсивность рассеянной радиации, li — высота солнца.

При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность, напротив, ее уменьшает. В среднем облачность уменьшает суммарную радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года он больше, чем во вторую.

Полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе в среднем 1,12 кал/см2 мин, при солнце и облаках 1,15, при сплошной облачности 0,37 кал/см2 мин.

17. Отражение солнечной радиации. Поглощенная радиация.

Альбедо Земли

1.    Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.

Итак, из общего потока суммарной радиации /sin/г-И отражается от земной поверхности часть его (I smh+i)A, где А — альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (Isinh + i) (1— А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.

2.    Альбедо поверхности почвы в общем заключается в пределах 10—30%; в случае влажного чернозема оно снижается до 5%, а в случае сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо р.астительного покрова — леса, луга, поля— заключается в пределах 10—25%. Для свежевыпавшего снега альбедо 80—90%, для давно лежащего снега —около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов при высоком солнце до 70% при низком солнце; оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей 5—10%. В среднем альбедо поверхности мирового океана 5—20% • Альбедо верхней поверх ности облаков — сТг нескольких процентов до 70—80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова; в среднем же оно 50—60%.

7 С. П. Хромов

Приведенные числа относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но во всем ее спектре. Кроме того, фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться по величине от альбедо для всего потока радиации.

3. Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть рассеянной радиации, около одной трети ее. Отношение этой уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающему в атмосферу, носит название планетарного альбедо Земли или просто альбедо Земли.

Планетарное альбедо Земли оценивается в 35—40%; по-ви-димому, оно ближе к 35%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.

18. Излучение земной поверхности

Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную радиацию чаще называют собственным излучением земной поверхности.

Интенсивность собственного излучения (т. е. отдачу лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. По закону Стефана—Больцмана излучение с каждого квадратного сантиметра абсолютно черной поверхности в калориях за1 одну минуту при абсолютной температуре Т равно

£ = а74,    (10)

где постоянная а = 8,2- 10-11кал/см2 (рис. 13).

Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело, и интенсивность ее излучения Es может быть определена по формуле (10). При +15°С, или 288°К, Es равно 0,6 кал/см2мин. Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс — поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью.

Абсолютные температуры земной поверхности заключаются между 180 и 350°. При таких температурах испускаемая радиация практически заключается в пределах 4—120 мк, а максимум

ее энергии приходится на длины волн 10    15 мк. Следовательно,

вся эта радиация инфракрасная, не воспринимаемая глазом.

Рис. 13. Излучение абсолютно черного тела при температурах 200, 250 и 300° К.

 

19. Встречное излучение

 

1. Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию (хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при испарении и последующей конденсации водяного пара. Будучи нагретой, атмосфера излучает сама. Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне длин волн.

Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют остренным излучением (Еа); встречным потому, что оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности !. Земная поверхность поглощает это встречное излучение почти целиком (на 90—99%)- Таким образом, оно является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации.

Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают.

Для равнинных станций умеренных широт средняя интенсивность встречного излучения (на каждый квадратный сантиметр площади горизонтальной земной поверхности в одну минуту) порядка 0,3—0,4 кал, на горных станциях — порядка 0,1—0,2 кал.

Употребляют еще синоним противоизлучение.

У*

Это уменьшение встречного излучения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара. Наибольшее встречное излучение — у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. Здесь оно составляет 0,5—0,6 кал/см2 мин в среднем годовом, а к полярным широтам убывает до 0,3 кал!см2 мин.

2. Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в большой области спектра — от 4,5 до 80 мк, за исключением интервала между 8,5 и 11 мк. При среднем содержании водяного пара в атмосфере радиация с длинами волн от 5,5 до 7,0 мк и более поглощается почти полностью, радиация других длин волн — частично, и только в интервале 8,5—11 мк земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.

Углекислота сильно поглощает инфракрасную радиацию, но лишь в узкой области спектра, озон — слабее и также в узкой области спектра. Правда, поглощение углекислотой и озоном приходится на волны, энергия которых в спектре земного излучения близка к максимуму (7—15.л<к). Однако содержание этих поглотителей в атмосфере слишком мало, и водяной пар играет, таким образом, основную роль как в поглощении земного излучения, так и во встречном излучении.

20. Эффективное излучение

1. Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет и к земной поверхности приходит только встречное излучение, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Ее):

Ee = Es-Ea.    (И)

Эффективное излучение представляет собой чистую - потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью, и именно оно измеряется специальными приборами — пиргеометрами. Собственное излучение можно определить по закону Стефана—Больцмана, зная температуру земной поверхности, а встречное излучение вычислить по формуле (11).

Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи составляет около 0,10—0,15 кал/см2 мин на равнинных станциях умеренных широт и до 0,20 кал/см2мин на высокогорных станциях (где встречное излучение меньше). С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду оно гораздо меньше, чем в ясную; стало быть, меньше и ночное охлаждение земной поверхности.

Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, вследствие чего, между прочим, и эффективное излучение днем больше.

В общем земная поверхность в средних широтах теряет эффективным излучением примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.

2. Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиацией. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности носит название тепличного эффекта вследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы.

21. Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением

R = (/ sin h + i) (1 — Л) — Ее

называют радиационным балансом земной поверхности. Другое ее название — остаточная радиация.

Радиационный баланс переходит от ночных, отрицательных значений к дневным, положительным после восхода солнца при высоте его 10—15°. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте солнца около 20—25°, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты солнца и убывает с ее уменьшением. В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению и потому меняется в течение ночи мало, если только условия облачности остаются одинаковыми.

Средние полуденные значения радиационного баланса в Ленинграде летом при облачности менее 7/10 покрытия неба — около 0,7—0,8 кал/см2 мин. При облачности от 7/10 до полной наблюдаются и очень высокие (до 1,0 кал/см2 мин), и очень низкие (до 0,1 кал/см2 мин) значения.

22. Излучение в мировое пространство

В параграфе 19 говорилось, что излучение земной поверхности в большей части поглощается в атмосфере и лишь в интервале длин волн 8,5—11 мк проходит сквозь атмосферу в мировое пространство. Это уходящее вовне количество составляет всего около 10 единиц, если принять приток солнечной радиации на границу атмосферы за 100 единиц. Но, кроме того, сами атмосфера излучает в мировое пространство около 55 единиц, т. е. в несколько раз больше, чем земная поверхность.

Излучение нижних слоев атмосферы поглощается в вышележащих ее слоях. Но, по мере удаления от земной поверхности, содержание водяного пара, основного поглотителя радиации, уменьшается, и нужен все более толстый слой воздуха, чтобы поглотить излучение, поступающее от нижележащих слоев. Начиная с некоторой высоты водяного пара вообще недостаточно для того, чтобы поглотить все излучение, идущее снизу, и из этих верхних слоев часть атмосферного излучения будет уходить в мировое пространство. Подсчеты показывают, что наиболее сильно излучающие в пространство слои атмосферы лежат на высотах 6—10 км.

Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, уходящее в космос, называется уходящей радиацией. Оно составляет около 65 единиц, если за 100 единиц принять приток солнечной радиации в атмосферу. Вместе с отраженной и рассеянной коротковолновой солнечной радиацией, выходящей за пределы атмосферы в количестве около 35 единиц (см. в параграфе 17 о планетарном альбедо Земли), эта уходящая радиация компенсирует приток солнечной радиации к Земле. Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиации, сколько и получает, т. е. находится в состоянии лучистого (радиационного) равновесия.

23. Методы измерения радиации

Для измерения интенсивности прямой и рассеянной солнечной радиации и эффективного излучения (а также альбедо, освещенности и пр.) существует много приборов как с визуальными отсчетами, так и с автоматической регистрацией. Ограничимся здесь указанием на общие принципы их построения.

Приборы для измерения прямой солнечной радиации называют пиргелиометрами и актинометрами, для измерения рассеянной радиации — пиранометрами, для измерения эффективного излученияпиргеометрами, для измерения радиационного балансабалансомерами. Названия самопишущих приборов оканчиваются на «граф» (актинограф, пиранограф).

Для измерения радиации применяется зачерненная металлическая пластинка, которая по своим поглощательным свойствам практически идентична абсолютно черному телу, т. е. поглощает и превращает в тепло всю падающую на нее радиацию. Во многие приборы входят, кроме того, пластинки с белой или полированной поверхностью, почти полностью отражающие падающую радиацию.

В компенсационном пиргелиометре Ангстрема зачерненная металлическая пластинка выставляется на солнце, а другая такая же пластинка оставляется в тени. Между пластинками возникает разность температур. Эта разность температур передается спаям термоэлемента, приклеенным (с изоляцией) к пластинкам, и тем самым возбуждает термоэлектрический ток. Через затененную пластинку пропускается ток от батареи, пока пластинка не нагреется до той же температуры, до которой нагре-лагсь солнечными лучами первая пластинка; тогда термоэлектрический ток исчезает. По силе пропущенного «компенсирующего» тока можно определить с помощью закона Джоуля—Ленца количество тепла, полученное второй пластинкой. Оно равно количеству тепла, полученному от солнца первой пластинкой. Отсюда можно определить интенсивность солнечной радиации. Есть и другие типы пиргелиометров.

В биметаллическом актинометре Михельсона применяется маленькая и тонкая биметаллическая пластинка, например из меди и платины. Нагреваясь под действием радиации, она изгибается вследствие различия коэффициентов расширения металлов. По величине этого изгиба заключают об интенсивности радиации. Для этого прибор нужно проградуировать путем сравнения с абсолютным пиргелиометром, например Ангстрема, т. е. найти его переводный множитель. Применяя фильтры из цветного стекла, можно измерять интенсивность радиации в различных участках спектра.

В термоэлектрическом актинометре Савинова—Янишевского приемная часть представляет собой тонкий металлический зачерненный диск. К нему через изоляцию приклеены нечетные спаи термобатареи. Четные спаи термобатареи приклеены также через изоляцию к медному кольцу в корпусе прибора. Под влиянием солнечной радиации возникает электрический ток, по силе которого определяют интенсивность радиации. Для этого нужно знать переводный множитель прибора, который определяется путем сравнения с абсолютным пиргелиометром.

В пиранометре приемная часть чаще всего представляет собой батарею термоэлементов, например из манганина и константана, с зачерненными и белыми спаями. Прибор выставляется приемной частью в горизонтальном положении, чтобы воспринимать рассеянную радиацию со всего небесного свода. Ог прямой солнечной радиации он затенен, а от встречного излучения атмосферы защищен стеклянным колпаком. Под действием рассеянной радиации черные и белые спаи нагреваются неодинаково и возникает термоэлектрический ток, по силе которого определяют интенсивность радиации (опять-таки заранее определив переводный множитель прибора). При измерениях суммарной радиации пиранометр не затеняют от прямых солнечных лучей.

В пиргеометре используется то обстоятельство, что эффективное излучение блестящих (никелированных) металлических пластинок очень мало по сравнению с излучением зачерненных пластинок. Когда прибор выставляют ночью под открытым небом, зачерненные пластинки в нем принимают более низкую температуру, чем блестящие. По этой разности температур (точнее, по силе возбужденного ею термоэлектрического тока или же компенсационным методом, как в пиргелиометре Ангстрема) определяют эффективное излучение черных пластинок, которое отождествляют с эффективным излучением земной поверхности.

Радиационный баланс определяется балансомером, в котором одна зачерненная приемная пластинка направлена вверх, к небу, а другая — вниз, к земной поверхности. Разница в нагревании пластинок позволяет определить величину радиационного баланса. Ночью она равна величине эффективного излучения.

Для автоматической регистрации измерений термоэлектрический ток, возникающий в актинометре, пиранометре, пиргеометре, подают на самопишущий гальванометр (гальванограф). Изменения силы тока, таким образом, записываются на движущейся бумажной ленте. При этом актинометр должен автоматически вращаться так, чтобы его приемная часть следовала за солнцем, а пиранометр должен быть всегда затенен от прямой радиации особой кольцевой защитой.

24. Распределение радиации «на границе атмосферы»

1. Для климатологии представляет существенный интерес вопрос о распределении притока и отдачи радиации по Земному шару. Рассмотрим сначала распределение солнечной радиации на горизонтальную поверхность «на границе атмосферы». Можно было бы также сказать: «в отсутствии атмосферы». Этим мы допускаем, что нет ни поглощения, ни рассеяния радиации, ни отражения ее облаками. Распределение солнечной радиации на границе атмосферы является простейшим. Оно действительно существует на высоте нескольких десятков километров. Указанное распределение называют по традиции солярным климатом.

Рис. 14. Продолжительность дневной части суток в самый короткий зимний и в самый длинный летний день под разными широтами.

 

2.    Из параграфа 5 нам известно, как меняется в течение года солнечная постоянная и, стало быть, количество радиации, приходящее к Земле. Если определять солнечную постоянную для фактического расстояния Земли от Солнца, то при среднем годовом значении 1,98 кал!см2 мин она будет равна 2,05 кал/см2 мин в январе и 1,91 кал!см2 мин в июле.

 

Стало быть, северное полушарие за летний день получает на границе атмосферы несколько меньше радиации, чем южное полушарие за свой летний день.

3.    Количество радиации, получаемое за сутки на границе атмосферы, зависит от времени года и широты места.

Под каждой широтой время года определяет продолжительность дневной части суток и, стало быть, продолжительность притока радиации. Но под разными широтами продолжительность дневной части суток в одно и то же время разная. По-разному меняется она и в течение года (рис. 14).

На полюсе солнце летом не заходит вовсе, а зимой не восходит в течение 6 месяцев. Между полюсом и полярным кругом солнце летом не заходит, а зимой не восходит в течение периода от полугода до одних суток. На экваторе дневная часть суток всегда продолжается 12 часов. От полярного круга до экватора дневное время суток летом убывает и зимой возрастает.

Но приток солнечной радиации на горизонтальную поверхность зависит не только от продолжительности дня, а еще и от высоты солнца. Количество радиации, приходящее на границе атмосферы на единицу горизонтальной поверхности, пропорционально синусу высоты солнца. А высота солнца не только меняется в каждом месте в течение дня, но зависит и от времени года. Максимальная (в полдень) высота солнца в день летнего солнцестояния равна 90° — ср + 23,5°, где <р — широта места. Наименьшая высота солнца — в день зимнего солнцестояния: 90° — —Ф — 23,5°; в дни равноденствий высота солнца равна 90° — ф.

Таким образом, высота солнца на экваторе меняется в течение года от 90 до 66,5°, на тропиках — от 90 до 43°, на полярных кругах — от 47 до 0° и на полюсах от 23,5 до 0°.

4.    Итак, шарообразность Земли и наклон плоскости экватора к плоскости эклиптики (23,5°) создают сложное распределение

Рис. 15. Приток солнечной радиации на горизонтальную поверхность в отсутствии атмосферы (в ккал/см2) в зимнее и летнее полугодия и за весь год в зависимости от географической широты.

 

притока радиации по широтам на границе атмосферы и его изменения в течение года. Поскольку это распределение зависит лишь от астрономических факторов, его можно рассчитать по точным формулам (здесь они не приводятся), приняв известную величину солнечной постоянной. На основании таких расчетов на рис. 15 представлен приход ра* диации в северном полушарии на границе атмосферы в килограмм-калориях на каждый квадратный сантиметр горизонтальной поверхности за год и за каждое полугодие. Из рисунка видно, что за год количество приходящей солнечной радиации меняется от 318 ккал на экваторе до 133 ккал на полюсе.

 

Зимой приток радиации очень быстро убывает от экватора к полюсу, летом — гораздо медленнее. При этом максимум летом наблюдается на тропике, а от тропика к экватору приток радиации несколько убывает. Малая разница в притоке радиации между тропическими и полярными широтами летом объясняется тем, что хотя высоты солнца в полярных широтах летом ниже, чем в тропиках, но зато велика продолжительность дня. В день летнего солнцестояния полюс поэтому получал бы в отсутствии атмосферы больше радиации, чем экватор. Однако у земной поверхности в результате ослабления радиации атмосферой, отражения ее облачностью и пр. летний приток радиации в полярных широтах существенно меньше, чем в более низких широтах.

5.    Расчеты показывают, что н'а верхней границе атмосферы вне тропиков имеется в годовом ходе один максимум радиации, приходящийся на время летнего солнцестояния, и один минимум, приходящийся на время зимнего солнцестояния. Но между тропиками приток радиации имеет два максимума в году, приходящиеся на те сроки, когда солнце достигает наибольшей полуденной высоты. На экваторе это будет в дни равноденствий, в других внутритропических широтах — после весеннего и перед осенним равноденствием, отодвигаясь тем больше от сроков равноденствий, чем больше широта. Амплитуда годового хода на экваторе мала, внутри тропиков невелика; в умеренных и высоких широтах она значительно больше.

Это можно видеть из таблицы, помещенной ниже, где приток солнечной радиации на единицу горизонтальной поверхности на верхней границе атмосферы указан для дней равноденствий и солнцестояний по широтным зонам северного полушария. Радиация выражена в таблице в калориях на квадратный сантиметр в среднем за одну минуту соответствующих суток; иными словами, дается средняя суточная интенсивность радиации. В этой же таблице приводятся соответствующие значения прямой и рассеянной радиации у земной поверхности.

Средний приток солнечной радиации в северном полушарии на горизонтальную поверхность (в кал/см2 мин) для дней равноденствий и солнцестояний

 

Широта, град.

Дни

 

 

 

 

 

 

 

 

0-10

10-20

20-30

30-40

40-50

50-60

60-90

 

На верхней границе атмосферы

 

21/XII

0,549

0,465

0,373

0,274

0,173

0,079

0,006

21/111

0,619

0,601

0,553

0,509

0,441

0,358

0,211

21 /VI

0,579

0,629

0,664

0,684

0,689

0,683

0,703

23/IX

0,610

0,562

0,556

0,503

0,435

0,353

0,208

 

Прямая радиация у

земной

п о в е р

X н о с т и

 

21 / X11

0,164

0,161

0,134

0,082

0,036

0,013

0,001

21/111

0,191

0,224

0,206

0,161

0,116

0,098

0,055

21/VI

0,144

0,170

0,216

0,233

0,183

0,159

0,133

23/IX

0,170

0,162

0,201

0,183

0,131

0,079

0,028

Р

ассеянная радиация

у земной поверхности

21/XII

0,091

0,079

0,066

0,052

0,034

0,016

0,001

21/1И

0,108

0,105

0,099

0,093

0,083

0,066

0,047

2i /v i

0,105

0,114

0,124

0,125

0,126

0,122

0,153

23/IX

0,107

0,104

0,097

0,091

0,081

0,065

0,048

25. Зональное распределение солнечной радиации у земной поверхности

1.    Мы проанализировали распределение радиации на границе

атмосферы. До земной поверхности она доходит ослабленной атмосферным поглощением и рассеянием. Кроме того, в атмосфере всегда есть облака, и прямая солнечная радиация часто вообще не достигает земной поверхности, поглощаясь, рассеиваясь и отражаясь обратно облаками. Облачность может уменьшать приток прямой радиации в широких пределах. Например, в Ташкенте, в зоне пустыни, в малооблачном августе теряется вследствие наличия облаков всего 20% прямой солнечной радиации. Но во Владивостоке с его муссонным климатом потеря прямой радиации вследствие облачности летом составляет 75%. В Ленинграде, даже в среднем за год, облака не пропускают к земной поверхности 65% прямой радиации.    »

Итак, действительные количества прямой солнечной радиа ции, достигающие земной поверхности в течение того или иного времени, будут значительно меньше, чем количества, рассчитанные для границы атмосферы. Распределение же их по Земному шару будет более сложным, так как степень прозрачности атмосферы и условия облачности весьма изменчивы в зависимости от географической обстановки.

2.    В качестве второго приближения к действительным условиям можно принять среднее распределение солнечной радиации у земной поверхности по широтным зонам, как это сделано для северного полушария в приведенной таблице. Из таблицы можно видеть, что прямая радиация у земной поверхности весьма значительно уменьшена на пути сквозь атмосферу. При этом наибольший приток прямой радиации летом не в полярных широтах, как на границе атмосферы, а под 3040° широты. В полярных широтах слишком велико ослабление радиации вследствие небольших высот солнца. Весной и осенью максимум прямой радиации не у экватора, как на границе атмосферы, а на 10—20° весной и на 20—30° осенью: у экватора слишком велика облачность. Только зимой данного полушария приэкваториальная зона получает радиации на земную поверхность, так же как и на верхнюю границу атмосферы, больше, чем все другие зоны.

3.    Из таблицы видно, насколько существенно дополняется этот приток прямой радиации к земной поверхности рассеянной радиацией. Величины рассеянной радиации в общем меньше, чем прямой, но порядок величин тот же. В тропических и средних широтах величина рассеянной радиации — от половины до двух третей прямой радиации; под 50—60° широты она уже близка к прямой, а в высоких широтах (60—90°) рассеянная радиация почти весь год больше прямой. Летом приток рассеянной радиации в высоких широтах больше, чем в других зонах северного полушария.

Более точное представление о распределении радиации по Земному шару можно получить из климатологических (многолетних средних) карт. Мы рассмотрим дальше такие карты для суммарной радиации.

26. Географическое распределение суммарной радиации

(карты IIII)

Итак, рассмотрим распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной радиации по Земному шару. Мы видим, что оно не вполне зонально: изолинии (т. е. линии равных величин) радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по Земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.

Годовые количества суммарной радиации (карта I) составляют в тропических и субтропических широтах свыше 140 ккал/см2. Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в северной Африке достигают 200—220 ккал/см2Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами Амазонки и Конго, над Индонезией) они снижены до 100—120 ккал/см2. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 60—80 ккал/см2. Но затем они снова растут — мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 120—130 ккал/см2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные.

Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

В декабре (карта II) наибольшие суммы радиации, до 20— 22 ккал/см2 и даже выше, в пустынях южного полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8— 12 ккал/см2. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50-й параллели она менее 2 ккал/см2 и несколько севернее полярного круга равна нулю. В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/сми ниже в широтах 50—60°. Но затем она растет — до 20 ккал/сму берегов Антарктиды и свыше 30 ккал/см2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше, чем летом в тропиках.

В июне (карта III) наивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см2, над северо-восточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см2 и выше они в Средней Азии;

 

Карта 1. Суммарная радиация, год (в ккал/см1 год).

 

 

Карта II. Суммарная радиация, декабрь (в ккал/см? мес).


 

Карта III. Суммарная радиация, июнь (в ккал/ см2 мес).

значительно меньше, до 14 ккал/см1 16 17, в тропических частях материков южного полушария. В облачных приэкваториальных областях они, как и в декабре, снижены до 8—12 ккал/см17. В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см2 и более в Арктическом бассейне. В зимнем южном полушарии они быстро убывают к югу, до нуля за южным полярным кругом.

В Советском Союзе годовые величины суммарной радиации меняются от 60 ккал/см17 на Северной Земле до 160 ккал/см17 на юге Туранской низменности и на Памире. Под одной и той же широтой они больше на Азиатской территории СССР, чем на Европейской (вследствие меньшей облачности), и особенно велики в малооблачной Средней Азии. Однако на Дальнем Востоке, где летом большая облачность, они уменьшены.

Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. В какой-то части она отражается. Путем отражения теряется в общем от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря путем отражения больше.

27. Географическое распределение радиационного баланса

(карты IVVI)

 

Карта IV. Радиационный баланс земной поверхности, год (в ккал/см2 год).

 

 

со

-X-

 

 

Карта V. Радиационный баланс земной поверхности, декабрь (в ккал/см2 мес).


 

Карта VI. Радиационный баланс земной поверхности, июнь (в ккал/см2мес).

радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие-. приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс равен 20—30 ккал/см2 (карта IV). Отсюда к более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды отрицателен: от —5 до —10 ккал/см2. К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см2, а между 20° с. ш. и 20° ю. ш. — свыше 100 ккал/см2. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, например, до 60 ккал/см2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличена и, стало быть, поглощенная радиация уменьшена по сравнению с другими районами под той же широтой.

В декабре (карта V) радиационный баланс отрицателен в значительной части зимнего северного полушария: нулевая изолиния проходит немного южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным и в Арктике достигает —4 ккал/см2 и ниже. Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10— 14 ккал/см2 на южном тропике, откуда убывает до 4—5 ккал/смв прибрежных районах Антарктиды.

В июне (карта VI) радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. Под 60—65° с. ш. он в общем больше 8 ккал/см2. С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума: 12—14 ккал/см2 и выше, а на севере Аравийского моря 16 ккал/см2 и выше. Баланс остается положительным до 40° ю. ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до —1---2 ккал/см2.

В Советском Союзе годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 10 ккал/см2, а на юге — до 50 ккал/см2.

ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ

1. Причины изменений температуры воздуха

1.    Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы. Этот тепловой режим атмосферы, являющийся важнейшей стороной климата, определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Под окружающей средой при этом понимают космическое пространство, соседние массы или слои воздуха и особенно земную поверхность.

Мы уже знаем, что теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т. е. при собственном излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Во-вторых, он осуществляется путем теплопроводности — молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.

Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически. Такие изменения температуры, как известно, связаны с изменениями атмосферного давления, особенно при вертикальных движениях воздуха (см. главу вторую).

2.    Непосредственное поглощение солнечной радиации в тропосфере мало; оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на величину порядка 0,5° в день. Несколько большее значение имеет потеря тепла из воздуха путем длинноволнового излучения. Но решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности.

Воздух, непосредственно соприкасающийся с земной поверхностью, обменивается с нею теплом вследствие молекулярной

теплопроводности. Но внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла — путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. Турбулентная теплопроводность увеличивает и передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно. Если, например, происходит охлаждение воздуха от земной поверхности, то путем турбулентности непрерывно доставляется на место охладившегося воздуха более теплый воздух из вышележащих слоев. Это поддерживает разность температур между воздухом и поверхностью и, стало быть, поддерживает процесс передачи тепла от воздуха к поверхности. Охлаждение воздуха непосредственно над земной поверхностью будет не так велико, но зато оно распространяется на более мощный слой атмосферы. В результате потеря тепла земной поверхностью окажется больше, чем она была бы в отсутствии турбулентности.

Для высоких слоев атмосферы теплообмен с земной поверхностью имеет меньшее значение. Решающая роль в тепловом режиме переходит там к излучению из воздуха и к поглощению радиации Солнца и атмосферных слоев, лежащих выше и ниже рассматриваемого слоя. В высоких слоях атмосферы возрастает и значение адиабатических изменений температуры при восходящих и нисходящих движениях воздуха.

3. Изменений температуры, происходящие в определенном количестве воздуха вследствие указанных выше процессов, можно назвать индивидуальными. Они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха.

Но можно говорить не об индивидуальном количестве воздуха, а о некоторой точке внутри атмосферы с зафиксированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря. Любую метеорологическую станцию, не меняющую своего положения на земной поверхности, можно рассматривать как такую точку. Температура в этой точке будет меняться не только в силу указанных индивидуальных изменений теплового состояния воздуха. Она будет меняться также и вследствие непрерывной смены воздуха в данном месте, т. е. вследствие прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру.

Эти изменения температуры, связанные с адвекцией — с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей Земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла-, если с более низкой, — об адвекции холода.

Общее изменение температуры в зафиксированной географической точке, зависящее и от индивидуальных изменений состоя-

ния воздуха, и от адвекции, называют локальным (местным) изменением. Метеорологические приборы — термометры и термографы, неподвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют именно локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и, следовательно, остающемся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе.

2. Тепловой баланс земной поверхности

1. Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз — в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

Не будем касаться некоторых менее важных процессов, например затраты тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространения тепла в глубь почвы вместе с водой осадков.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе,

не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

2.    Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс

R — (I sin h -j- i) (1 — A)Ee.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения и Е — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности напишется так:

R + P + A + LE = 0.    (1)

Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рис. 16).

Уравнение (1) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода.

3.    Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше*

чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения приходо-расхода

Рис. 16. Пример составляющих теплового баланса земной поверхности в дневное время суток.

тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало. 3

3. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

1. Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена прежде всего волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и

в связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

В результате суточные колебания температуры, в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почвеменее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве — только на 10—20 м.

2.    Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается. Член А в уравнении теплового баланса (1) для воды гораздо больше, чем для почвы, а член Р соответственно меньше.

Ночью и зимой вода теряет тепло из-поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу.

В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, притом значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме.

3.    В средних широтах за теплую половину года в почве накапливается 1,5—3 ккал тепла на каждый квадратный сантиметр поверхности. В холодное время почва отдает это тепло атмосфере. Величина ±1,5—3 ккал/см2 в год составляет годовой теплооборот почвы. Под влиянием снежного покрова зимой и растительного летом годовой теплооборот почвы уменьшается; например, под Ленинградом на 30%• В тропиках годовой тепло-

оборот меньше, чем в умеренных широтах, так как там меньше годовые различия в притоке солнечной радиации.

Годовой теплооборот больших водоемов примерно в 20 раз больше по сравнению с годовым теплооборотом почвы. Балтийское море отдает воздуху в холодное время 52 ккал/см2 и столько же накапливает в теплое время года. Годовой тепло-оборот Черного моря ±48 ккал/см2, Женевского озера ±35 ккал/см2.

В результате указанных различий температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

4. Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы

1. Измерение температуры на поверхности почвы является методически трудной задачей, особенно при пользовании жидкостными термометрами. Результаты измерений сильно зависят от условий установки термометра, не вполне отражают действительные температурные условия на поверхности почвы и недостаточно сравнимы. Лучшие результаты можно получить с помощью электрических термометров.

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен.

Затем температура на поверхности почвы растет до 13— 14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также при увеличившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы и падает с 13—14 часов до утреннего минимума.

Суточный ход температуры на поверхности почвы изобразится на графике время — температура волнообразной кривой, более или менее напоминающей синусоиду. Высшая точка этой кривой характеризует максимум, низшая—-минимум температуры (рис. 17).

Кривая суточного хода в отдельный день может иметь неправильную форму, поскольку она зависит от изменений облачности

в течение суток, от осадков, а также и от непериодических (адвективных) изменений температуры воздуха. Но кривая, построенная по многолетним данным за календарный месяц, будет иметь более правильную форму, так как случайные отклонения в обе стороны в средних величинах уравновесятся.

Рис. 17. Средний суточный ход температуры на поверхности почвы (П) и в воздухе на высоте 2 м (В). Павловск, июнь.

 

2.    Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Это понятно: днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже от нее нагревается воздух.

 

В Московской области летом на поверхности обнаженной почвы наблюдаются температуры до +55°, а в пустынях — даже до +80°.

Ночные минимумы температуры, наоборот, бывают на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух.

Зимой в Московской области ночные температуры на поверхности (в это время покрытой снегом) могут падать ниже —50°, летом (кроме июля) — до нуля. На снежной поверхности во внутренних районах Антарктиды даже средняя месячная температура в июне около -—70°, а в отдельных случаях она может падать до —90е.

3.    Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.

В Московской области в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) равна 5—10°, в летние 10—20°. В отдельные дни суточные амплитуды, конечно, могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда причин, прежде всего от облачности. В безоблачную : .„году велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, суточная амплитуда велика. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и суточная амплитуда уменьшена.

Сильные ночные заморозки на почве весной и осенью обычно наблюдаются при ясном небе, т. е. при большом эффективном излучении.

Суточный ход температуры почвы зависит также от экспозиции склонов, т. е. от того, как ориентирован наклон данного участка земной поверхности по отношению к странам света. Ночное излучение одинаково на склонах любой ориентации; но дневное нагревание почвы, конечно, будет наибольшим на южных склонах и наименьшим на северных. Суточный ход температуры почвы зависит также от почвенного покрова, что будет выяснено дальше.

4. Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и с широтой растет. В северном полушарии на широте 10° она около 3°, на широте 30е около 10°, на широте 50° в среднем около 25°.

5. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит при этом преимущественно с поверхности самой растительности, которая и будет наиболее охлаждаться. Почва же под растительным покровом сохраняет более высокую температуру. Однако днем растительность препятствует радиационному нагреванию почвы. Суточная амплитуда температуры под растительным покровом, таким образом, уменьшена, а средняя суточная температура понижена. Итак, растительный покров в общем охлаждает почву.

В Ленинградской области поверхность почвы под полевыми культурами может оказаться в дневные часы на 15° холоднее, чем почва под паром. В среднем же за сутки она холоднее обнаженной почвы на 6°, и даже на глубине 5—10 см остается разница в 3—4°.

Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла. Излучение идет с поверхности самого снежного покрова, а почва под ним остается более теплой, чем обнаженная почва. При этом суточная амплитуда температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается.

В средней полосе Европейской территории СССР при снежном покрове высотой 40—50 см температура поверхности почвы под ним на 6—7° выше, чем температура обнаженной почвы, и на 10° выше, чем температура на поверхности самого снежного покрова. Зимнее промерзание почвы под снегом достигает глубин порядка 40 см, а без снега может распространяться до глубин более 100 см.

Итак, растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы, а снежный покров зимой, напротив, ее повышает. Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы; это уменьшение — порядка 10° в сравнении с обнаженной почвой.

6. Распространение тепла в глубь почвы

1. К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности, предложенная в свое время Фурье, и законы распространения тепла в почве носят название законов Фурье. Наблюдения показывают, что фактическое распространение тепла в почве достаточно близко соответствует этим законам.

Рис. 18. Суточный ход температуры в почве на разных глубинах от 1 до 80 см. Павловск, май.

 

Чем больше плотность и вла жность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают колебания температуры. По, независимо от типа почвы, период колебаний температуры не изменяется с глубиной (первый закон Фурье). Это .значит, что не только на поверхности, но и на глубинах остается суточный ход с периодом в 24 часа между каждыми двумя последовательными максимумами или минимумами и годовой ход с периодом в 12 месяцев.

 

Однако амплитуды колебаний с глубиной уменьшаются.

При этом возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии геометрической (второй закон Фурье). Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 30°, а на глубине 20 см 5°, то на глубине 40 см она будет уже менее 1° (рис. 18).

На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная амплитуда убывает настолько, что становится практически равной нулю. На этой глубине (около 70—100 см, в разных случаях разной) начинается слой постоянной суточной температуры.

Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается с глубиной по тому же закону. Однако годовые колебания распространяются до большей глубины, что вполне понятно: для

их распространения имеется больше времени. Амплитуды годовых колебаний убывают практически до нуля на глубине около 30 ж в полярных широтах, около 15—20 ж в средних широтах, около 10 ж в тропиках (где и на поверхности почвы годовые амплитуды меньше, чем в средних широтах). На этих глубинах начинается слой постоянной годовой температуры.

Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально ей (третий закон Фурье). Это понятно, так как требуется время для распространения тепла в глубину.

Рис. 19. Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см в Калининграде.

 

Суточные экстремумы на каждые 10 см глубины запаздывают на 2,53,5 часа (рис. 18). Это значит, что на глубине, например, 50 см суточный максимум наблюдается уже после полуночи. Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20—30 дней на каждый метр глубины. Так, в Калининграде на глубине 5 ж минимум температуры наблюдается не в январе, как на поверхности почвы, а в мае, максимум — не в июле, а в октябре (рис. 19).

 

Четвертый закон Фурье говорит о том, что глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т. е. как 1: V365. Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания, в 19 раз больше, чем глубина, на которой затухают суточные колебания. И этот закон, так же как и остальные законы Фурье, достаточно хорошо подтверждается наблюдениями.

Усложнения вносятся неоднородностью состава и структуры почвы. Кроме того, тепло распространяется в глубь почвы вместе с просачиванием осадков, что, конечно, не подчиняется законам молекулярной теплопередачи.

С различиями в годовом ходе температуры на разных глубинах связано распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны. Именно, летом температура от поверхности почвы в глубину падает; зимой растет; весной она сначала

растет, а потом убывает; осенью сначала убывает, а затем растет.

2. Изменения температуры в почве с глубиной в течение суток или года можно представить с помощью графика изоплет. По оси абсцисс откладывается время в часах или в месяцах года, а по осп ординат — глубина в почве. Каждой точке па

Рис. 20. Изоплеты годового хода температуры в почве в Тбилиси.

графике соответствуют определенное время и определенная глубина. На график наносят средние значения температуры на разных глубинах в разные часы или месяцы. Проведя затем изолинии, соединяющие точки с равными температурами, например через каждый градус или через каждые 2 градуса, получим семейство термоизоплет (рис. 20). По такому графику можно определить значение температуры для любого момента суток или дня года и для любой глубины в пределах графика.

7. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды

Выше, в параграфе 3, было сказано об особенностях распространения тепла в водоеме в сравнении с почвой. Основное отличие заключается в том, что тепло в воде распространяется преимущественно путем турбулентности. Поэтому и нагревание, и охлаждение распространяется в водоемах на более толстый слой, чем в почве, и вдобавок обладающий большей теплоем-

9 С. П. Хромов

костью, чем почва. Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды очень малы (рис. 21). Амплитуда их — порядка десятых долей градуса: около 0,1—0,2° в умеренных широтах, около 0,5° в тропиках. В южных морях СССР суточная амплитуда температуры больше: 1—2°; на поверхности больших озер в умеренных широтах еще больше: 2—5". Суточные колебания температуры воды на поверхности океана имеют максимум около 15—16 часов и минимум через 2—3 часа после восхода солнца.

Рис. 21. Суточный ход температуры на поверхности моря (сплошная кривая) и на высоте 6 м в воздухе (прерывистая кривая) в тропической Атлантике.

Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности океана значительно больше, чем суточная. Но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы. В тропиках она порядка 2—3°, под 40° с. ш. около 10°, а под 40° ю. ш. около 5°.

На внутренних морях и глубоководных озерах возможны значительно большие годовые амплитуды — до 20° и более.

Как суточные, так и годовые колебания распространяются в воде (также, конечно, с запозданием) до больших глубин, чем в почве. Суточные колебания обнаруживаются в море на глубинах до 15—20 м и более, а годовые — до 150—400 м.

8. Измерение температуры воздуха

1. Понятие температуры воздуха нуждается в некоторых пояснениях. В первую очередь речь идет о температуре воздуха у земной поверхности. Под этим понимается температура, измеренная в метеорологической будке, причем резервуары термометров помещаются на высоте 2 м над поверхностью почвы. Только при специальных исследованиях состояния приземного слоя воздуха термометры помещаются на различных уровнях — более низких и более высоких. На судах термометры также могут помещаться на других уровнях.

Будка нужна для того, чтобы защитить термометр от прямой солнечной радиации, а также от эффективного излучения земной поверхности и окружающих предметов (зданий, деревьев). Только в этом случае может произойти выравнивание темпе-

ратуры самого измерительного прибора — термометра — с температурой окружающего воздуха. Термометр, открытый для солнечной радиации, будет нагреваться сильнее, чем окружающий воздух, и температуру, которую он будет показывать, нельзя отождествлять с температурой воздуха. Понятие о температуре «на солнце» не относится к истинной температуре воздуха и не имеет метеорологического значения.

Будку делают из дерева и окрашивают в белый цвет, чтобы она максимально отражала солнечные лучи и как можно меньше нагревалась. Будка должна обеспечивать и вентиляцию: мимо резервуаров термометров должен проходить все новый воздух, не застаиваясь в будке. Для этого стенки будки делают в виде жалюзи: они состоят из отдельных планок, помещенных под углом так, чтобы лучи солнца не проникали в глубь будки, но воздух в ней мог бы свободно циркулировать. Однако при прохождении воздуха между планками крупные турбулентные вихри в нем раздробляются и пульсации температуры внутри будки уменьшаются.

В экспедиционных условиях и при нестандартных наблюдениях вместо установок в будках применяют для измерения температуры (а также влажности) портативный прибор — аспирационный психрометр Ассмана.

Кроме срочных термометров, по которым отсчитывается температура воздуха в сроки наблюдений, применяются экстремальные термометры — максимальный и минимальный, показывающие наивысшую и наинизшую температуру за промежуток времени между двумя сроками наблюдений. Эти термометры также помещаются в будке. При стандартных метеорологических наблюдениях применяют жидкостные термометры: для срочных наблюдений и для измерения максимальной температуры— ртутные, а для минимальной температуры — спир-товый.

Сппртовый термометр приходится применять и для срочных наблюдений при температурах ниже точки замерзания ртути (-40°).

Для специальных измерений температуры на различных уровнях с последующей передачей показаний на расстояние применяются электрические термометры сопротивления и термоэлементы.

Для непрерывной регистрации изменений температуры применяют самопишущие приборы разной конструкции — термографы. Деформация приемной части прибора, зависящая от изменений температуры, передается на пишущую часть, которая оставляет след на ленте, укрепленной на вращающемся барабане.

Измерения температуры в высоких слоях атмосферы производятся при помощи автоматических приборов. В радиозондах зарегистрированные измерения передаются с помощью радиосигналов и принимаются приемной станцией на земной поверхности.

2. Температура воздуха испытывает постоянные микроколебания, периоды которых исчисляются секундами и минутами. Эти колебания связаны с турбулентным состоянием воздуха: мимо приемника термометра все время проходят то более теплые, то более холодные струйки воздуха. Исследование таких микроколебаний температуры интересно само по себе и в целях изучения атмосферной турбулентности. Для этого особенно удобны малоинерционные электрические термометры. Но для изучения условий погоды и климата такие мелкие колебания температуры не имеют значения. Гораздо важнее знать общее, выровненное тепловое состояние воздуха, чем очень точно измеренное, но случайное значение температуры в тот или иной момент: ведь через очень короткое время это значение уже изменится. Поэтому термометры для стандартных метеорологических наблюдений обладают большой инерцией. Они сравнительно медленно выравнивают свою температуру с температурой окружающего воздуха и не реагируют на быстрые колебания последней.

На метеорологических станциях Советского Союза отсчеты по термометрам делают с точностью до десятых долей градуса. В метеорологических телеграммах значения температуры округляются до целого градуса.

9. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности 18

ной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимумна 14—15 часов.

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода температуры— плавные кривые, похожие на синусоиды.

Но в отдельные дни суточный ход температуры воздуха может быть очень неправильным. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также от адвекции, т. е. от притока воздушных масс с другой температурой. В результате этих причин минимум температуры может сместиться даже на дневные часы, а максимум — на ночь. Суточный ход температуры может вообще исчезнуть или кривая суточного изменения примет сложную и неправильную форму. Иначе говоря, регулярный суточный ход перекрывается или маскируется непериодическими изменениями температуры. Например, в Хельсинки в январе имеется 24% вероятности, что суточный максимум температуры придется на время между полуночью и часом ночи, и только 13% вероятности, что он придется на промежуток времени от 12 до 14 часов.

Даже в тропиках, где непериодические изменения температуры слабее, чем в умеренных широтах, максимум температуры приходится на послеполуденные часы только в 50% всех случаев.

В климатологии обычно рассматривается суточный ход температуры воздуха, осредненный за многолетний период. В таком осреднением суточном ходе непериодические изменения температуры, приходящиеся более или менее равномерно на все часы суток, взаимно погашаются. Вследствие этого многолетняя кривая суточного хода имеет простой характер, близкий к синусоидальному.

Для примера приводим на рис. 22 суточный ход температуры воздуха в Москве в январе и в июле, вычисленный по многолетним данным. Вычислялась многолетняя средняя температура для каждого часа январских или июльских суток, а затем по полученным средним часовым значениям были построены многолетние кривые суточного хода для января и июля.

2. Величина суточной амплитуды температуры воздуха зависит от многих влияний. Прежде всего она определяется суточной амплитудой температуры на поверхности почвы: чем больше амплитуда на поверхности почвы, тем больше она в воздухе. Но суточная амплитуда температуры на поверхности почвы зависит в основном от облачности. Следовательно, и суточная амплитуда температуры воздуха тесно связана с облачностью:

в ясную погоду она значительно больше, чем в пасмурную. Это хорошо видно из рис. 23, на котором представлен суточный ход температуры воздуха в Павловске (под Ленинградом), средний

Рис. 22. Суточный ход температуры воздуха в Москве в январе и в июле.

Цифрами нанесены средние месячные температуры января

 

для всех дней летнего сезона и отдельно для ясных и для пасмурных дней.

 

Суточная амплитуда температуры воздуха меняется еще по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы

Рис. 23. Суточный ход температуры воздуха в Павловске в зависимости от облачности.

 

и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности. С увеличением широты суточная амплитуда температуры воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца над

 

Я — ясные дни, П — пасмурные дни, В — все дни.

 

20—30° на суше средняя за год суточная амплитуда температуры около 12°, под широтой 60° около 6°, под широтой 70° только 3°. В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не заходит много дней подряд, регулярного суточного хода температуры нет вовсе.

 

Имеет значение и характер почвы и почвенного покрова. Чем больше суточная амплитуда температуры самой поверхности

почвы, тем больше и суточная амплитуда температуры воздуха над нею. В степях и пустынях средняя суточная амплитуда достигает 15—20°, иногда 30°. Над обильным растительным покровом она меньше. На суточной амплитуде сказывается и близость водных бассейнов: в приморских местностях она понижена.

На выпуклых формах рельефа местности (на вершинах и на склонах гор и холмов) суточная амплитуда температуры воздуха уменьшена в сравнении с равнинной местностью, а в вогнутых формах рельефа (в долинах, оврагах и лощинах) увеличена (закон Воейкова). Причина заключается в том, что на выпуклых формах рельефа воздух имеет уменьшенную площадь соприкосновения с подстилающей поверхностью и быстро сносится с нее, заменяясь новыми массами воздуха. В вогнутых же формах рельефа воздух сильнее нагревается от поверхности и больше застаивается в дневные часы, а ночью сильнее охлаждается и стекает по склонам вниз. Но в узких ущельях, где и приток радиации, и эффективное излучение уменьшены, суточные амплитуды меньше, чем в широких долинах.

3. Понятно, что малые суточные амплитуды температуры на поверхности моря имеют следствием и малые суточные амплитуды температуры воздуха над морем. Однако эти последние все же выше, чем суточные амплитуды на самой поверхности моря. Суточные амплитуды на поверхности открытого океана измеряются лишь десятыми долями градуса; но в нижнем слое воздуха над океаном они доходят до 1 —1,5° (см. рис. 21), а над внутренними морями и больше. Амплитуды температуры в воздухе повышены потому, что на них сказывается влияние адвекции воздушных масс. Также играет роль и непосредственное поглощение солнечной радиации нижними слоями воздуха днем и излучение из них ночью. 10

Изменение суточной амплитуды температуры с высотой

1. Подобно тому как в почве или в воде нагревание и охлаждение передаются от поверхности в глубину, так и в воздухе нагревание и охлаждение передаются из нижнего слоя в более высокие слои. Следовательно, суточные колебания температуры должны наблюдаться не только у земной поверхности, но и в высоких слоях атмосферы. При этом, подобно тому как в почве и в воде суточное колебание температуры убывает и запаздывает с глубиной, в атмосфере оно должно убывать и запаздывать с высотой.

Нерадиационная передача тепла в атмосфере происходит, как и в воде, преимущественно путем турбулентной теплопроводности, т. е. при перемешивании воздуха. Но воздух более

подвижен, чем вода, и турбулентная теплопроводность в нем значительно больше. В результате суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на более мощный слой, чем суточные колебания в океане.

На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры наступают на 1,5—2 часа позже. На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей 1—2°, на высоте 2—5 км 0,5—1°, а дневной максимум смещается на вечер. Над морем суточная амплитуда температуры несколько растет с высотой в нижних километрах, но все же остается малой.

Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже в верхней тропосфере и в нижней стратосфере. Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения радиации воздухом, а не влияниями земной поверхности.

2. В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на соответствующих высотах в свободной атмосфере, суточная амплитуда убывает с высотой медленнее. На отдельных горных вершинах, на высотах 3000 м и больше, суточная амплитуда еще может равняться 3—4°. На высоких обширных плато суточная амплитуда температуры воздуха того же порядка, что и в низинах: поглощенная радиация и эффективное излучение здесь велики, так же как и поверхность соприкосновения воздуха с почвой. Суточная амплитуда температуры воздуха на станции Мургаб на Памире в среднем годовом 15,5°, тогда как в Ташкенте 12°. 19 нами холода) происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают также при проникновении холодных воздушных масс с востока, а в Западной Европе — с Европейской территории СССР. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки и Передней Азии. Но чаще они задерживаются перед горными хребтами Европы, расположенными в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморского бассейна и Закавказья значительно отличаются от условий близких, но более северных районов.

В Азии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов, ограничивающих с юга и востока территорию среднеазиатских республик; поэтому зимы на Туранской низменности достаточно холодны. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения холодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительные адвективные похолодания наблюдаются, однако, и в Индии: в Пенджабе в среднем на 8—9°, а в одном случае (в марте 1911 г.) на 20°. Холодные массы при этом обтекают горные массивы с запада. Легче и чаще холодный воздух проникает на юго-восток Азии, не встречая по пути значительных преград.

В Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться там до Флориды и Мексиканского залива.

Над океанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникать в тропики. Конечно, при этом холодный воздух прогревается над теплой водой; но все же он может создавать заметные понижения температуры.

Вторжения морского воздуха из средних широт Атлантического океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чем дальше в глубь Евразии, тем меньше становится повторяемость атлантических воздушных масс и тем больше меняются над материком их первоначальные свойства. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можно проследить вплоть до Среднесибирского плоскогорья и Средней Азии.

Тропический воздух вторгается в Европу и зимой, и летом из Северной Африки и из низких шпрот Атлантики. Кроме того, летом воздушные массы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и потому также называемые тропическим воздухом, формируются на юге самой Европы или попадают в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории СССР летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии, северного Китая и из южных районов самой территории СССР.

В отдельных случаях сильные повышения температуры, до величин порядка +30°, при летних вторжениях тропического воздуха распространяются до Крайнего Севера СССР.

В Северную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно с Мексиканского залива. На самом материке массы тропического воздуха формируются над Мексикой и югом США.

Даже в области северного полюса температура воздуха зимой иногда повышается до пуля в результате адвекции из умеренных широт, причем потепление можно проследить во всей тропосфере.

Перемещения воздушных масс, приводящие к адвективным изменениям температуры, связаны с циклонической деятельностью. О ней будет подробнее сказано в главе седьмой.

В менее значительных пространственных масштабах резкие непериодические изменения температуры могут быть связаны с фенами в горных районах, т. е. с адиабатическим нагреванием воздуха при его нисходящем движении. Об этом также будет сказано в главе седьмой.

12. Температуры воздушных масс 20

+ 4°, в июне +13°, в августе +15°, в октябре +5° и в ноябре + 2°. Континентальный тропический воздух с юга Европы или из Средней Азии имеет температуру в июне +24°, в августе + 26°.

Таким образом, в арктическом воздухе температура быстро нарастает от марта к апрелю и так же быстро падает от октября к ноябрю. Это вполне объяснимо резким изменением радиационных условий в Арктике от зимы к весне и от осени к зиме. В морском полярном воздухе годовой ход температуры более плавный и с меньшей амплитудой. Зимой морской полярный воздух гораздо теплее арктического, а летом его температура лишь немного выше. Зато тропический воздух в Москве летом намного теплее морского полярного.

2. Выше приведены средние температуры. В отдельных случаях вторжения арктического воздуха зимой создают в Москве гораздо более сильные морозы. При этом в свежем вторжении арктического воздуха температура не бывает очень низкой. Но, если воздух длительно занимает район Москвы, температура дополнительно понижается ночь от ночи вследствие радиационного выхолаживания.

Морской полярный воздух зимой нередко приносит в район Москвы оттепели; но с течением времени и он здесь выхолаживается, трансформируясь в континентальный полярный воздух. Летом трансформация морского полярного воздуха в континентальный, напротив, проявляется в нагревании воздуха.

На юге Советского Союза, особенно в Средней Азии, арктический или морской полярный воздух летом за несколько дней прогревается настолько, что получает температуру, характерную для тропического воздуха; а это и значит, что он трансформируется в тропический воздух. Зимой этого не бывает: процесс трансформации ограничивается превращением арктического или морского полярного воздуха в континентальный полярный с достаточно низкими температурами. Понятно, что разница в трансформации зимой и летом объясняется совершенно различными условиями в поступлении солнечной радиации в эти сезоны.

Различия в температурах воздушных масс остаются и в высоких слоях тропосферы.

Между воздушными массами есть и характерные различия во влажности Тропический воздух будет обладать наибольшим влагосодержанием, морской полярный — несколько меньшим, арктический — наименьшим. В континентальном полярном воздухе влагосодержание достаточно высоко летом и низко зимой. Также различаются воздушные массы и по содержанию пыли, ионов, ядер конденсации.

13. Междусуточная изменчивость температуры

1.    Характеристикой непериодических колебаний температуры в том или ином месте может служить междусуточная изменчивость температуры, т. е. среднее изменение средней суточной температуры воздуха от одних суток к другим.

Если бы не было непериодических изменений, средняя суточная температура день ото дня оставалась бы почти неизменной; точнее, плавно изменялась бы от суток к суткам на очень малую величину. В действительности средняя суточная температура меняется от суток к суткам по-разному, и иногда очень резко, в связи со сменой воздушных масс. В отдельных случаях эти изменения могут достигать в средних широтах 25°, даже 35°, но обычно они значительно меньше- всего несколько градусов.

Возьмем абсолютные значения междусугочных изменений температуры за многолетний период, не обращая внимания на знак (т. е. на то, растет ли температура от одних суток к другим или падает), и выведем из них среднюю величину между-суточного изменения. Это и будет междусуточная изменчивость температуры. Наряду с многолетней средней амплитудой суточного хода она является одной из климатических характеристик.

Междусуточная изменчивость температуры тем больше, чем чаще и чем сильнее адвективные изменения температуры, происходящие в данной местности.

2.    Междусуточная изменчивость температуры мала в тропиках и возрастает с широтой. В м.орском климате она меньшечем в континентальном, потому что над морем температурные различия воздушных масс разного происхождения более сглажены, чем над сушей. Особенно велика междусуточная изменчивость температуры на севере Западной Сибири и на Печоре, а также во внутренних частях Северной Америки. В этих районах в среднем за год она достигает 3,5°. На Европейской территории СССР она в среднем годовом около 2,5°, в Западной Европе около 2°, а в Южной Европе даже меньше 1,5°. При этом зимой она всюду больше, чем летом: зимние значения на севере Западной Сибири и внутри Северной Америки достигают 5—6°.

Это говорит о более сильной циклонической деятельности зимой и о более значительных адвективных изменениях температуры, связанных с нею.

С высотой междусуточная изменчивость температуры растет примерно до 10—12 км, т. е. во всей тропосфере. На уровне тропопаузы в Европе она около 4°, а в Северной Америке около 6,5°; еще выше она убывает. Большая междусуточная изменчивость температуры в высоких слоях говорит о наличии там больших адвективных изменений температуры, а также о сильном развитии восходящих и нисходящих движений, влекущих за собой адиабатические изменения температуры.

14. Заморозки

(карты VII—VIII)

1. Важное а практическом отношении явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно.

Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже в то время, когда средние суточные температуры уже держатся выше нуля, т. е. весной и осенью.

Весенние и осенние заморозки могут иметь самые неблагоприятные последствия для садовых и огородных культур. При этом необязательно, чтобы температура опускалась ниже нуля в метеорологической будке. Здесь, на высоте 2 м, она может остаться несколько выше нуля; но в самом нижнем, припочвен-ном слое воздуха она в это же время падает до нуля и ниже, и огородные или ягодные культуры повреждаются. Бывает и так, что температура воздуха даже и на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве и также может погубить молодые растения.

Заморозки чаще всего бывают, когда в данный район приходит достаточно холодная воздушная масса, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха падает в суточном ходе ниже нуля, т. е. наблюдается заморозок.

Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов.

Сильное ночное охлаждение воздуха у земной поверхности приводит к тому, что с высотой температура повышается. Другими словами, при заморозке имеет место приземная инверсия температуры.

Заморозки чаще происходят в низинах, чем в возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры усилено. В низких местах холодный воздух больше застаивается и длительнее охлаждается.

Карта VII. Средние даты начала безморозного периода в СССР.

Карта VIII. Средние даты конца безморозного периода в СССР

Поэтому заморозок нередко поражает сады, огороды или виноградники в низкой местности, в то время как на склонах холма они остаются неповрежденными.

Последние весенние заморозки наблюдаются в центральных областях Европейской территории СССР в конце мая — начале июня, а уже в начале сентября возможны первые осенние заморозки (карты VII, VIII).

2. В настоящее время разработаны достаточно эффективные средства для защиты садов и огородов от ночных заморозков. Огород или сад укутывается дымовой завесой, которая понижает эффективное излучение и уменьшает ночное падение температуры. Грелками разного рода можно подогревать нижние слои воздуха, накопляющегося в приземном слое. Участки с садовыми или огородными культурами можно закрывать на ночь особой пленкой, расставлять над ними соломенные или пласти-катовые навесы, также уменьшающие эффективное излучение с почвы и растений, и т. д. Все такие меры следует принимать, когда уже с вечера температура достаточно низка и, согласно прогнозу погоды, предстоит ясная и тихая ночь.

Для ясной и тихойантициклонической погоды можно поместным наблюдениям за многолетний период подсчитать, какова вероятность, что температура ночью перейдет через нуль, в зависимости от величин метеорологических элементов предшествующим вечером.

15. Годовая амплитуда температуры воздуха

(карта IX)

Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее. Поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, а в летние выше. Если мы вычислим для какого-либо места средние месячные температуры по многолетнему ряду наблюдений, то получим, что эти средние месячные температуры плавно меняются от одного месяца к другому, повышаясь от января или февраля к июлю или августу и затем понижаясь (рис. 24).

Разность средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяца называют годовой амплитудой температуры воздуха. В климатологии рассматриваются годовые амплитуды температуры, вычисленные по многолетним средним месячным температурам.

Годовая амплитуда температуры воздуха прежде всего растет с географической широтой. На экваторе приток солнечной радиации меняется в течение года очень мало; по направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиации между зимой и летом возрастают, а вместе с тем возрастает и годовая амплитуда температуры воздуха. Над океаном, вдали от берегов, это широтное изменение годовой амплитуды, однако, невелико. Если бы Земля была сплошь покрыта океаном, свободным ото льда, то годовая амплитуда температуры воздуха менялась бы от нуля на экваторе до 5—6° на полюсе. В действительности над южной частью Тихого океана, вдали от материков, годовая амплитуда между 20 и 60° широты увеличивается приблизительно с 3 до 5°.

Рис. 24. Годовой ход температуры воздуха на широте 62° в Торсхавне и Якутске.

 

Однако над более узкой северной частью Тихого океана, где больше влияние соседних материков, амплитуда между 20 и 60° широты растет уже с 3 до 15°.

 

Годовые амплитуды температуры над сушей значительно больше, чем над морем (так же как и суточные амплитуды).

Даже над сравнительно небольшими материковыми массивами южного полушария они превышают 15°, а под широтой 60° на материке Азии, в Якутии, они достигают 60° (карта IX).

Но малые амплитуды наблюдаются и зо многих областях над сушей, даже вдали от береговой линии, если туда часто приходят воздушные массы с моря, например в Западной Европе. Напротив, повышенные амплитуды наблюдаются и над океаном там, куда часто попадают воздушные массы с материка, например в западных частях океанов северного полушария. Стало быть, величина годовой амплитуды температуры зависит не просто от характера подстилающей поверхности или от близости данного места к береговой линии. Она зависит от повторяемости в данном месте воздушных масс морского и континентального происхождения, т. е. от условий общей циркуляции атмосферы.

Не только моря, но и большие озера уменьшают годовую амплитуду температуры воздуха и тем смягчают климат. Посреди озера Байкал годовая амплитуда температуры воздуха 30—31°, на его берегах около 36°, а под той же широтой на

р. Енисее 42°. Аналогичное влияние на температуру воздуха наблюдается на озерах Иссык-Куль, Ладожском, Севан и др.

10 С. П. Хромов

Карта IX. Средние годовые амплитуды температуры воздуха.

 

С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического пояса это убывание в среднем 2° на каждый километр высоты. В свободной атмосфере оно больше; из рис. 25 видно, что над океаном к югу от Японии годовая амплитуда даже в пределах нижних 100 м убывает вдвое. Однако во вне-тропических широтах значительный годовой ход температуры остается даже в верхней тропосфере и в стратосфере. Он определяется сезонным изменением условий поглощения и отдачи радиации не только земной поверхностью, но и самим воздухом.

 

Рис. 25. Годовой ход температуры воздуха над океаном к югу от Японии непосредственно над водой (верхняя кривая) и на высоте 100 м (нижняя кривая).

 

16. Континентальность климата

 

1. Климат над морем, прежде всего характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, естественно назвать морским климатом, в отличие от континентального климата над сушей, с большими годовыми амплитудами температуры. Однако морской климат распространяется и на те прилегающие к морю области материков, где велика повторяемость морских воздушных масс. Можно сказать, что морской воздух приносит на сушу морской климат. Напротив, те области океанов, где преобладающий перенос воздушных масс происходит с близлежащего материка, будут обладать скорее континентальным, чем морским климатом.

Хорошо выражен морской климат в Западной Европе, где круглый год господствует перенос воздуха с Атлантического океана. На крайнем западе Европы годовые амплитуды температуры воздуха равны всего нескольким градусам. С удалением от Атлантического океана в глубь материка годовые амплитуды температуры растут; иначе говоря, растет континентальность климата. В Восточной Сибири годовые амплитуды возрастают до нескольких десятков градусов. Лето здесь более жаркое, чем в Западной Европе, зима гораздо более суровая. Близость Восточной Сибири к Тихому океану не имеет существенного

значения, так как, вследствие условий общей циркуляции атмосферы, воздух с этого океана не проникает далеко в Сибирь, особенно зимою. Только на Дальнем Востоке приток воздушных масс с океана летом понижает температуру и тем самым несколько уменьшает годовую амплитуду.

2. На рис. 24 приведен годовой ход температуры воздуха в Торсхавне (на Фарерских островах) и в Якутске. Оба пункта лежат под одной и той же широтой 62°, но 'Горсхавн — у западных берегов Европы, а Якутск — в восточной части Азии. В Т.орс-#хавне самый холодный месяц (март) имеет среднюю температуру + 3°, а самый теплый (июль) +11°. В Якутске самый холодный месяц (январь) имеет среднюю температуру —43°, а самый теплый (июль) +19°. Таким образом, средняя годовая амплитуда в Торсхавне 8°, а в Якутске 62°. При этом средняя годовая температура в Торсхавне +6°, а в Якутске —11°, т. е. континентальный климат в среднем годовом холоднее морского. Это значит, что большая амплитуда в континентальном климате умеренных и высоких широт в сравнении с морским климатом создается не столько повышением летних температур, сколько понижением зимних температур. В тропических широтах будет иначе. Здесь повышенная амплитуда над сушей создается не столько более холодной зимой, сколько более жарким летом. Поэтому и средняя годовая температура в тропиках выше в континентальном климате, чем в морском.

По мере продвижения в глубь Евразии с запада на восток средние температуры самого теплого и самого холодного месяца, средние годовые температуры и годовые амплитуды температуры меняются так, как это показано ниже для нескольких мест на 52-й параллели:

 

Долгота

Январь

Июль

Год

Амплитуда

Ирландия . .

10° 3

+7 •

+ 15

+ 10

8

ФРГ ....

7° В

+ 1

+ 17

+9

16

Варшава . .

21° В

-5

+ 18

+7

23

Курск . . .

36° В

—10

+ 19

+5

29

Оренбург . . Западная

55° В

—15

+22

+3

37

Сибирь . .

80° В

—18

+22

+3

40

Нерчинск . ,

116° В

—30

+23

-2

53

Хорошо видны возрастание летних и падение зимних температур, убывание средней годовой температуры и возрастание годовой амплитуды в направлении с запада на восток.

17. Индексы континентальности

1. Между морским и континентальным климатом существуют также различия и в суточных амплитудах температуры, в режиме влажности и осадков и пр. Но величина годовой амплитуды температуры все же наиболее ясно отражает континен-тальность климата.

Однако годовая амплитуда температуры зависит еще и от географической широты. В низких широтах годовые амплитуды температуры уменьшены по сравнению с высокими широтами, даже в континентальных условиях. Следовательно, для более точной числовой характеристики континентальности климата нужно исключить влияние широты на годовую амплитуду температуры.

Для этого был предложен ряд способов, с помощью которых получаются различные индексы (показатели) континентальности климата в функции от годовой амплитуды температуры и от широты места. Особенно известен показатель Л. Горчинского

 

(2)

 

Здесь А—-годовая амплитуда температуры, а выражение 12 sin ср определяет среднюю годовую амплитуду температуры над океаном в зоне между 30 и 60° широты. Таким образом, из фактической годовой амплитуды вычитается годовая амплитуда под широтой ф в некотором «среднем океаническом климате». Коэффициент С определяется в предположении, что средняя континентальность над океаном (т. е, при Л = 12 sin ф) равна нулю, а для Верхоянска она равна 100. После этого формула принимает вид

(3)

 

k =    -20,4.

 

sin 9

2. Несколько измененный индекс континентальности предложен С. П. Хромовым. Определена в зависимости от широты «чисто океаническая амплитуда», т. е. такая амплитуда, которая была бы над океаном, совершенно свободным от материковых влияний (или по крайней мере свободным от них в такой же степени, как наиболее удаленная от суши центральная часть южного Тихого океана). Для этой чисто океанической амплитуды Am получается выражение

Затем берется разность между фактической годовой амплитудой данного места А и указанной чисто океанической амплитудой и делится на фактическую амплитуду

К _ л~Ат _ А — 5,4 sin у    ^

А    А

Этот индекс континентальное™ говорит о том, какая доля годовой амплитуды температуры воздуха в данном месте создается за счет наличия суши на Земном шаре, каков континентальный вклад в годовую амплитуду температуры (см. карту X).

Во внутренних частях всех трех океанов южного полушария индекс К получается меньше 10%. Но над северным Атлантическим океаном он выше 25%, над крайним западом Европы — между 50 и 75%, над Центральной и Северо-Восточной Азией — даже выше 90%. Также выше 90% он на небольших площадях внутри Австралии и северных частей Африки и Южной Америки.

Таким образом, если судить по годовой амплитуде температуры, то даже самый морской климат на материке всё-таки больше подвержен влиянию суши, чем океана. Более того, даже в центре северного Атлантического океана влияние материков на годовую амплитуду температуры лишь немногим меньше, чем влияние самого океана. Это, конечно, объясняется выносом на океан воздушных масс с суши. И только в умеренных широтах океанов южного полушария влияние суши на годовую амплитуду температуры незначительно.

3. Н. Н. Иванов в своем индексе континентальное™ учел, помимо годовой амплитуды температуры, еще и такие связанные с континентальностью характеристики, как суточная амплитуда температуры и дефицит влажности (разность между упругостью насыщения и фактической упругостью водяного пара в воздухе; см. главу пятую). Он предложил формулу

100,

 

А + а + 0.25D 0,36 ? + И

 

где А — годовая и а — суточная амплитуда температуры, D — дефицит влажности (также в многолетнем среднем). По этой формуле климату, в котором уравновешиваются морские и континентальные влияния, соответствует 100%; минимум лежит вблизи острова Макуори, южнее Новой Зеландии (37%), а максимумы— в Центральной Азии и в центре Сахары (250—260%).

Предлагались также индексы континентальное™, основанные

.......... -    ---------I--

Карта X. Распределение индекса континентальное™ С. П. Хромова по Земному шару.

на других соображениях. Например, Л. Г. Полозова предложила характеризовать континентальность отдельно для зимы и для лета из сопоставления аномалии температуры в данном месте (см. параграф 24) с наибольшей аномалией для данного широтного круга.

18. Типы годового хода температуры воздуха

В зависимости от широты и континентальное™ можно выделить следующие типы годового хода температуры (рис. 26).

1. Экваториальный тип. Малая амплитуда, так как различия в поступлении солнечной радиации в течение года невелики, а время наибольшего притока радиации на границу атмосферы совпадает с наибольшей облачностью и дождями. Внутри материков амплитуда порядка 5°, на побережьях менее 3°, на океанах -1° и менее; на острове Молден (4° ю. ш., 155° з. д.) всего 0,5°. Обнаруживаются, хотя не всегда отчетливо, два максимума температуры после стояний солнца в зените (равноденствий) и два более холодных сезона при наиболее низких положениях солнца (солнцестояниях).

Примеры:

I

п

Ш

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

I

X! !

XII

Год

Ампли

туда

 

 

 

Джакарта (Ява, 6,2°

ю. ш.

106,8

в. л

•)

 

 

 

25,8

25,8

26,2

26,7

26,8

26,5

26,3

26,5

| 26,8

26,8

26,5

26,1

26,4

1,0

 

 

 

Монгола

(Судан, 5,2° с. ш

, 31,8°

в. д

)

 

 

 

27,2

27,8

28,5

27,2

26,1

25,4

24,3

24,4

25,1

25,7

25,7

26,4

26,2

4,2

2. Тропический тип. Амплитуда больше, чем в экваториальном типе: на побережьях порядка 5°, внутри материка 10—15°. Один максимум и один минимум в течение года, по большей части после наивысшего и наинизшего стояния солнца.

В муссонных областях максимум в этом типе наблюдается перед началом летнего муссона, который приносит некоторое снижение температуры.

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Год

Ампли

туда

Гонолулу (Гавайские острова, 21,3° с. ш., 157,9° з. д.)

+22 j +22] +22| +2з| +2+| +2б| +2б| +26j +2б|+25|+24|+2з|+24| 4,0

Алис-Спрингс (Австралия, 23,6° ю. ш., 133,6° в. д.)

+28 L+28I +24| +20| +1б| +12| +12 +14| + 18|+2з'+2б|+27|+21    16

 

Нагпур (Индия, 21,1° с. ш., 79,Г в. д.)

 

 

22 1 : 24 +28' +33, -f351 +32j +281 +27 +281+27j+23;+21:+27j    14

 

 

Обратим внимание на смещение максимума в Нагпуре на май.

 

х/ хи

26. Некоторые типы годового хода температуры воздуха.

/ — экваториальный (Джакарта), 2 — тропический в области муссонов (Калькутта), 3 — морской в умеренном поясе (Силли, Шотландия), 4 — континентальный в умеренном поясе (Чикаго).

 

3. Тип умеренного пояса. Крайние значения наблюдаются здесь после солнцестояний, причем в морском климате они запаздывают по сравнению с континентальным. В северном полушарии минимум наблюдается над сушей в январе, а над морем— в феврале или марте; максимум над сушей в июле, а над морем — в августе и иногда даже в сентябре. Это легко объясняется различиями в нагревании и теплоотдаче суши и моря, которые уже рассматривались раньше.

 

Для континентального климата в умеренном поясе особенно характерна холодная зима; однако и лето жарче, чем в морском климате. Переходные сезоны принимают здесь самостоятельный характер, причем в типично морском климате весна холоднее осени, а в континентальном теплее. Особенно теплы вёсны в степях и пустынях

Казахстана, Туранской низменности, Монголии, где ничтожный снежный покров сходит рано и не мешает прогреванию почвы. Однако в материковых областях с обильным снежным покровом (например, на Европейской территории СССР и в Западной Сибири), где много тепла идет на таяние снега, весна, как в морском климате, холоднее осени.

Годовые амплитуды даже в морском климате умеренного пояса порядка 10—15°; в континентальном же они порядка 25— 40°, а в Азии могут превышать 60°.

В умеренном поясе можно различать подзоны: субтропическую, собственно умеренную, субполярную. Переходные сезоны хорошо выражены только в средней из них; в ней же годовые амплитуды имеют наибольшие различия для континентального и морского климата.

Примеры:

I

II

ill

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Год

Ампли

туда

 

 

Монтевидео

(Уругвай, 34,9° ю

. ш„ 56,2°

3. д.)

 

 

 

+23

+22

+20

+ 17

+ 14

+11

+11

+ 13

+15

+ 18

+21

+ 16

13

 

 

 

Багдад

'Ирак

33,3°

С. ш.,

44,4°

в. д.

 

 

 

 

+9

+ 12

+16

+22

+28

+32

+35

+35

+32

+25

+ 18

+ 11

+23

26

 

 

 

 

Лондон (51,5° с.

ш„ 0,

0° в. д.)

 

 

 

 

+5

+5

+6

+8

+ 12

+ 15

+ 17

+16

+14

+6

+5

12

 

 

 

Москва (55

8° с.

ш„ 37

,6° в.

Д-)

 

 

 

 

—10

—10

—5

+4

+12

+15

+ 18

+ 16

+10

+4

—2

-8

+4

28

 

 

 

Иркутск (52

,3° с.

ш., 104,3° в.

д)

 

 

 

 

—20

-18

—10

°

+8

+14

+ 17

+ 15

+8

0

—11

—18

+1

37

 

 

Стиккисхоульмур (Исландия, 65,

1° с. ш„ 22

,7° з.

Д-)

 

 

— 1

—1

1 ~1

+1

+5

+9

+ 11

+8

+4

+ 1

—1

+3

12

 

 

 

Архангельск

(64,6°

С. ш.,

40,5°

в. д.)

 

 

 

—12

—12

—8

-■

+6

+12

+ 15

+ 13

+8

+1

-5

—10

0

27

 

 

 

Верхоянск (67,5° с

ш., 1

33,4° в. д.)

 

 

 

 

—50

—44

-30

-13

+2

+ 13

+ 15

+ 11

+2

-15

—37

—46

—16

65

4. Полярный тип. Минимум в годовом ходе перемещается на время появления солнца над горизонтом, после длительной полярной ночи, т. е. в северном полушарии на февраль—март, в южном на август—сентябрь; максимум в северном полушарии наблюдается в июле, в южном —в январе или декабре; амплитуда на суше (Гренландия, Антарктида) велика — порядка 30—40°. В морском климате полярных широт —на островах и на окраинах материков — она меньше, но все же порядка 20° и более.

Пример ы:

I

.1

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

X.

XII

Год

Ампли

туда

 

 

Грин-Харбпр (Шпицберген, 78,0

с. ш

. 14,2° в. д.)

 

 

—16

-18

—20

—14

—5

+2

+5

+5

0

—6

-11

—14

-8

1

25

 

 

Восток (Антарктида, 72,1° ю.

ш., 96,6° в. д.)

 

 

 

—34

—44

—55

—63

—63

—67

—67

—71

—67

.. с: а АЛ

32

—55

!

39

 

 

 

19. Изменчивость средних месячных температур

Так как непериодические изменения каждый год происходят по-разному, то и средняя годовая температура воздуха в каждом отдельном пункте в разные годы различна. Так, в Москве в 1862 г. средняя годовая температура была +1,2°, а в 1925 г. + 6,1°. Средняя температура того или иного месяца в отдельные годы варьирует в еще более широких пределах, особенно для зимних месяцев. Так, например, в Москве за 170 лет средняя температура января колебалась в пределах 19° (от —21 до —2°), а июля — в пределах 7° (от +15 до +22°). Но это крайние пределы колебаний. В среднем же температура того или другого месяца отдельного года отклоняется от многолетней средней для этого месяца зимой примерно на 3° и летом на 1,5° в ту или другую сторону.

Среднее отклонение средней месячной температуры от климатической нормы называют изменчивостью средних месячных температур. Эта изменчивость тем больше, чем интенсивнее непериодические изменения температуры в данной местности, придающие одному и тому же месяцу в разные годы различный характер. Поэтому изменчивость средних месячных температур возрастает с широтой: в тропиках она мала, в умеренных широтах значительна. В морском климате она меньше, чем в континентальном. Особенно велика она в переходных областях между морским и континентальным климатом, где в одни годы могут преобладать морские воздушные массы, а в другие — континентальные.

20. Возмущения в годовом ходе температуры воздуха

Графически представляя годовой ход температуры воздуха по средним месячным ее величинам, т. е. по 12 точкам, мы получаем плавную кривую синусоидального характера. Но если представить годовой ход температуры по средним суточным (или средним пятидневным) данным, то и за многолетний (даже за столетний) период кривая не получится вполне плавной. На ней

Рис. 27. Кривая годового хода температуры воздуха во Вроцлаве, построенная по средним суточным величинам для столетнего ряда наблюдений.

будут зазубрины, возмущения, обусловленные непериодическими изменениями температуры (рис. 27).

Эти зазубрины или неровности могут наблюдаться от одного календарного дня к другому. Это значит, что непериодические между суточные изменения температуры не сгладились вполне даже на многолетней кривой.

Некоторые возмущения в ходе температуры особенно значительны и распространяются на несколько дней подряд; это может быть, например, падение температуры весной на фоне ее общего роста. Такого рода возмущения можно объяснить тем, что потепления или похолодания повторяются из года в год (хотя и не обязательно каждый год) в некоторые более или менее устойчивые календарные сроки. Поэтому и на климатологической кривой остаются соответствующие возмущения, называемые календарными особенностями.

Так, весной в Европе, когда температура в годовом ходе вообще повышается, есть такие календарные периоды, когда на климатологических кривых, построенных по дням или по пятидневкам, температура существенно падает или по крайней мере рост ее замедляется. Так бывает, например, в первой половине мая и около половины июня. Известны возвраты холодов и в первой половине февраля. Напротив, осенью, в конце сентября или в начале октября, когда температура вообще падает, наблюдается временное замедление этого падения, а в отдельные годы даже смена его на рост в течение нескольких суток или даже пятидневок. Такие осенние периоды потеплений называются бабьим летом.

Не следует, конечно, думать, что в отдельные годы определенные изменения температуры появляются всегда в одни и те же дни. Сроки их наступления в разные годы могут быть разными. Так, майские холода могут наблюдаться и в начале, и в середине, и в конце месяца, могут и не наблюдаться вовсе. Но наиболее часто они будут происходить в первой половине месяца, что и отражается на климатологической кривой.

Возмущения в годовом ходе температуры говорят о наличии в году таких календарных периодов, когда в данный район преимущественно вторгаются воздушные массы одного определенного типа.

21. Изотермы. Приведение температуры к уровню моря

Нанесем на географическую карту средние месячные или годовые температуры воздуха, вычисленные по многолетним наблюдениям на отдельных станциях, и соединим точки с одинаковыми температурами линиями равных значений. Мы получим на карте средние изотермы — линии равной температуры воздуха, наглядно показывающие географическое распределение температуры. Изотермы являются частным случаем изолиний (линий равной величины) метеорологических элементов.

Для того чтобы разобраться во влиянии различных географических факторов на приземное распределение температуры воздуха, нужно строить карты изотерм не только для реальной земной поверхности с ее топографическими различиями, но и для уровня моря. Наблюдения на судах можно считать относящимися именно к этому уровню. Но станции на суше расположены на разных высотах над уровнем моря, а известно, что с возрастанием высоты температура воздуха падает. При этом она падает гораздо быстрее, чем меняется в горизонтальном направлении.

В самом деле, температура воздуха убывает в среднем на 0,6° на каждые 100 м повышения места. В горизонтальном направлении температура воздуха меняется на величину того же порядка лишь на расстоянии нескольких десятков километров. Следовательно, в одном и том же районе Земли, в одних и тех же условиях циркуляции атмосферы, температура воздуха на станциях может сильно разниться в зависимости от различий в высоте станций над уровнем моря. В горных странах влияние высоты над уровнем моря и особенностей рельефа будет перекрывать влияние всех остальных, более общих факторов.

Исключить влияние высоты можно, приводя температуру к уровню моря, т. е. увеличивая температуру на каждой станции, расположенной выше уровня моря, соответственно высоте станции. Выше указывалось, что на 100 м температура в среднем падает на 0,6°. Эта величина и берется для приведения температуры к уровню моря. Если, например, станция расположена на высоте 400 м и температура на ней равна 8°, то на уровне моря в том же месте была бы температура 8 + 0,6-4=10,4°. Это и есть температура на станции, приведенная к уровню моря.

Ясно, что в горных районах на карте приведенных температур получатся значительно более высокие температуры, чем они есть в действительности на уровне местности. Это следует особенно помнить, рассматривая высокие плато, такие, как Гренландия, Антарктида, Абиссинское и Тибетское нагорья и т. п. С другой стороны, на картах температур на уровне местности (неприведенных) провести изотермы в горных районах трудно или невозможно из-за чрезвычайной пестроты распределения температуры, обусловленной различиями в высоте станций. Поэтому на картах неприведенных температур изотермы над большими горными массивами вообще не проводятся.

22. Географическое распределение температуры воздуха у земной поверхности (карты XIXIII) 21

бенно значительно в каждом полушарии зимою, потому что вблизи экватора температура мало меняется в годовом ходе, а в высоких широтах зимою она значительно ниже, чем летом.

Однако изотермы на картах не совпадают вполне с широтными кругами, как и изолинии радиационного баланса. Особенно сильно они отклоняются от зональности в северном полушарии. В этом ясно видно влияние расчленения земной поверхности на сушу и море, что мы подробнее рассмотрим дальше. Кроме того, возмущения в распределении температуры связаны с наличием снежного или ледяного покрова, горных хребтов, с теплыми и холодными океаническими течениями. Наконец, на распределение температуры влияют и особенности общей циркуляции атмосферы. Ведь температура в каждом данном месте определяется не только условиями радиационного баланса в этом месте, но и адвекцией воздуха из других районов. Например, самые низкие температуры в Евразии обнаруживаются не в центре материка, а сильно сдвинуты на его восточную часть. В западной части Евразии температуры зимой выше, а летом ниже, чем в восточной части, именно потому, что, при преобладающем западном направлении воздушных течений, с запада в Евразию далеко проникают массы морского воздуха с Атлантического океана.

2. Год. Отклонения от широтных кругов меньше всего на карте средних годовых температур для уровня моря (карта XI). Зимой материки холоднее океанов, а летом теплее; поэтому в средних годовых величинах противоположные отклонения изотерм от зонального распределения частично взаимно компенсируются. На средней годовой карте мы находим по обе стороны от экватора в тропиках широкую зону, где средние годовые температуры выше +25°. Внутри этой зоны очерчиваются замкнутыми изотермами острова тепла над Северной Африкой и, менее значительные по размерам, над Индией и Мексикой, где средняя годовая температура выше +28°. Над Южной Америкой, Южной Африкой и Австралией таких островов тепла нет; однако над этими материками изотермы прогибаются к югу, образуя «языки тепла»: высокие температуры распространяются здесь дальше в сторону высоких широт, нежели над океанами. Мы видим, таким образом, что в тропиках в среднем годовом материки теплее океанов (речь идет о температуре воздуха над ними).

Во внетропических широтах изотермы менее отклоняются от широтных кругов, особенно в южном полушарии, где подстилающая поверхность в средних широтах представляет собой почти сплошной океан. Но в северном полушарии мы все-таки находим в средних и высоких широтах более или менее заметные отклонения изотерм к югу над материками Азии и Северной

150    120    90    60    30    0    30    60    90    120    150    180

Карта XI. Среднее годовое распределение температуры воздуха на уровне моря.

Америки. Это значит, что в среднем годовом материки в этих широтах несколько холоднее океанов.

Самые теплые места Земли в среднем годовом лежат на побережьях южной части Красного моря. В Массауе (Эритрея, 15,6° с. ш., 39,4° в. д.) средняя годовая температура на уровне моря +30°, а в Ходейде (Йемен, 14,6° с. ш., 42,8° в. д.) даже + 32,5°. Самым холодным районом является Восточная Антарктида, где в центре плато средние годовые температуры порядка ^—50--55°.

3. Январь. На картах для января и июля (центральные месяцы зимы и лета) отклонения изотерм от зонального направления значительно больше. Правда, в тропиках северного полушария январская температура над океанами и материками довольно близка (под каждой данной параллелью). Изотермы проходят, не особенно сильно отклоняясь от широтных кругов. Внутри тропиков температура мало меняется и с широтою. Но вне тропиков температура в северном полушарии быстро убывает к полюсу. Изотермы проходят здесь очень густо в сравнении с июльской картой. Помимо того, мы находим над холодными материками северного полушария во внетропических широтах резко выраженные прогибы изотерм в направлении к югу, а над более теплыми океанами — к северу: языки холода и тепла.

Особенно значителен прогиб изотерм к северу над теплыми водами Северной Атлантики, над восточной частью океана, где проходит ветвь Гольфстрима — Атлантическое течение. Мы видим здесь яркий пример влияния океанических течений на распределение температуры. Нулевая изотерма в этом районе Северной Атлантики проникает за полярный круг (зимою!). Резкое сгущение изотерм у берегов Норвегии говорит еще об одном факторе — о влиянии прибрежных гор, за которыми скапливается в глубине полуострова холодный воздух. Это усиливает контраст между температурами над Гольфстримом и Скандинавским полуостровом. В районе Тихоокеанского побережья Северной Америки можно заметить сходное влияние Скалистых гор. Но сгущение изотерм на восточном побережье Азии связано преимущественно с характером атмосферной циркуляции: в январе теплые массы воздуха с Тихого океана почти не попадают на материк Азии, а холодные континентальные воздушные массы быстро прогреваются над океаном.

Над северо-востоком Азии и над Гренландией мы находим даже замкнутые изотермы, обрисовывающие острова холода. В первом районе, между Леной и Индигиркой, средние температуры января достигают —48°, а на уровне местности —50° и ниже, а абсолютные минимумы — даже —70°. Это район якутского полюса холода. Самые низкие температуры наблюдаются

11 С. П. Хромов

 

Карта XII. Среднее распределение температуры воздуха на уровне моря в январе.

 

 

в Верхоянске (67,5° с. ш,, 133,4° в. д.) и Оймяконе (63,2 с. ш., 143,1 в. д.).

 

Северо-восток Азии зимой имеет очень низкие температуры во всей толще тропосферы. Но возникновению чрезвычайно низких минимумов температуры у земной поверхности способствуют в указанных районах орографические условия: эти низкие температуры наблюдаются во впадинах или долинах, окруженных горами, где создается застой воздуха в нижних слоях.

Вторым полюсом холода в северном полушарии является Гренландия. Средняя температура января на уровне местности здесь понижается до —55°, а наинизшие температуры в центре острова доходят, по-видимому, до таких же низких значений, как в Якутии (—70°). На карте изотерм для уровня моря этот гренландский полюс холода выражен не так хорошо, как якутский, вследствие большой высоты гренландского плато. Существенное отличие гренландского полюса холода от якутского состоит в том, что и летом температуры над льдами Гренландии очень низки: средняя температура июля на уровне местности до —15°. В Якутии же температуры летом сравнительно высоки: того же порядка, что под соответствующими широтами в Европе. Поэтому гренландский полюс холода является постоянным, а якутский — только зимним. Очень холоден и район Баффиновой Земли.

В области северного полюса средняя температура зимой выше, чем в Якутии и Гренландии, так как циклоны сравнительно часто заносят сюда воздушные массы с Атлантического и Тихого океанов.

В южном полушарии в январе лето. Распределение температуры в тропиках южного полушария над океанами весьма равномерно. Но над материками в Южной Африке, Южной Америке и особенно в Австралии намечаются хорошо выраженные острова тепла со средними температурами до +34° в Австралии. Максимальные температуры достигают в Австралии +55°. В Южной Африке температуры на уровне местности не так высоки вследствие значительных высот местности над уровнем моря: абсолютные максимумы не превышают +45°.

Во внетропических широтах южного полушария температура падает более или менее быстро примерно до 50-й параллели. Затем идет широкая зона с однородными температурами, близкими к 0—5°, до самых берегов Антарктиды. В глубине ледяного материка температуры падают до —35°. Следует обратить внимание на языки холода над океанами у западных берегов Южной Америки и Южной Африки, связанные с холодными океаническими течениями.

4. Июль В июле в тропиках и субтропиках северного, теперь летнего полушария хорошо выражены острова тепла с замкнутыми изотермами над Северной Африкой, Аравией, Центральной Азией и Мексикой. Нужно заметить, что как Мексика, так и Центральная Азия обладают большими высотами над уровнем моря, и температуры на уровне местности там не так высоки, как на уровне моря.

Средние июльские температуры в Сахаре достигают +40° (на уровне местности несколько ниже). Абсолютные максимумы температуры в Северной Африке доходят до +58° (Азизия в Ливийской пустыне, южнее города Триполи; 32,4° с. ш., 13,0° в. д.). Немногим ниже, +57°, абсолютный максимум температуры в глубокой впадине среди гор в Калифорнии, в Долине Смерти (36,5° с. ш., 117,5° з. д.). В СССР абсолютные максимумы температуры в Туркмении доходят до +50°.

Над океанами воздух холоднее, чем над материками, как в тропиках, так и во внетропических широтах.

Островов тепла и холода с замкнутыми изотермами во внетропических широтах северного полушария нет; но заметны прогибы изотерм к экватору над океанами и к полюсу над материками. Прогиб изотерм к югу мы видим и над Гренландией с ее постоянным ледяным покровом. Низкие температуры над Гренландией, конечно, лучше выражены на уровне местности, где средняя температура в центре острова ниже —15°.

Интересно сгущение изотерм у берегов Калифорнии, связанное с соседством перегретых пустынь и холодного Калифорнийского течения. Средняя температура июля на побережье северной Калифорнии около +16°, а в пустыне внутри страны до + 32° и выше. Следует также отметить языки холода над Охотским и Беринговым морями и над Байкалом. Температура над последним в июле понижена примерно на 5° по сравнению с районами, удаленными от озера на 100 км.

В южном полушарии в июле зима и замкнутых изотерм над материками нет. Влияние холодных течений у западных берегов Америки и Африки сказывается и в июле (языки холода). Но в общем изотермы особенно близки к широтным кругам. Во внетропических широтах температура довольно быстро понижается в направлении к Антарктиде. На окраинах материка она достигает —15 — —35°, а в центре Восточной Антарктиды средние температуры близки к ■—70°. В отдельных случаях наблюдаются температуры ниже —80°, а абсолютный минимум ниже88° (станция Восток, 72,1° ю. ш., 96,6 в. д., высота 3420 м). Это полюс холода не только южного полушария, но и всего Земного шара.

Карта XIII. Среднее распределение температуры воздуха на уровне моря

23. Температуры широтных кругов, полушарий и Земли в целом

1. Для того чтобы лучше ориентироваться в том, как меняется температура воздуха у земной поверхности в зависимости от географической широты (отвлекаясь от долготных различий), удобно рассматривать средние температуры широтных кругов. Такую температуру легко получить, определив на карте изотерм значения температуры в ряде точек, равномерно распределенных на интересующем нас широтном круге, и получив из них среднюю величину. Приводим средние температуры широтных кругов на уровне моря (см. также рис. 28).

Широта

Январь

Июль

Год

Широта

Январь

Июль

Год

90° С

—41

—1

—23

Экватор

+27

-J-26

+26

80

—30

—1

—17

10° Ю

+26

+25

+25

70

—25

+7

—10

20

+26

+21

+23

60

—16

+13

—1

30

+23

+ 16

+ 19

50

—7

+ 17

+5

40

+16

+ 11

+ 13

40

+6

+23

4-14

50

+9

+4

+6

30

+15

+28

+21

60

+2

—10

—4

20

+22

+28

+25

70

-3

—23

—13

10

+26

+27

+27

80

—И

—40

—25

 

 

 

 

90

—14

—48

-30

Рис. 28. Среднее распределение температуры воздуха у земной поверхности по географической широте.

 

В январе средняя температура самая высокая на экваторе: +27°. Впрочем, и под 5° с. ш., и под 5° ю. ш. температуры почти такие же. В июле самой теплой параллелью является 20° с. ш. с температурой + 28°. В среднем годовом самая теплая параллель—10° с. ш. с температурой +27°.

 

Самую теплую параллель называют термическим экватором. Как видно, в течение года термический экватор остается в северном полушарии, перемещаясь от зимы к лету в болев высокие широты. Это легко объясняется преобладанием материковых площадей в тропиках северного полушария по сравнению с южным.

От экватора к полюсу температура падает в среднем на 0,5— 0,6° на каждый градус широты. Однако внутри тропиков температура меняется с широтой очень мало. В средних широтах это изменение становится максимальным, в высоких широтах снова уменьшается. Зимой температура падает в направлении от экватора к полюсу, конечно, сильнее, чем летом.

Умеренные широты в южном полушарии зимой теплее, а летом холоднее, чем в северном полушарии. Поэтому годовые амплитуды температуры в умеренных широтах южного полушария значительно меньше, чем в северном полушарии. Различия в средних годовых температурах, однако, невелики.

Высокие широты в южном полушарии значительно холоднее, чем в северном, вследствие наличия ледяного материка Антарктиды с преобладающим режимом высокого атмосферного давления.

2. По средним температурам широтных кругов можно подсчитать и средние температуры воздуха для целого полушария и для всего Земного шара.

Северное полушарие зимой холоднее, чем южное (в свою зиму), а летом значительно теплее. Приводим средние температуры воздуха:

Январь Июль

Северное полушарие ....    +8°    +22°

Южное полушарие ....    +17    +10

Годовая амплитуда температуры для северного полушария 14°, а для южного — только 7°. Следовательно, климат северного полушария в целом более континентальный, чем климат южного полушария. Это вполне понятно, так как площадь материков в северном полушарии гораздо больше, чем в южном.

Увеличение амплитуды в северном полушарии в сравнении с южным особенно обусловлено более жарким летом.

Как видно из приведенных данных, зимние температуры обоих полушарий ближе друг к другу, чем летние. Это кажется странным: ведь зимой в северном полушарии наблюдается сильное охлаждение материков. Однако океаны в северном полушарии теплее, чем в южном; это уменьшает разницу зимних температур полушарий и увеличивает разницу летних температур.

Средняя температура воздуха у земной поверхности для всего Земного шара в январе +12°, в июле +16° и в среднем годовом +14°. Сильное зимнее охлаждение материков северного полушария (особенно Азии) и такое же сильное летнее их прогревание делают январь для всего Земного шара в целом значительно холоднее июля. Это несмотря на большую близость Земли к Солнцу в январе по сравнению с июлем.

24. Аномалии в распределении температуры

(карты XIVXV)

1.    Зная средние температуры широтных кругов, можно найти для каждого места разность между его температурой, годовой или месячной, и соответствующей температурой его широтного круга. Эта разность называется термической аномалией данного места. Так, например, средняя температура января под 71-й параллелью —27°, а остров Ян-Майен, расположенный под этой широтой в Атлантике, имеет среднюю температуру января —5°. Следовательно, средняя январская температура Ян-Майена на 22° выше, чем средняя январская температура для всей 71-й параллели. Можно сказать, что на Ян-Майене имеется положительная термическая аномалия +22°.

Нанесем аномалии средних годовых или месячных температур воздуха на карту и проведем линии, соединяющие точки с равными аномалиями. Мы получим карту изаномал температуры (термоизаномал). Такая карта наглядно показывает, в каких областях Земли температура воздуха повышена и в каких понижена в сравнении со средними температурами соответствующих параллелей. Влияние географической широты на распределение температуры, таким образом, исключено: распределение областей положительных и отрицательных аномалий температуры показывает только температурные различия под разными меридианами. А эти различия в основном зависят от распределения суши и моря с их различиями в условиях нагревания.

2.    Рассмотрим карты январских и июльских изаномал температуры (карты XIV, XV).

Особенно большие положительные и отрицательные аномалии температуры воздуха видны на январской карте в северном полушарии. Наибольшие отрицательные аномалии обнаруживаются в январе внутри выхоложенных материков Евразии и Северной Америки; в обоих случаях они сдвинуты в восточную часть материка в связи с отмеченным выше сдвигом туда особенно низких температур. В Верхоянске, где средняя температура января —25°, аномалия около —26°. Почти такая же она в Якутске. На Североамериканском материке отрицательная аномалия доходит до —16°.

В то же время очень большие положительные аномалии температуры наблюдаются на северо-западе Европы и над прилегающими к нему морями. В Норвежском море и даже на западе

Баренцева моря положительные аномалии температуры воздуха в январе от +20 до +25°. Даже Копенгаген дает в январе положительную аномалию +11°. Эти очень высокие зимние температуры на северо-западе Европы объясняются нагреванием воздушных масс над теплыми водами Атлантики.

На июльской карте изаномал области положительных и отрицательных аномалий в северном полушарии меняются местами. Однако контрасты между сушей и морем в июле гораздо меньше, чем в январе. Наиболее значительна летняя положительная аномалия над прогретым материком Евразии.

В южном полушарии летом (в январе) наблюдаются отрицательные аномалии над мерями и положительные над более теплыми материками, зимой (в июле) —наоборот. Но в умеренных широтах южного полушария, к югу от 30-й параллели, суша почти отсутствует. Поэтому и на картах изаномал в этих широтах нет контрастов, обусловленных распределением суши и моря.

В среднем годовом материки в высоких широтах холоднее, чем моря, а в низких широтах — теплее. Поэтому на карте годовых изаномал материки в широтах выше 40° обнаруживают отрицательные аномалии температуры, а в широтах ниже 40° — положительные. Над морями положение обратное.

Есть, правда, и отклонения от этих общих условий. Например, запад и' север Европы имеют в среднем за год положительную аномалию вследствие значительного смягчения зимы в этих районах теплыми воздушными массами Атлантики. То же относится и к западу умеренных широт Северной Америки.

25. Распределение температуры с высотой в тропосфере и стратосфере 22

Карта XIV. Изаномалы температуры воздуха в январе.

Карта XV. Изаномалы температуры воздуха в июле.

Еще выше, над тропопаузой, мы переходим к стратосфере, где падение температуры с высотой сменяется повышением; вертикальные градиенты температуры здесь отрицательны, однако малы по абсолютной величине. В первом приближении нижнюю стратосферу можно считать даже изотермическим слоем, в котором температура с высотой не меняется.

Высота тропопаузы в средних и высоких широтах меняется в годовом ходе. Так, в Ленинграде тропопауза в среднем начинается летом на высоте 10,7 км, а зимой — на высоте 9,6 км.

 

В Антарктике максимум высоты тропопаузы — зимой, а в Арктике кроме летнего максимума высоты, есть еще вторичный, зимний максимум.

 

Вследствие того что тропосферное падение температуры в тропиках распространяется до больших высот, температура на уровне тропопаузы и над ним в тропиках очень низка-, круглый год от —70 до —80°, а в отдельных случаях ниже —90°. В умеренных широтах температура нижней стратосферы значительно Рис. 29. Среднее распределение выше (порядка -—55°) и С небольшим температуры воздуха с высо- годовым ходом (рис. 29). Например,

30° С. шД (/)Киапод°60° (с; ш. (3)Д в Ленинграде на уровне тропопаузы

летом в среднем —48 , а зимои —57°.

В полярных областях температура тропопаузы летом еще выше, чем в умеренных широтах, особенно в Арктике (—45°). Над тропопаузой, в нижней стратосфере, она повышается даже до —35° как в Арктике, так и в Антарктике. Это значит, что летом полярная стратосфера много теплее, чем стратосфера тропическая. Но зимой тропопауза над Арктикой имеет температуру порядка —60° и над Антарктикой около —70°. В нижней стратосфере температура еще ниже: до —70° в Арктике и до —80° (а в отдельных случаях до —90°) в Антарктике (рис. 30).

Это значит, что зимой стратосфера над полярными областями почти так же холодна, как и над тропиками:

Итак, в тропиках стратосфера холодна круглый год, в полярных областяхтолько зимой. Это очень важное различие нам придется вспомнить, когда мы будем объяснять особенности общей циркуляции атмосферы.

2. ITnfiflRMM некотопыр подообности относительно тропо-

Рис. 30. Среднее распределение температуры воздуха в северном полушарии в январе и в июле (по новым данным И. В. Ханев-ской).

Высота тропопаузы и температура на уровне тропопаузы и в нижней стратосфере меняются не только в годовом ходе, но и день ото дня. Иногда за сутки высота тропопаузы меняется на 3 км или больше, а температура на уровне тропопаузы — на 10— 20°. Эти изменения высоты и температуры тропопаузы связаны с прохождением областей низкого и высокого атмосферного давления— циклонов и антициклонов. В циклонах тропопауза снижается и температура ее повышается; в антициклонах она приподнимается, а температура ее понижается.

Распределение температуры внутри самого слоя тропопаузы может представлять собой непрерывный переход от положительных тропосферных градиентов температуры к отрицательным стратосферным. Но в других случаях в слое тропопаузы может наблюдаться резкая инверсия температуры, т. е. скачкообразный рост температуры с высотой. Над тропопаузой, в стратосфере, температура обычно растет, как об этом сказано выше; однако не всегда. Если тропопауза низко опущена и температура на ее уровне высока (как бывает в глубоких циклонах), то и в стратосфере продолжается падение температуры, хотя и медленное в сравнении с тропосферным.

Бывает, что в высоких широтах Арктики и Антарктики зимой тропопаузу нельзя обнаружить вовсе: тропосферное падение температуры постепенно переходит в замедленное стратосферное падение, продолжающееся до больших высот.

Нередко над одним и тем же местом в одно и то же время наблюдаются две тропопаузы или более, одна над другой. Выше говорилось, что тропопауза не есть непрерывная поверхность, охватывающая весь Земной шар, и что в субтропических широтах постоянно обнаруживаются разрывы тропопаузы. При этом над одним и тем же пунктом может одновременно наблюдаться низкая полярная и высокая тропическая тропопауза. Но также и в более высоких широтах тропопауза часто размывается и возникает на новом уровне в связи с динамическими процессами в атмосфере. При этом над отдельными участками земной поверхности также может наблюдаться двойная или многослойная тропопауза.

26. Объяснение распределения температуры с высотой

1. Допустим сначала, что на каждом уровне в атмосфере установилась температура лучистого равновесия, т. е. та температура, при которой радиационный приток тепла в воздух и отдача тепла излучением из воздуха равны. В тропосфере поглощает и излучает радиацию преимущественно водяной пар. Но его содержание в воздухе быстро убывает с высотой. Поэтому и температура лучистого равновесия должна убывать с высотой.

Подсчитано, что в нижнем километре атмосферы ее градиент был бы в среднем 2°/Ю0 м, на высоте 2—3 км—1°/100 м, а в верхней части тропосферы уменьшался бы до нескольких десятых долей градуса на 100 м.

км

Рис. 31. Фактическое среднее распределение температуры с высотой (сплошная линия) и распределение ее в предположении лучистого равновесия (прерывистая линия) .

 

В действительности среднее понижение температуры с высотой в нижней половине тропосферы значительно меньше, а в верхней, наоборот, больше (рис. 31). Следовательно, вертикальное распределение температуры в тропосфере не является только результатом лучистого равновесия.

 

В самом деле, мы знаем, что воздух в тропосфере находится в состоянии постоянного перемешивания по вертикали.

Это перемешивание —результат атмосферной турбулентности, включая и термическую конвекцию, обусловленную архимедовой силой.

Восходящий воздух адиабатически охлаждается на 1° на 100 м, пока он не насыщен, и на несколько десятых долей градуса на 100 м, когда он достиг состояния насыщения. Опускающийся воздух, напротив, нагревается на 1° на каждые 100 м спуска, а если в нем есть испаряющиеся продукты конденсации (капельки или кристаллы облаков), —то на величину меньше градуса. В результате подъема одних элементов турбулентности вверх и опускания других вниз в процессе перемешивания устанавливается такое распределение температуры, при котором вертикальные градиенты в атмосферном столбе заключаются между величинами сухоадиабатического и влажноадиабатического градиентов температуры, т. е. между 1°/Ю0 м и несколькими десятыми долями градуса. При этом вертикальные градиенты температуры в нижней части тропосферы будут меньше, чем при лучистом равновесии, а в верхней части тропосферы больше.

Такое тепловое состояние атмосферы называется конвективным равновесием. Тропосфера в среднем очень близка к такому состоянию. Отдельные отклонения от него как в сторону больших, так и в сторону меньших вертикальных градиентов, особенно в приземном слое воздуха, являются результатом преобладания в отдельных случаях радиационных процессов или адиабатического оседания мощных слоев воздуха. Подробнее об этом будет сказано ниже, в пункте 2.

В стратосфере водяного пара очень мало, и он не играет там активной роли в поглощении и излучении. Вместе с тем и вертикальное перемешивание в стратосфере менее интенсивно, чем в тропосфере. Распределение температуры в стратосфере определяется повышенным содержанием в ней озона, сильно поглощающего радиацию, а это содержание растет с высотой. В результате в стратосфере устанавливается по вертикали температура лучистого равновесия, мало меняющаяся или растущая с высотой.

Высокие температуры в полярной стратосфере летом в сравнении с тропической стратосферой объясняются увеличенным образованием озона в высоких широтах. Но зимою, в отсутствии солнечной радиации в высоких широтах, содержание озона там мало и стратосфера имеет почти такую же низкую температуру, как в тропиках.

2. Наиболее регулярные отклонения от средних вертикальных градиентов температуры наблюдаются в нижних слоях тропосферы— приземном и слое трения, особенно подверженных влиянию земной поверхности.

Так, например, в тропиках, в зоне пассатов, в нескольких нижних сотнях метров над морем почти всегда наблюдаются вертикальные градиенты температуры, очень близкие к Г/ЮО м. Здесь над теплым морем всегда сильно развита конвекция. Так как при этом воздух в нижних слоях не насыщен, в нем устанавливается вертикальный градиент температуры, близкий к сухоадиабатическому. В средних широтах в летние дни над перегретой почвой возникают в нижних метрах очень большие вертикальные градиенты, значительно превышающие сухоадиабатический (см. параграф 14 главы восьмой — о температурных условиях в приземном слое воздуха). Напротив, ночью над охлажденной почвой вертикальные градиенты в приземном слое воздуха уменьшаются и даже меняют знак, особенно в ясную погоду, при усиленном эффективном излучении. Над почвой устанавливается инверсия температуры, т. е. ее повышение с высотой вместо падения. В результате даже многолетний средний градиент в нижних десятках метров над почвой в средних широтах будет днем положительным (и особенно большим весной и летом), а ночью отрицательным (и особенно большим по абсолютной величине осенью и зимой). В полярных областях, над ледяным и снежным покровом, устойчивые инверсии температуры или, по крайней мере, изотермии наблюдаются круглые сутки не только зимой, но даже и летом.

В более высоких слоях нередко обнаруживаются мощные слои инверсий, в которых температура иногда очень сильно растет с высотой на вертикальном протяжении в десятки и сотни метров. Причиной таких инверсий в свободной атмосфере являются главным образом нисходящие движения воздуха. Ко всему сказанному в этом пункте мы еще вернемся.

27. Ускорение конвекции

1.    В главе второй мы указали, что конвекция вообще имеет турбулентный характер, характер беспорядочного перемешивания воздуха. Но при вертикальных градиентах температуры, близких к адиабатическим, она становится упорядоченной, именно — превращается в мощные и значительные по площади поперечного сечения вертикальные токи воздуха, причем скорости восходящих токов могут достигать 10—20 м/сек. Однако нельзя утверждать, что это непрерывные токи воздуха между земной поверхностью и высокими слоями. Процесс и здесь имеет турбулентный характер, но размеры элементов турбулентности очень велики и, по-видимому, растут с высотою. В вертикальные токи конвекции все время вовлекается окружающий воздух, что еще более усложняет механизм конвекции.

2.    Рассмотрим условия конвекции в наиболее простом, идеализированном виде. Будем считать, что в процессе конвекции некоторое количество воздуха адиабатически поднимается или опускается, не смешиваясь с окружающей воздушной средой. Выведем уравнение для ускорения этого количества воздуха.

На вертикально движущееся количество воздуха (будем говорить— на частицу воздуха) действуют две силы: направленная вниз сила тяжести и направленная вверх сила вертикального барического градиента. Уравнение вертикального движения рассматриваемой частицы напишем, приравняв ускорение движе-dPz    ,

ния    сумме этих двух сил (отнесенных каждая к единице массы):

1 dp

7

 

В окружающей атмосфере в то же время выполняется основное уравнение статики, известное из главы второй:

 

 

1 dp    dp

P a dz

 

 

 

 

Отсюда

 

 

где ра — плотность окружающего воздуха, отличная от плотности вертикально движущейся частицы воздуха рг.

 

d2z dt 2

 

P a P i Р/

 

или, заменив плотности через температуры по уравнению состояния газов,

d2z

 

(6)

 

Как видим, ускорение вертикально движущейся частицы воздуха — ускорение конвекциизависит от разности абсолютных температур движущегося воздуха и окружающей воздушной среды. При температурах, близких к 273° К, т. е. к 0°С, и при разности Г, — 77=1° вертикальное ускорение получается около 3 см/сек2.

Если разность температур Г, — Та положительна, то ускорение конвекции также положительно и частица поднимается вверх. В противном случае, если движущаяся частица холоднее окружающего воздуха, ускорение конвекции отрицательно, т. е. частица опускается. Если температуры частицы и окружающего воздуха равны, ускорение конвекции отсутствует.

28. Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для сухого воздуха

1. Итак, для развития конвекции необходимо такое распределение температуры в атмосфере, при котором разность температур Ti0 сохранялась бы или, еще лучше, увеличивалась бы при смещении частицы.

Представим сначала, что мы имеем дело с сухим воздухом (те же выводы действительны и для влажного ненасыщенного воздуха). Сухая воздушная частица, как известно из главы второй, адиабатически охлаждается на 1° на каждые 100 м подъема и нагревается на 1° на каждые 100 м спуска. Если между частицей и окружающим воздухом есть какая-то начальная разность температур — Та, то для сохранения этой разности при движении частицы и, следовательно, для сохранения конвекции необходимо, чтобы в окружающей атмосфере температура менялась по вертикали на ту же величину, т. е. на 1° на каждые 100 м. Иными словами, должен существовать вертикальный градиент температуры    , равный сухоадиабатическому гра

диенту 17, т. е. 1 °/100 м. Существующая конвекция при нем сохраняется, но не усиливается с высотою.

Если вертикальный градиент температуры в атмосфере меньше 1°/100 м (у<17), то, какова бы ни была первоначальная разность температур Г, —Га, при движении частицы вверх или вниз она будет уменьшаться. Следовательно, ускорение конвекции будет убывать и в конце концов на уровне, где 1\ станет равной

Тп, дойдет до нуля, а вертикальное движение частицы прекратится.

Если вертикальный градиент температуры в атмосфере сверхадиабатический, т. е. больше 1°/Ю0 м (у>Гсг), то при вертикальном движении частицы вверх или вниз разность температур этой частицы и окружающего воздуха будет возрастать и ускорение конвекции будет увеличиваться.

КМ

Рис. 32. Схематические примеры неустойчивой, устойчивой и безразличной стратификации в сухом воздухе.

Первоначальная разность температур восходящего и окружающего воздуха в первом случае возрастает, во втором — убывает, в третьем — не меняется.

Итак, для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе нужно, чтобы вертикальные градиенты температуры в воздушном столбе были больше сухоадиабатического. В этом случае говорят, что атмосфера обладает неустойчивой стратификацией. При вертикальных градиентах температуры меньше сухоадиабатического условия для развития конвекции неблагоприятны. Говорят, что атмосфера обладает устойчивой стратификацией. Наконец, в промежуточном случае, при вертикальном градиенте, равном сухоадиабатическому, существующая конвекция сохраняется, но не усиливается. Говорят, что атмосфера обладает безразличной стратификацией.

Описанные условия представлены на. схематических примерах на рис. 32.

2. Вместо терминов устойчивая, неустойчивая и безразличная стратификация употребляют еще термины устойчивое, неустойчивое и безразличное равновесие. Смысл термина равно-

весие состоит здесь в следующем. Допустим, что никаких разностей температур по горизонтальному направлению не существует и, следовательно, никакой конвекции нет. Возьмем теперь частицу воздуха на некотором уровне. Предположим, что, приложив какую-то внешнюю силу, мы подняли или опустили эту частицу на какой-то новый уровень, хотя бы и очень близкий к начальному. Как она будет вести себя дальше, когда она будет предоставлена самой себе? При безразличной стратификации, т. е. при вертикальном градиенте в атмосферном столбе 1°/Ю0 м (у = Г<г), эта частица на любом новом уровне будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух на этом уровне. Она охладится или нагреется на 1° на каждые 100 м смещения по вертикали; но и в окружающем воздухе температура будет на ту же величину ниже или выше, чем на начальном уровне. Следовательно, в новом положении разность температур TiТа останется равной нулю и частица останется в равновесии на новом уровне. Этот случай и называется безразличным равновесием по вертикали.

При устойчивой стратификации, т. е. при вертикальном градиенте меньше Г/ЮО м (у<Г<г), частица, смещенная из первоначального положения, адиабатически охладившись или нагревшись при смещении, станет холоднее окружающего воздуха, если она поднята вверх, и теплее, если она опущена вниз. Поэтому, предоставленная самой себе, частица вернется в начальное положение, где разность Г,- — Та снова превратится в нуль. В этом случае говорят об устойчивом равновесии по вертикали.

Наконец, при неустойчивой стратификации, т. е. при вертикальном градиенте температуры больше 17100 м (у>17), смещенная вверх частица окажется теплее, чем окружающий воздух, а смещенная вниз — холоднее. Предоставленная самой себе, она будет продолжать удаляться от начального положения. В этом случае говорят о неустойчивом равновесии по вертикали.

В параграфе 26 главы второй мы уже выясняли, как меняется с высотой потенциальная температура в зависимости от вертикального градиента молекулярной температуры. Теперь можно сформулировать, что в случае безразличной стратификации потенциальная температура в воздушном столбе не меняется с высотой, в случае неустойчивой стратификации падает с высотой, в случае устойчивой стратификации растет с высотой.

3. Описанные выше соотношения удобно представить графически на адиабатной диаграмме (см. параграф 24 главы второй). Изменение температуры в вертикально движущейся частице сухого воздуха представлено на диаграмме (рис. 33) сухой адиабатой. Распределение температуры в окружающем воздухе, полученное из наблюдений, наносится на диаграмму кривою стра

тификации. Если кривая стратификации на диаграмме больше наклонена к оси температур, чем сухие адиабаты, то стратификация неустойчивая. В противном случае стратификация устойчивая. Если кривая стратификации совпадает с сухой адиабатой, то стратификация безразличная.

Рис. 33. Условия стратификации на адиабатной диаграмме.

1 — сухонеустойчивая, 2 — влажноустойчивая, 3 — влажнонеустойчивая

Чем больше площадь, заключенная между кривой стратификации и адиабатой, проходящей через начальную точку кривой стратификации, тем больше энергия неустойчивости стратификации в данном случае и тем сильнее развитие конвекции.

29. Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для насыщенного воздуха

! Все сказанное в параграфе 28 относилось к сухому или к влажному ненасыщенному воздуху.

Допустим теперь, что частица воздуха, движущаяся по вертикали вследствие разности температур Г, — Та, насыщена,

т. е. содержит водяной пар в состоянии насыщения. Нужно при этом помнить, что частица, движущаяся вниз, может сохранять состояние насыщения только в том случае, если в ней есть жидкие или твердые продукты конденсации — взвешенные капельки или кристаллы. В противном случае адиабатическое повышение температуры при нисходящем движении сразу же ликвидирует состояние насыщения.

Так же как и в случае сухого воздуха, для сохранения конвекции нужно, чтобы первоначальная разность температур Г,—Та не менялась. Но насыщенный воздух адиабатически меняет свою температуру при вертикальном смещении не на 1° на каждые 100 м, а только на несколько десятых долей градуса в зависимости от температуры и давления. Поэтому сохранение разности температур возможно лишь в том случае, если и вертикальный градиент температуры у в атмосферном столбе равен влажноадиабатическому градиенту Г8.

Если вертикальные градиенты температуры в атмосфере больше влажноадиабатических для данных значений давления и температуры (у>Г5), то говорят, что стратификация атмосферы неустойчива по отношению к насыщенному воздуху или, короче, что она влажнонеустойчива; для сухого воздуха она при этом может быть устойчивой. При такой стратификации разность температур Г, — Та будет расти; следовательно, будет возрастать ускорение конвекции и конвекция будет развиваться. При вертикальных градиентах меньше влажноадиабатических (у<П) имеется стратификация, устойчивая для насыщенного воздуха, т. е. не поддерживающая конвекцию в нем (влажноустойчивая). Наконец, в рассмотренном выше случае, когда вертикальные градиенты в атмосферном столбе в точности равны влажноадиабатическим (у = Г5), стратификация будет безразличной для насыщенного воздуха.

2. Так же как и для сухого воздуха, можно говорить об устойчивом, безразличном и неустойчивом равновесии атмосферы для насыщенного воздуха. При влажноадиабатическом вертикальном градиенте температуры частица насыщенного воздуха, выведенная из первоначального положения равновесия, на любом новом уровне будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух, т. е. снова окажется в состоянии равновесия. Таким образом, при у = Г, мы будем иметь безразличное равновесие для насыщенного воздуха.

При у<Г8 частица, выведенная из начального состояния равновесия, получит разность температур, которая заставит ее, после того как она будет предоставлена самой себе, вернуться в начальное положение; это будет устойчивое равновесие для насыщенного воздуха.

Наконец, при у>Г8 частица, выведенная из начального положения равновесия, получит такую разность температур с окружающим воздухом, которая заставит ее продолжать удаляться от начального уровня; это будет неустойчивое равновесие для насыщенного воздуха.

3. Если на адиабатной диаграмме (см. рис. 33) кривая стратификации наклонена к оси температур больше, чем влажные адиабаты, то стратификация влажнонеустойчивая. Если она наклонена к оси температур меньше, чем влажные адиабаты, то стратификация влажноустойчивая. Наконец, при совпадении кривой стратификации с влажной адиабатой стратификация влажнобезразличная.

30. Суточный ход стратификации и конвекции

Итак, конвекция развивается только при неустойчивой стратификации. При этом чем неустойчивее стратификация, т. е. чем больше вертикальные градиенты температуры превышают адиабатические градиенты (сухоадиабатический для ненасыщенного воздуха и влажноадиабатический для насыщенного), тем сильнее развивается конвекция.

Над сушей, в условиях большого суточного хода температуры поверхности почвы (особенно летом), днем нижние слои воздуха сильно прогреваются от поверхности почвы и вертикальные градиенты температуры возрастают. В приземном слое они могут стать очень большими, на несколько порядков величины превышая сухоадиабатический градиент. В среднем же в нижних сотнях метров или километрах они приближаются к сухоадиабатическому и, во всяком случае, больше, чем влажноадиабатические градиенты. Стратификация атмосферы становится, таким образом, неустойчивой, и возникает конвекция.

Как неустойчивость стратификации, так и конвекция особенно велики около полудня и в первые послеполуденные часы. Поэтому кучевые облака, ливневые осадки и грозы над сушей, связанные с конвекцией, имеют максимальное развитие именно после полудня. К вечеру стратификация становится устойчивее, а в ночные часы, когда приземный слой воздуха охлаждается от почвы, стратификация может стать даже настолько устойчивой, что развиваются приземные инверсии температуры, т. е. температура воздуха над почвой с высотой не падает, а растет. Понятно, что конвекция в это время суток затихает. Описанные условия представлены на рис. 34.

Иными будут условия над морем. Суточный ход температуры на поверхности моря очень мал. Поэтому существенного дневного увеличения неустойчивости над морем не будет; следовательно, не будет и послеполуденного максимума в развитии конвекции. Напротив, в ночные часы неустойчивость стратификации над морем несколько возрастает. Это связано с тем, что у поверхности моря температура ночью остается почти такой же, как и днем, а на высотах в свободной атмосфере температура

Рис. 34. Изменение атмосферной стратификации над сушей в суточном ходе.

 

ночью падает вследствие излучения из воздуха. Поэтому вертикальные градиен-ты температуры над морем ночью несколько возрастают, а вместе с ними и явления конвекции над морем имеют тенденцию к усилению ночью.

 

31. Стратификация воздушных масс

У — на восходе солнца, Д — около полудня, В — вечером.

 

В главе второй, параграф 33, было указано, что воздушные массы можно в наиболее общем виде разделить на теплые, холодные и местные. Эти разные типы воздушных масс будут различаться и по условиям стратификации.

 

Теплая воздушная масса (например, тропический воздух или морской полярный воздух зимой над материком) движется на более холодную подстилающую поверхность (а также часто и в более высокие широты). Она при этом охлаждается снизу. Это охлаждение захватит прежде всего самые нижние слои воздушной массы и лишь постепенно и в ослабленном виде будет распространяться вверх. Следовательно, вертикальные градиенты температуры в нижних слоях воздушной массы будут уменьшаться. В типичной теплой массе, особенно в зимнее время над материком, вертикальные градиенты температуры становятся в нижнем километре порядка 0,2—0,4°/Ю0 м, т. е. меньше влажноадпаба-тических для данных условий. Иными словами, воздушная масса получает в нижних сотнях метров устойчивую стратификацию — не только сухоустойчивую, но и влажноустойчивую. Можно короче сказать, что теплая воздушная масса по мере своего продвижения на холодную поверхность становится устойчивой массой.

Понятно, что при этом конвекция ослабевает и прекращается. Конденсация водяного пара в устойчивой массе будет происходить в форме туманов и низких слоистых облаков, из которых выпадает морось или, зимой, мелкий снег.

Холодная воздушная масса (например, арктический воздух, морской полярный воздух летом над материком) движется на более теплую подстилающую поверхность и поэтому нагревается снизу. Нагревание распространяется вверх путем турбулентности и конвекции быстрее, чем охлаждение; но все-таки особенно нагретыми будут нижние слои, а с высотой нагревание становится слабее. Поэтому в холодной воздушной массе устанавливаются в нескольких нижних километрах большие вертикальные градиенты температуры, превышающие влажноадиабатические: порядка 0,7—0,87100 м и более. А это означает, что холодная масса приобретает в этих слоях неустойчивую стратификацию или, короче говоря, становится неустойчивой массой. В такой массе конвекция получает сильное развитие, а конденсация водяного пара происходит в виде кучевых и кучево-дождевых облаков с выпадающими из них ливневыми осадками.

Местные воздушные массы зимой, над охлажденной сушей, становятся устойчивыми, а летом, над нагретой почвой, — неустойчивыми. Поэтому зимой над сушей в умеренных широтах преобладают облака слоистых форм, а летом — кучевые облака.

В устойчивых воздушных массах вертикальные градиенты температуры в некоторых слоях могут даже стать отрицательными. В таких слоях температура с высотой будет не падать, а расти, т. е. будут наблюдаться инверсии температуры.

32. Инверсии температуры

1. В предыдущих параграфах мы неоднократно упоминали об инверсиях температуры. Теперь остановимся на них несколько подробнее, поскольку с ними связаны важные особенности в состоянии атмосферы.

Падение температуры с высотой можно считать нормальным положением вещей для тропосферы, а инверсии температуры — отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере-—частое, почти повседневное явление. Но они захватывают воздушные слои достаточно тонкие в сравнении со всей толщей тропосферы.

Инверсию температуры можно характеризовать высотой, на которой она наблюдается, толщиной слоя, в котором имеется повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя — скачком температуры. В качестве переходного случая между нормальным падением температуры с высотой и инверсией наблюдается еще явление вертикальной изотермии, когда температура в некотором слое с высотой не меняется.

2. По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.

Рис. 35. Типы распределения температуры с высотой.

 

Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко и не так значительны. У подстилающей поверхности температура самая низкая; с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Затем инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой.

 

а — приземная инверсия, б — приземная изотер-мия, в — инверсия в свободной атмосфере.

 

Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью (рис. 35). Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере; однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км (если не говорить об инверсиях на тропопаузе, собственно уже не тропосферных). Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной—-от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1° и меньше до 10—15° и больше.

 

Случается, что приземная инверсия, простирающаяся до значительной высоты, сливается с вышележащей инверсией в свободной атмосфере. Тогда повышение температуры начинается от самой земной поверхности и продолжается до большой высоты, а скачок температуры оказывается особенно значительным. Например, в Павловске 13 января 1914 г. у земной поверхности было —20°, а на высоте 1500 м —3,5°; там же 7 декабря 1910 г. у земной поверхности было —12°, а на высоте 520 м +7° (см. также рис. 36).

Бывает и так, что инверсия непосредственно переходит в вышележащую изотермию. Нередко над тем или иным районом наблюдаются в свободной атмосфере две (или больше) инверсии,, разделенные слоями с нормальным убыванием температуры.

Рис. 36. Зимняя инверсия температуры над Якутском 2 декабря 1957 г.

 

Инверсии наблюдаются не над отдельными точками земной поверхности. Слой инверсии непрерывно простирается над значительной площадью, особенно в случае инверсий в свободной атмосфере.

 

33. Приземные инверсии

1. Приземные инверсии температуры над поверхностью суши или над ледяным покровом океана по большей части возникают вследствие ночного радиационного охлаждения подстилающей поверхности. Такие инверсии называют радиационными. Нижние слои воздуха охлаждаются от земной поверхности сильнее вышележащих. Поэтому усамой земной поверхности температура падает всего сильнее и устанавливается прирост температуры с высотой.

Мощность инверсионного слоя зависит от длительности выхолаживания и от степени турбулентности, передающей охлаждение вверх. Но слишком сильная турбулентность неблагоприятна для образования и сохранения инверсии, так как охлажденный воздух будет ею быстро рассеиваться. Поэтому для образования приземных инверсий особенно благоприятны ясные ночи со слабым ветром. Такие условия погоды характерны для антициклонов и весной и осенью могут привести к ночным заморозкам. Явление заморозков, как правило, связано с образованием приземной инверсии. Но заморозки наблюдаются только в переходные сезоны, тогда как приземные радиационные инверсии могут возникать по ночам и зимой, и летом. С приземными инверсиями связаны также так называемые поземные туманы (см. главу пятую, параграф 26).

С восходом солнца приземная инверсия радиационного типа разрушается, так как ночное охлаждение почвы уступает место прогреванию. Но в холодное время года приземная инверсия может существовать по нескольку суток подряд, ослабевая днем, но усиливаясь от ночи к ночи. Приземные радиационные инверсии длительно существуют также зимой над льдами Арктики и Антарктиды, во время круглосуточной ночи.

Рельеф местности может усиливать инверсию. Охлаждение воздуха в ясную погоду особенно велико в котловинах, откуда выхоложенный воздух не находит выхода. В Верхоянске зимой даже средняя температура на 10—15° ниже, чем на склонах гор в том же районе на высоте около 900 м. Правда, нельзя приписать такой огромный скачок только приземным инверсиям. Зимой они в указанном районе переходят на высоте в инверсии в свободной атмосфере, о причинах которых будет сказано дальше.

2. Меньшая часть приземных инверсий над сушей может возникать и по другим причинам. Так, весной теплый воздух, текущий над снежным покровом, охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная, или весенняя, инверсия. Если ветер достаточно силен, то, вследствие турбулентности, эта инверсия обнаруживается не у самой земной поверхности, а на некоторой высоте.

Над полярными льдами приземные инверсии часты и летом. В это время они связаны с охлаждением воздуха над тающим льдом. Вместо инверсии может наблюдаться также состояние, близкое к изотермическому, т. е. с вертикальными градиентами температуры, близкими к нулю.

34. Инверсии в свободной атмосфере

1. Инверсии в свободной атмосфере возникают преимущественно в устойчивых антициклонах как над сушей, так и над морем и наблюдаются над большими территориями на протяжении длительных периодов. Наиболее часты и сильны они зимой, когда во внетропических широтах антициклоны особенно интенсивны и устойчивы. Но они круглый год наблюдаются и в антициклонах субтропических, в том числе и в тех их частях, которые обращены к экватору, в зоне пассатов; это так называемые пассатные инверсии. Наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км, но нередко наблюдаются и в более высоких слоях тропосферы.

Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями сжатия, или оседания. Они возникают вследствие нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания при этом. Происходит это именно в устойчивых воздушных массах антициклонов, где воздух в свободной атмосфере обладает нисходящими составляющими движения. Опускаясь вниз, оседая, атмосферный слой сжимается вследствие повышения давления (отчасти и вследствие горизонтального растекания). При этом температура каждой опускающейся воздушной частички возрастает. Но частички в верхней части слоя нагреваются больше, чем в нижней, так как опускаются на большее расстояние по вертикали. Поэтому распределение температуры в слое по вертикали не остается тем же, что в начальном состоянии. Если опускающийся слой первоначально имел устойчивую стратификацию, то при опускании и сжатии слоя она должна стать еще более устойчивой, что может привести и к образованию инверсии.

Для того чтобы показать это яснее, привлечем потенциальную температуру. При устойчивой стратификации потенциальная температура в воздушном слое увеличивается с высотой (см. параграф 26 главы второй). При адиабатическом опускании воздушного слоя потенциальные температуры опускающихся частиц,

Рис. 37. Возникновение инверсии сжатия.

как мы знаем из главы второй, не меняются. Но так как слой, опускаясь, сжимается, то поверхности равных потенциальных температур при этом сближаются (рис. 37), т. е. вертикальный градиент потенциальной температуры в слое увеличивается. Но мы уже знаем из предыдущего, что это означает уменьшение вертикального градиента молекулярной температуры. Это уменьшение, и с ним возрастание устойчивости стратификации, может дойти до такой степени, что вертикальное распределение молекулярной температуры в слое станет инверсионным.

Если нисходящий воздушный слой еще растекается в стороны, то это дополнительно уменьшает его толщину и способствует еще большему сближению поверхностей равной потенциальной температуры и, стало быть, образованию более интенсивной инверсии.

Инверсии оседания покрывают обширные территории в соответствии с размерами антициклонов, в которых они возникают. Особенно так будет в зимних устойчивых антициклонах над материками умеренных широт. Почти постоянно инверсии или изо-термии наблюдаются в нижних 1—2 км в зоне пассатов, по обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов (см. главу седьмую, параграф 12).

2. Инверсия оседания связана с падением относительной влажности. Относительная влажность наибольшая у основания инверсии, где накапливается водяной пар, переносимый турбулентностью снизу. Воздух здесь обычно близок к насыщению, почему нередко под слоем инверсии возникают облака. Внутрь инверсионного слоя водяной пар снизу почти не проникает, так как очень устойчивая стратификация в этом слое сводит турбулентность к минимуму. В самом инверсионном слое содержание водяного пара то же, какое было в нем до начала оседания. Но если температура слоя повысилась, а влагосодержание осталось то же, то относительная влажность должна соответственно понизиться. Поэтому внутри инверсионного слоя наблюдается резкое падение относительной влажности с высотой, иногда до 20—30% и ниже.

Над Боденским озером (в Северных Альпах) на нижней границе инверсии относительная влажность в среднем 96%, а на верхней границе — 43%.

Кроме оседания, инверсии в свободной атмосфере могут быть связаны полностью или частично с другими причинами, например с фронтальными поверхностями в циклонических областях с излучением из слоев облаков или мглы и т. п. Но оседание — безусловно, преобладающий механизм образования инверсий в свободной атмосфере.

35. Тепловой баланс системы Земля —- атмосфера

1. Земля в целом, атмосфера в отдельности и земная поверхность находятся в состоянии теплового равновесия, если рассматривать условия за длительный период (год или, лучше, ряд лет). Средние температуры их от года к году меняются мало, а от одного многолетнего периода к другому остаются почти неизменными. Отсюда следует, что приток и отдача тепла за достаточно длительный период равны или почти равны.

Земля получает тепло, поглощая солнечную радиацию в атмосфере и особенно на земной поверхности. Теряет она тепло путем излучения в мировое пространство длинноволновой радиации земной поверхности и атмосферы. При тепловом равновесии Земли в целом приток солнечной радиации (на верхнюю границу атмосферы) и отдача радиации с верхней границы атмосферы в мировое пространство должны быть равными. Иначе говоря, на верхней границе атмосферы должно существовать лучистое равновесие, т. е. радиационный баланс, равный нулю.

Атмосфера, отдельно взятая, получает и теряет тепло, поглощая солнечную и земную радиацию и отдавая свою радиацию

Рис. 38. Тепловой баланс Земли, атмосферы и земной поверхности.

I — коротковолновая радиация, II — длинноволновая радиация,

III — нерадиационный обмен.

вниз и вверх. Кроме того, она обменивается теплом с земной поверхностью нерадиационным путем. Тепло переносится от земной поверхности в воздух или обратно путем теплопроводности. Наконец, тепло затрачивается на испарение воды с подстилающей поверхности; затем оно освобождается в атмосфере при конденсации водяного пара. Все указанные потоки тепла, направленные в атмосферу и из атмосферы, за длительное время должны уравновешиваться.

Наконец, на земной поверхности уравновешиваются приток тепла вследствие поглощения солнечной и атмосферной радиации, отдача тепла путем излучения самой земной поверхности и нерадиационный обмен теплом между нею и атмосферой.

2. Примем солнечную радиацию, входящую в атмосферу, за 100 единиц (рис. 38). Нз этого количества 23 единицы отражаются обратно облаками и уходят в мировое пространство. 20 единиц радиации поглощаются воздухом и облаками и тем самым идут на нагревание атмосферы. Еще 30 единиц радиации рассеиваются в атмосфере и из них 8 единиц уходят в мировое пространство. 27 единиц прямой и 22 единицы рассеянной радиации доходят до земной поверхности. Из них 25+20 = 45 единиц поглощаются и нагревают верхние слои почвы и воды, а 2 + 2 = 4 единицы отражаются обратно в мировое пространство.

Итак, с верхней границы атмосферы уходит обратно в мировое пространство 23 + 8+4 = 35 единиц «неиспользованной» солнечной радиации, т. е. 35% ее притока на границу атмосферы. Эту величину — 35%—называют, как мы уже знаем, альбедо Земли. Для сохранения радиационного равновесия на верхней границе атмосферы необходимо, чтобы через нее наружу уходило еще 65 единиц длинноволнового излучения земной поверхности и атмосферы.

3.    Обратимся теперь к земной поверхности. Как уже сказано, она поглощает 45 единиц прямой и рассеянной солнечной радиации. Кроме того, к земной поверхности направлен поток длинноволнового излучения из атмосферы. Атмосфера соответственно своим температурным условиям излучает 157 единиц энергии. Из этих 157 единиц 102 направлены к земной поверхности и поглощаются ею, а 55 уходят в мировое пространство. Таким образом, кроме 45 единиц коротковолновой солнечной радиации, земная поверхность поглощает еще вдвое большее количество длинноволновой атмосферной радиации. Всего же земная поверхность получает от поглощения радиации 147 единиц тепла.

Очевидно, что при тепловом равновесии она должна столько же п терять. Путем собственного длинноволнового излучения она теряет 117 единиц. Еще 23 единицы тепла расходуются земной поверхностью при испарении воды. Наконец, путем теплопроводности в процессе теплообмена между земной поверхностью и атмосферой поверхность теряет 7 единиц тепла (тепло уходит от нее в атмосферу в больших количествах, но компенсируется обратной передачей, которая только на 7 единиц меньше).

Всего, таким образом, земная поверхность теряет 117 + 23 + + 7=147 единиц тепла, т. е. столько же, сколько получает, поглощая солнечную и атмосферную радиацию.

Из 117 единиц длинноволнового излучения земной поверхности 107 единиц поглощаются атмосферой, а 10 единиц уходят за пределы атмосферы в мировое пространство.

4.    Теперь сделаем подсчет для атмосферы. Выше сказано, что она поглощает 20 единиц солнечной радиации, 107 единиц земного излучения, 23 единицы тепла конденсации и 7 единиц в процессе теплообмена с земной поверхностью. Всего это составит

20+107 + 23 + 7=157 единиц энергии, т. е. столько же, сколько атмосфера сама излучает.

Наконец, снова обратимся к верхней поверхности атмосферы. Через нее приходит 100 единиц солнечной радиации и уходит обратно 35 единиц отраженной и рассеянной солнечной радиации, 10 единиц земного излучения и 55 единиц атмосферного излучения, а всего 100 единиц. Таким образом, и на верхней границе атмосферы существует равновесие между притоком и отдачей энергии, притом здесь — только лучистой энергии. Никаких других механизмов обмена тепла между Землей и мировым пространством, кроме радиационных процессов, нет.

Все приведенные числа подсчитаны на основе отнюдь не исчерпывающих наблюдений. Поэтому на них не нужно смотреть как на абсолютно точные. Они не раз подвергались небольшим изменениям, не меняющим, однако, существа расчета.

5. Обратим внимание, что атмосфера и земная поверхность, по отдельности взятые, излучают гораздо больше тепла, чем за то же время поглощают солнечной радиации. Это может показаться непонятным. Но по существу дела это взаимный обмен, взаимная «перекачка» радиации. Например, земная поверхность теряет в конечном счете вовсе не 117 единиц радиации. 102 единицы она получает обратно, поглощая встречное излучение, так что эффективное излучение земной поверхности оказывается равным только 117—102=15 единицам. Лишь 65 единиц земной и атмосферной радиации уходят через верхнюю границу атмосферы в мировое пространство. Приток 100 единиц солнечной радиации на границу атмосферы как раз и уравновешивает чистую потерю радиации Землей путем отражения (35) и излучения (65).

36. Тепловой баланс широтных зон и воздушные течения

1. Приведенный выше расчет действителен для всего Земного шара в целом и за длительный период (не менее года;. В отдельные сезоны года приток тепла на земную поверхность и в атмосферу в той или иной зоне может значительно перевешивать отдачу тепла или, наоборот, отдача может перевешивать приток; с этим и связан годовой ход температуры. Мало того, если говорить только о радиационном обмене, то даже за год в отдельно взятых зонах Земли приток радиации не уравновешивается ее отдачей. Радиационный баланс земной поверхности и атмосферы даже за год является положительным или отрицательным в зависимости от широты места.

Тем не менее за годовой или многолетний период равенство между приходом и расходом тепла сохраняется не только для

13 С. П. Хромов

Земли в целом, но и для отдельных ее широтных зон, поскольку средние температуры воздуха в них остаются с течением времени почти неизменными. Это значит, что избыток или недостаток радиации в отдельных зонах компенсируется нерадиационным теплообменом между земной поверхностью и атмосферой.

В предыдущем расчете теплового баланса Земли было указано очень малое число для обмена путем теплопроводности между земной поверхностью и атмосферой (7 единиц в пользу атмосферы). Но это число среднее для всей Земли, притом за год. В высоких широтах, где приток радиации меньше отдачи, должна существовать значительная нерадиационная передача тепла от атмосферы к земной поверхности как путем теплопроводности, так и при конденсации.

2. Чем стимулируется эта передача тепла?

Дело в общей циркуляции атмосферы, т. е. в переносе воздуха из одних широт в другие, в адвекции воздуха. Теплые воздушные массы, притекающие в высокие широты, отдают там свое тепло более холодной земной поверхности. Напротив, холодные воздушные массы, попадая в низкие широты, воспринимают путем теплопроводности избыток тепла от земной поверхности. Таким образом, в широтных зонах поддерживается тепловое равновесие земной поверхности.

В самой атмосфере вследствие указанной адвекции воздушных масс также устанавливается распределение температуры по широтным зонам, отличное от того, какое было бы при лучистом равновесии, т. е. только при поглощении и излучении радиации. Перенос теплого воздуха в высокие широты повышает там температуру атмосферы, а перенос холодного воздуха в низкие широты, напротив, понижает там температуру атмосферы. В результате в атмосфере устанавливается более равномерное распределение тепла по Земному шару. Если бы температура воздуха распределялась только в соответствии с лучистым равновесием, т. е. если бы под каждой широтой существовало равновесие между притоком и отдачей радиации, то на полюсе средняя годовая температура была бы —44° и на экваторе +39°. В действительности же она на полюсе —22° и на экваторе +26°.

Путем адвекции в земной атмосфере переносятся из низких широт в высокие огромные количества тепла.

Кроме переноса тепла из низких широт в высокие, воздушные течения осуществляют и сезонный перенос тепла между полушариями. Тепло переносится из того полушария, в котором лето или осень, в то, в котором зима или весна. Перенос этот не очень значителен.

ВОДА В АТМОСФЕРЕ

Из главы первой мы знаем о влагообороте как об одном из трех циклов климатообразующих процессов. Влагооборот состоит из испарения воды с земной поверхности, ее конденсации в атмосфере, выпадения осадков и стока. Сток, как процесс чисто гидрологический, мы оставим вне рассмотрения. Остальные же составляющие влагооборота — испарение, конденсация и осадкообразование— и их климатические следствия составляют основное содержание этой, пятой главы нашего курса.

1. Испарение и насыщение

1. Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации растений. Испарение, в отличие от транспирации, называют еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе — суммарным испарением.

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. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения. Это происходит отчасти вследствие собственного движения молекул;^в этом случае процесс распространения молекул газа на возможно большее пространство называется молекулярной диффузией. К молекулярной диффузии в атмосфере присоединяется еще и распространение водяного пара вместе с воздухом: в горизонтальном направлении с ветром, т. е. с общим переносом воздуха, а в вертикальном направлении путем турбулентной диффузии, т. е. вместе с турбулентными вихрями, всегда возникающими в движущемся воздухе.

Но 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. Это значит, что при более высокой температуре воздух способен содержать больше водяного пара, чем при более низкой температуре. Зависимость упругости насыщения от температуры представлена на

Рис. 39. Упругость насыщения в зависимости от температуры.

рис. 39. Например, при температуре 0° упругость насыщения равна 6,1 мб, при +10°—12,3 мб, при +20° — 23,4 мб, при + 30° —42,4 мб. Таким образом, на каждые 10° температуры упругость насыщения и пропорциональное ей содержание насыщающего водяного пара в воздухе возрастают почти вдвое. При температуре +30° воздух может содержать водяного пара в состоянии насыщения в 7 раз болыпе, чем при температуре 0°.

2. Капельки жидкой воды (облаков и туманов) часто находятся в атмосфере в переохлажденном состоянии. При температурах до —10° состояние переохлаждения в атмосфере обычно, и лишь при более низких температурах часть капелек замерзает. Поэтому в атмосфере жидкая вода и лед часто находятся в непосредственной близости; многие облака состоят из тех и других элементов одновременно, являются смешанными.

При отрицательных температурах упругость насыщения по отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отно1иению к переохлажденным капелькам (рис. 40). Например, при температуре —10° над переохлажденной водой упругость насыщения 2,85 мб, а надо льдом 2,60 мб. При температуре —20° — соответственно 1,27 и 1,03 мб. Если, например, при температуре —10° фактическая упругость водяного пара 2,7 мб, то для переохлажденных капелек такой воздух будет ненасыщенным, и капельки в нем должны испаряться; но для кристалликов он будет уже перенасыщенным, и кристаллики должны расти. Такие условия действительно создаются в облаках и очень важны для выпадения осадков, к чему мы еще вернемся.

Различие в упругости насыщения над водой и льдом объясняется тем, что силы сцепления между молекулами льда больше, чем между молекулами воды. Поэтому состояние насыщения,

Рис. 40. Разность упругости насыщения над водой и льдом и относительная влажность при насыщении надо льдом в зависимости от температуры.

т. е. состояние подвижного равновесия между потерей и приходом молекул, наступает для льда при меньшем содержании водяного пара в окружающем воздухе, чем для жидкой воды.

3.    Для выпуклых поверхностей, какими являются поверхности капелек, упругость насыщения больше, чем для плоской поверхности воды. Это объясняется тем, что на выпуклой поверхности силы сцепления между молекулами меньше, чем на плоской поверхности. Для крупных капелек это превышение незначительно. Но, например, для капелек радиусом 10~7см для насыщения нужна втрое большая упругость водяного пара в воздухе, чем для плоской водной поверхности. Это значит, что в воздухе, который насыщен по. отношению к плоской водной поверхности, такие мелкие капельки существовать не могут: для них воздух насыщенным не будет, и они быстро испарятся.

4.    Если в воде растворены соли, то упругость насыщения для такого раствора меньше, чем для пресной воды, и тем меньше, чем больше концентрация солей. Поэтому над морской водой насыщение устанавливается при упругости пара меньшей, чем над пресной водой, примерно на 2%. Упругость насыщения понижается, следовательно, и для капелек, содержащих растворенный хлористый натрий и другие соли морской воды. А капли облаков действительно эти соли содержат, поскольку образуются на солевых ядрах конденсации, о которых будет сказано ниже.

2. Скорость испарения

1.    Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени, например за сутки, с данной поверхности. Она прежде всего пропорциональна разности между упругостью насыщения при температуре испаряющей поверхности и фактической упругостью водяного пара в воздухе: Esе (закон Дальтона).

4eSi меньше разность (Esе), тем медленнее идет испарение, т. е. тем меньше водяного пара переходит в воздух за единицу времени. Если испаряющая поверхность теплее воздуха, то Es больше, чем упругость насыщения Е при температуре воздуха; поэтому испарение продолжается и тогда, когда воздух уже насыщен, т. е. когда e = E<Es. 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.

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

Итак,

V = k-Z*f±f(v),    (1)

где k — коэффициент пропорциональности.

2.    Измерение испарения является трудной задачей. Легко измерить испарение с поверхности воды в чашке прибора — испарителя— или в небольшом искусственном бассейне. Однако нельзя вполне приравнивать такое испарение к испарению с большого естественного водоема. В последнем случае испарение меньше, чем определенное по испарителю. Измерить испарение с поверхности почвы намного труднее; соответствующие приборы — почвенные испарители — существуют, но определяемые ими величины испарения из вырезанных монолитов почвы также

'могут отличаться от испарения в естественной обстановке.

Положение еще осложняется и транспирацией, которая, будучи процессом биологическим, для разных видов растений различна при одинаковых метеорологических условиях.

Поэтому для определения испарения с больших географических площадей прибегают к расчетным методам. Испарение с поверхности суши рассчитывается, например, по осадкам, стоку и влагосодержанию почвы, т. е. по другим элементам водного баланса, с которыми связано испарение и которые легче определяются путем измерений. Испарение с поверхности моря можно рассчитывать по формулам, близким к уравнению (1), т. е. из данных о влагосодержании воздуха, температуре и ветре.

3. Географическое распределение испаряемости и испарения

1.    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. Однако в случае большой испаряющей поверхности оно меньше, чем испарение, определенное по испарителю.

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. Например, в условиях Средней Азии испаряемость летом очень велика вследствие большого дефицита влажности при высоких температурах. С водных поверхностей в этом районе, например Аральского моря, испаряется большое количество воды с единицы поверхности. Но поблизости, в пустынях, где осадки очень малы, фактическое испарение из иссушенной песчаной почвы также очень мало; испаряться нечему.

2.    Рассмотрим числовые величины испаряемости на суше, определенные либо по испарению с водных поверхностей в приборах (испарителях), либо путем расчетов для небольших водных поверхностей по средним значениям других метеорологических элементов (для этого существуют эмпирические формулы).

В полярных областях, при низких температурах испаряющей поверхности, как упругость насыщения Es, так и фактическая упругость е малы и близки друг к другу. Поэтому разность яе) мала, и вместе с ней мала испаряемость. На Шпицбергене она только 80 мм в год, в Англии около 400 мм, в Средней Европе около 450 мм. На Европейской территории СССР испаряемость растет с северо-запада на юго-восток вместе с ростом дефицита влажности. В Ленинграде она 320 мм в год, в Москве 420 мм, в Луганске 740 мм. В Средней Азии с ее высокими летними температурами и большим дефицитом влажности испаряемость значительно выше: 1340 мм в Ташкенте и 1800 мм в Нукусе.

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 по Колорадо она выше 3000 мм. Только в Южной Америке нет областей с годовой испаряемостью более 2500 мм.

У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость относительно низка: 700—1000 мм. В береговых пустьщях Перу, Чили и Южной Африки годовая испаряемость также не более 600—800 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.

3. Рассмотрим теперь географическое распределение фактического испарения.

На карте XVI (из «Атласа теплового баланса земного шара» под редакцией М. И. Будыко) приводятся рассчитанные годовые суммы фактического испарения. Можно видеть, что испарение с океанов (где оно совпадает с испаряемостью) значительно превышает- испарение с суши. На большей части акватории мирового океана в средних и низких широтах оно от 600 до 2500 мм, а максимумы доходят до 3000 мм. В полярных водах при наличии льдов испарение сравнительно невелико. На суше годовые суммы испарения от 100—200 мм в полярных и пустынных районах (в Антарктиде еще меньше) до 800—1000 мм во влажных тропических и субтропических областях (юг Азии, страны по Гвинейскому заливу и Конго, юго-восток США, восточное побережье Австралии, острова Индонезии, Мадагаскар). Максимальные значения на суше — несколько больше 1000 мм.

Карта XVI. Испарение с подстилающей поверхности. Средние годовые величины (в мм/год).

4. Характеристики влажности

1.    Влагосодержание воздуха1 * 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.

2.    Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. О двух из них было сказано в главе второй. Это, во-первых, упругость (давление) водяного пара е — основная и наиболее употребительная характеристика влагосодержа-ния. Во-вторых, это относительная влажность г, т. е. процентное отношение фактической упругости пара к упругости насыщения при данной температуре:

г = 4- • 100°/0.

3.    Употребительной характеристикой является также абсолютная влажность, т. е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на кубический метр.

В главе второй было введено понятие плотности водяного пара

_ 0,623g

?W

Для того чтобы избежать чисел слишком малого порядка величины, плотность водяного пара выражают не в единицах CGS, а в единицах, в 106 раз больших, т. е. в граммах на кубический метр воздуха. Эту величину и называют абсолютной влажностью а. Для а получается выражение

а = 220 -|г г/м3,    (2)

где е — в миллибарах. 23

Итак, абсолютную влажность легко рассчитать, зная упругость пара и температуру воздуха (не забудем только, что Т — температура в абсолютной шкале). При температуре 0°С (273° К) и для состояния насыщения а = 4,9 г/м3.

Иногда абсолютной влажностью называют и упругость пара. Следует строго различать термины и называть абсолютной влажностью только плотность пара в граммах на кубический метр воздуха.

Обратим внимание, что абсолютная влажность меняется при адиабатических процессах. При расширении воздуха объем его увеличивается и то же количество водяного пара распределяется на больший объем; следовательно, плотность пара, т. е. абсолютная влажность, уменьшается. При сжатии воздуха, напротив, абсолютная влажность растет.

4. Еще одна широко применяемая характеристика влагосо-держанпя — удельная влажность sесть 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.

Как выяснено в главе второй,

0,623f?    , Р /л А 077 е \

р*=rt 11 р =ir(1-°’377ir)-

Отсюда удельная влажность s, т. е. отношение , напишется

Р

s = 0,623 —7— -г .    (3)

Последний член в знаменателе | 0,377 мал в сравнении

с единицей, и его без больших погрешностей можно отбросить. Тогда получим

s = 0,623 -у- .    (4)

Итак, удельную влажность можно вычислить, зная упругость пара и давление воздуха.

Удельная влажность выражается безразмерным числом. Из выражения (4) видно, что это число всегда очень мало, поскольку р во много раз больше, чем е. На практике удобнее выражать удельную влажность числами, увеличенными в тысячу раз, т. е. выражать ее числом граммов водяного пара в килограмме воздуха: s = 623 — г/кг. При таком условии удельная

Р

влажность выражается уже не тысячными долями, а единицами или десятками (граммов на килограмм).

Удельная влажность не меняется при адиабатическом расширении или сжатии воздуха, в отличие от абсолютной влажности, так как при адиабатических процессах меняется объем воздуха, но не масса его.

5. Для разных целей применяются еще три характеристики влажности. Во-первых, это точка росы т, т. е. та температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить воздух. Так, например, если при температуре воздуха + 27° упругость пара в нем 23,4 мб, то такой воздух не является насыщенным. Для того чтобы он стал насыщенным, нужно было бы понизить его температуру до +20°. Вот эта последняя величина +20° и является в данном случае точкой росы для воздуха. Очевидно, что, чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к насыщению. При насыщении точка росы равна фактической температуре.

Другая характеристика называется отношением смеси. Отношение смеси есть содержание водяного пара в граммах на килограмм сухого воздуха. Эта величина мало отличается от удельной влажности.

Третья характеристика — дефицит влажности, т. е. разность между упругостью насыщения Е при данной температуре воздуха и фактической упругостью е пара в воздухе: d = Eе. Иначе говоря, дефицит влажности характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах.

5. Измерение влажности воздуха

В приземных условиях влажность воздуха определяется всего удобнее психрометрическим методом, т. е. по показаниям двух термометров — с сухим и со смоченным резервуаром (сухого и смоченного). Испарение воды с поверхности смоченного термометра понижает его температуру по сравнению с температурой сухого термометра; понижение это тем больше, чем больше дефицит влажности. По разности температур сухого и смоченного термометров вычисляют упругость пара и относительную влажность воздуха. Для практических расчетов служат специальные психрометрические таблицы. Величины упругости насыщения в психрометрических таблицах всегда даются для плоской поверхности пресной воды. Для отрицательных температур дополнительно даются соответствующие значения относительно льда.

Пара термометров — с сухим и со смоченным резервуаром — называется психрометром. Психрометр помещается в метеорологической будке, причем резервуар одного из термометров постоянно поддерживается в смоченном состоянии (он обвязан батистом, конец которого опущен в стаканчик с водой). Для экспедиционных и микроклиматических наблюдений применяется аспирационный психрометр Ассмана, в котором резервуары термометров помещены в никелированные металлические трубки; при наблюдениях принудительная вентиляция пропускает сквозь трубки поток воздуха, обдувающий термометры. Один из термометров увлажняется перед самым наблюдением.

Применяют также волосной гигрометр, основанный на том, что обезжиренный волос изменяет свою длину при изменении относительной влажности. Это относительный прибор, который нужно градуировать по психрометру. Принцип волосного гигрометра применяется в самопишущих приборах (гигрографах и метеорографах). Для аэрологических наблюдений применяются также методы определения влажности воздуха по изменению натяжения гигроскопической органической пленки или по химическим реакциям.

Существуют и другие методы определения влажности, например весовой и конденсационный.

6. Суточный и годовой ход упругости пара 24

Но в теплое время года в глубине материков упругость пара по большей части имеет двойной суточный ход (рис. 41 и 42).

Рис. 41. Суточный ход упругости пара в тропическом океане (верхняя кривая) и в пустыне (Нукус) зимой и летом.

 

Первый минимум насту-Океан    пает 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.

По оси ординат отложены отклонения от средних суточных значений в миллиметрах ртутного столба.

 

Рис.

42. Суточный ход упругости пара в Иркутске в июле.

 

 

2. Причиной двойного суточного хода влагосо-держания является развитие конвекции над сушей летом в дневные часы. Начиная с восхода солнца почва нагревается. Вместе с этим возрастает испарение и упругость пара