Бабиков М.А. Авиационная метеорология

Подождите немного. Документ загружается.

2. Смешение двух воздушных масс, обладающих различ-

ной температурой и близких к насыщению.

3. Понижение температуры воздуха.

Первый из этих процессов имеет существенное значение

только вблизи земной поверхности, где есть источники испа-

рения. Но и здесь он может привести к конденсации водяного

пара в атмосфере лишь при условии, что температура испа-

ряющей поверхности выше температуры воздуха. При равен-

стве этих температур возможно, в крайнем случае, достиже-

ние насыщения, но отнюдь не конденсация. Поэтому этот

процесс способен образовать лишь такие виды туманов, как,

например, осенние и зимние испарения над открытыми

водоемами, более теплыми, чем воздух над ними.

В высоких слоях атмосферы нет источников испарения.

Поэтому здесь к конденсации может привести только или

смешение воздушных масс, или понижение температуры одной

и той же воздушной массы 1. Но количество пара, конденси-

рующегося путем смешения, бывает очень небольшим, и один

этот процесс может привести к образованию не очень мощных

облаков, которые не дают осадков.

Основным же процессом, приводящим к образованию

большинства видов облаков и туманов, является процесс

понижения температуры воздуха. Наоборот, повышение тем-

пературы воздуха приводит к рассеиванию туманов и облаков.

Эти два процесса могут наблюдаться, конечно, и у земли, наравне

с первым.

ГЛАВА III

ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА И ЕЕ ИЗМЕНЕНИЯ

ПРОЦЕССЫ НАГРЕВАНИЯ И ОХЛАЖДЕНИЯ ВОЗДУХА

Всякое тело, имеющее температуру выше абсолютного

нуля 1, испускает лучистую энергию, которая распространяется

в окружающей среде в виде колебаний с волнами различной

длины. Тела с температурой выше 500° (считая от абсолют-

ного нуля) излучают коротковолновые световые лучи, которые

воспринимаются глазом. Тела с температурой ниже 500°

излучают только невидимые тепловые (инфракрасные) лучи,

соответствующие более длинным волнам.

Одновременно всякое тело поглощает энергию, излучаемую

другими телами. Таким образом, все тела обмениваются

излучаемой энергией. При этом более нагретое тело излучает

в единицу времени больше энергии, чем получает ее от других

тел, и потому остывает. Наоборот, тело с более низкой тем-

пературой поглощает энергии больше, чем излучает ее

и потому нагревается.

Например, когда мы приближаемся к достаточно нагретой

печи, тс» обращенные к ней части нашего тела ощущают

лучистое тепло, исходящее от печи, так как само наше тело

излучает меньше энергии, чем получает. Наоборот, прибли-

жаясь к более холодному телу, например, к глыбе льда, мы

будем испытывать потерю тепла, так как лед излучает энер-

гии гораздо меньше, чем наше тело.

Такой способ передачи тепловой энергии называется из-

лучением, или радиацией.

Поверхность земли и атмосфера получают огромное коли-

чество лучистой энергии от солнца. При этом сама атмосфера

поглощает очень малую долю поступающей в нее солнечной

энергии и, следовательно, непосредственно солнечными лучами

нагревается незначительно. Большая часть лучистой солнеч-

ной энергии проходит свободно до земной поверхности и на-

1 Абсолютным нулем называется температура, при которой движения

молекул замирают (соответствует —273°,1 С).

гревает ее. Нагретая земная поверхность также излучает

энергию, но уже в виде невидимых тепловых лучей. Атмо-

сфера почти целиком поглощает тепло, излучаемое земной

поверхностью, и в свою очередь излучает энергию по направ-

лению к земной поверхности и частично в мировое про-

странство.

Таким образом, между земной поверхностью и атмосфе-

рой происходит непрерывный обмен тепловой энергией путем

излучения, причем поток тепла бывает направлен всегда

к менее нагретому телу, т. е. если воздух оказывается теплее

земли, то он отдает часть тепла земле, а сам охлаждается

и наоборот.

Кроме излучения, обмен теплом между земной поверх-

ностью и воздухом происходит при непосредственном сопри-

косновении их путем теплопроводности, когда тепло-

вая энергия передается от одной молекулы воздуха к другой.

Но воздух — плохой проводник тепла, поэтому когда движе-

ния воздуха отсутствуют (штиль), то обмен теплом с, земной

поверхностью путем теплопроводности распространяется толь-

ко на очень тонкий слой воздуха, прилежащий непосред-

ственно к земле. При штиле за ночь воздух охлаждается от

земной поверхности путем теплопроводности примерно на

высоту до 1 м. Если же в воздухе наблюдаются вертикаль-

ные движения, то при этом земля омывается все новыми

и новыми потоками воздуха, опускающимися из вышележа-

щих слоев, и обмен теплом через непосредственное сопри-

косновение распространяется в воздухе на большую высоту,

которая зависит от того, насколько высоко поднимаются

восходящие потоки. В этом случае наряду с теплопровод-

ностью появляется конвективный перенос тепла,

обусловленный перемещением самих нагретых и охлажденных

частиц. , л !

Таким образом, между температурой приземных слоев

воздуха и температурой земной поверхности существует тес-

ная зависимость. Изменение температуры почвы довольно

быстро передается приземным слоям воздуха и, наоборот,

изменения температуры воздуха вызывают соответствующие

изменения температуры подстилающей поверхности.

С высотой эта связь становится все слабее и слабее.

Отдельные участки земной поверхности обладают разной

способностью нагреваться лучистой энергией солнца и излу-

чать тепло в зависимости от различий в цвете, теплоемкости,

теплопроводности и способности испарять воду. Например,

вода медленно нагревается, но также медленно и остывает.

Суша же быстрее нагревается, но также быстро и охлаж-

дается путем излучения. По-разному нагреваются и охлаж-

даются песок, пашня, луг, лес и т. д.

Большое значение для нагревания и охлаждения суши

имеет облачность. При ясном небе почва днем хорошо про-

гревается солнцем, но также сильно и охлаждается ночью

путем излучения (радиации). Пасмурное небо уменьшает

нагрев днем, но и предохраняет землю от ночного радиацион-

ного выхолаживания.

Большое значение для нагрева и охлаждения почвы и

приземного воздуха имеет рельеф местности. Так, например,

в низинах и особенно в котловинах, закрытых со всех сторон

и не имеющих стока для холодного воздуха, радиационное

ночное или зимнее выхолаживание может достигать большой

величины, и на дне этих котловин образуется как бы озеро

очень выхоложенного воздуха.

Днем же при солнце приземный воздух в низинах и кот-

ловинах нагревается сильнее, чем на возвышенностях.

Но есть еще причина, вызывающая изменения темпера-

туры воздуха — это вертикальные перемещения

воздуха.

Известно, что воздух при обычно наблюдающихся темпе-

ратурах при сжатии нагревается, а при расширении охлаж-

дается. Если воздух при этом не входит в тепловой обмен

с окружающей средой, то такой процесс называется адиа-

батическим. При расширении газ совершает работу про-

тив сил внешнего давления с затратой внутренней тепловой

энергии, что и ведет к понижению температуры. При сжатии

происходит обратный процесс.

Адиабатическое нагревание воздуха от сжатия можно

видеть, например, при работе с велосипедным насосом, когда

нижняя часть его сильно нагревается.

Примером адиабатического охлаждения воздуха при рас-

ширении может служить сильное охлаждение шлангов при

запуске моторов сжатым воздухом. При резком расширении

воздуха шланги иногда покрываются инеем.

В атмосфере расширение воздуха происходит при его

подъеме, а сжатие — при опускании.

При всяком восходящем движении воздух, попадая под

более низкое давление, расширяется и охлаждается и, наобо-

рот, при всяком нисходящем движении, попадая под более

высокое давление, сжимается и нагревается.

Иногда ошибочно считают, что охлаждение воздуха при

его подъеме происходит потому, что наверху холоднее, а на-

гревание воздуха при опускании—потому, что внизу теплее.

Необходимо усвоить, что воздух при опускании будет нагре-

ваться от сжатия даже и в том случае, когда температура

у земли ниже, чем наверху.

Установлено, что не насыщенный паром воздух при подня-

тии на каждые 100 м охлаждается на 1° (точнее на 0°,98),

а при опускании на 100 м он нагревается на 1°.

Для ненасыщенного воздуха эта величина изменения тем-

пературы при вертикальных перемещениях является величи-

ной постоянной.

В случае же, когда поднимается воздух, насыщенный па-

ром, в нем при понижении температуры происходит конден-

сация, которая сопровождается выделением скрытой теплоты

парообразования ^1. В результате охлаждение поднимающегося

насыщенного воздуха происходит на величину, меньшую, чем

1° на каждые 100 м поднятия. Эта величина непостоян-

н а, так как она зависит от того, сколько конденсируется

пара и выделяется скрытой теплоты.

При высокой температуре в насыщенном воздухе содер-

жится больше пара (табл. 1), следовательно, при охлаждении

происходит более обильная конденсация и выделяется боль-

шее количество тепла. В результате поднимающийся воздух

охлаждается не так сильно. При низкой температуре в насы-

щенном воздухе пара мало, конденсация менее обильна и

тепла выделяется мало. В результате охлаждение такого

воздуха при поднятии происходит почти так же, как и сухого.

В таблице 3 приведены величины охлаждения насыщенного

воздуха при подъеме его на каждые 100 м для разных на-

чальных температур и при разном атмосферном давлении.

Таблица 3

1000

750

500

-30°

0°,92

,90

0°,87

-20°

0°,86

0°,83

0°,78

— 10°

0°,7б

0°,71

0°,64

0°

0°,65

0°,59

0°,51

10°

0°,53

0°,48

0°,41

20°

0°,43

0°,39

0°,33

30°

0°,36

0°,33

0°,29

Из таблицы видно, что величина охлаждения поднимаю-

щегося насыщенного воздуха зависит также и от давления.

При более низком давлении воздух менее плотен и освобож-

дающееся тепло идет на нагревание меньшей массы. В ре-

зультате при одной и той же начальной температуре, но при

более низком давлении величина охлаждения несколько

меньше.

Для простоты рассуждений будем считать, что насыщен-

ный воздух при поднятии на 100 м охлаждается в среднем

на

0°,5.

Если же насыщенный воздух опускать, то он начнет на-

греваться, его относительная влажность уменьшится и воздух

будет нагреваться на 1° на 100 м высоты.

^1 На превращение каждого грамма воды в пар затрачивается около

600 малых калорий (единиц тепла) и наоборот, когда пар конденсируется

в воду, на каждый грамм получающейся воды освобождается и выде-

ляется в воздух около 600 малых калорий.

3 192

Таким образом, понижение температуры воздуха может

происходить путем:

1) излучения воздухом тепла к более холодной земле или

в мировое пространство;

2) непосредственного соприкосновения воздуха с более

холодной земной поверхностью или с другими более холод-

ными слоями воздуха;

3) расширения воздуха при его восходящем движении,

Все эти процессы повышают относительную влажность

воздуха и могут привести к конденсации водяного пара. Из

них первые два процесса приводят к конденсации пара в при-

Рис. 5. Образование облака с наветренной сто-

роны горного хребта

земном слое, т. е. к образованию туманов или очень низких

облаков; восходящие оке движения воздуха являются основ-

ным процессом, образующим большинство видов облаков,

особенно мощных облаков, дающих обильные осадки.

Наоборот, нисходящие движения воздуха, вызывая его

адиабатическое нагревание, приводят к рассеиванию облач-

ности и к уменьшению относительной влажности воздуха.

Значение восходящих и нисходящих движений воздуха

для образования облачности наиболее наглядно проявляется

в горных районах. Так, например, если при горизонтальном

движении воздуха на пути воздушного потока встречается

горный хребет (рис. 5), то с наветренной стороны хребта

воздух, который вынужден восходить вдоль склонов хребта,

охлаждается и в нем может образоваться облачность. С под-

ветренной же стороны хребта, где воздух вынуждается к ни-

сходящему движению, облачность будет рассеиваться.

Для возникновения и развития восходящих и нисходящих

движений воздуха большое значение имеет его влажность,

а также распределение температуры воздуха по высоте.

ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ ГРАДИЕНТ

Величина понижения температуры с увеличением высоты

через каждые 100 м называется вертикальным тем-

пературным градиентом, который необходимо отли-

чать от индивидуального изменения температуры

в поднимающемся воздухе. Вертикальный температурный

градиент характеризует распределение температуры на раз-

ных высотах в каком-либо столбе воздуха, а индивидуальное

изменение температуры указывает изменение температуры

одной и той же поди и мающейся массы воздуха.

[В отличие от вертикального температурного градиента эту ве-

личину индивидуального охлаждения поднимающейся массы

воздуха называют иногда адиабатическим градиен-

том. Для ненасыщенного воздуха эта величина постоянна и

равна 1° на каждые 100 м; она называется сухоадиаба-

тическим градиентом. Для насыщенного воздуха эта

величина непостоянна, она меньше 1° на 100 л и называется

влажноадиабатическим градиентом.

Если разность показаний термометра у земли и где-либо

на высоте 8—10 км разделить на число сотен метров высоты,

то получится средняя величина вертикального температурного

градиента. В теплое время года она равна около 0°,6 на

100 ж, а в холодное — около 0°,4 на 100 м. Эти цифры обыч-

но и берутся для приближенных расчетов при определении

температуры на высотах.

Но если подниматься с термометром и измерять темпера-

туру воздуха по ступенькам через каждые 100 м, то обнару-

жится, что величина вертикального температурного градиента

не будет постоянной на всех высотах; она также может из-

меняться и с течением времени на одной и той же высоте.

Особенно большие отклонения величины вертикального тем-

пературного градиента от средних величин наблюдаются

в слое нижних 2—3 км. Например, над сушей летом при

сильном, снизу (от земли) идущем, нагреве приземного слоя

воздуха падение температуры с высотой в нижнем слое

достигает величины более 1° на каждые 100 м; выше 3—4 км

величина вертикального температурного градиента обычно

бывает

близкой

0°,6—0°,7.

В тропосфере очень часто и притом на разных высотах

встречаются слои, в которых температура с высотой не толь-

ко не понижается, но даже повышается. Такие слои называ-

ются слоями инверсии (или иногда просто инверсиями).

В слоях инверсий вертикальный температурный градиент счи-

тается величиной отрицательной. Слои, в которых температура

с высотой не меняется, называются слоями изотермии.

В таблице 4 приведено распределение температуры воз-

духа на различных высотах, полученное при одном из еже-

дневных зондирований.

Рис. 6. Кривая распределе-

ния температуры с высотой

Таблица 4

Н км 0 0,2 0,5 1,0 1,5 2,0 3,0 4,0

t= -17°,0 -17°, 8 -20°, 2 -13°, 5 -12°, 3 -13°, 6 -17°, 2 -22°, 0

Продолжение

Н км 5,0 6,0 7,0 8,0 9,0

10,0 11,0 12,0

t= -27°, 6 -34°, 7 -40°, 3 -45°, 0 -51°, 3 -56°,8 -59°, 9 -60°, 7

На рис, 6 это же распределение показано в виде графика.

Из таблицы и графика видно, что от земли до высоты 500 м

температура понижается, в слое от

500 до 1 500 м наблюдается инвер-

сия; выше 1 500 м температура сно-

ва понижается с высотой в среднем

на 5—6° на каждые 1 000 м.

Слои инверсии могут наблюдать-

ся на различных высотах. Встреча-

ются иногда одновременно несколь-

ко слоев инверсий, расположенных

на разных высотах. Толщина слоев

инверсий может колебаться от не-

скольких десятков до нескольких

сотен метров. Также значительно

колеблется величина повышения

температуры с высотой в различных

случаях

^1.

Иногда встречается неправильное пред-

ставление, что инверсия — это слой очень

теплого воздуха, температура которого

всегда выше 0°. Это, конечно, неверно.

Слой инверсии характеризуется только тем,

что в нем вместо обычного падения тем-

пературы с высотой наблюдается ее повы-

шение, причем это повышение может быть и на общем фоне

довольно низких температур. Например, в случае, представ-

ленном

на

рис.

6, в

слое

инверсии

наблюдалась температура

от

—20°

.до

—12°.

1 Более подробно об инверсиях будет сказано далее на стр. 54.

ГЛАВА IV

ВОСХОДЯЩИЕ И НИСХОДЯЩИЕ ДВИЖЕНИЯ ВОЗДУХА

ВИДЫ ВОСХОДЯЩИХ ДВИЖЕНИЙ

Восходящие и нисходящие движения воздуха могут воз-

никать вследствие различных причин и иметь различный ха-

рактер. Различают три основных вида восходящих движений.

1. Конвекция. Так называются вертикально направ-

ленные восходящие и нисходящие потоки воздуха, которые

обычно возникают в случае, когда какая-либо порция воздуха

оказывается нагретой больше, чем соседние с ней массы

воздуха. Такая конвекция развивается обычно над сушей

летом в дневные часы при солнечной погоде благодаря нерав-

номерному нагреванию земной поверхности. Она возникает

в нижних слоях в виде мелких отдельных струек, образую-

щих многочисленные беспорядочно распределенные восходя-

щие и нисходящие токи воздуха (рис. 7). Однако при опре-

деленных благоприятных условиях такая неупорядоченная

конвекция может превращаться в мощные восходящие и ни-

сходящие воздушные потоки, пронизывающие иногда всю

толщу тропосферы (рис. 8).

Конвекция нередко возникает также в случае, когда

какая-нибудь довольно мощная холодная воздушная масса

перемещается над более теплой подстилающей поверхностью.

Примером может служить возникновение конвекции в воз-

духе, перемещающемся зимой с суши на открытое море или,

наоборот, летом с моря на более теплую сушу.

При всякой конвекции наряду с восходящими потоками

воздуха развиваются и нисходящие. Летящий самолет при

конвекции испытывает «болтанку».

2. Восходящее скольжение. Так можно назвать все вос-

ходящие движения больших масс воздуха, которые возникают

при натекании его на довольно крупные препятствия, напри-

мер, на горные хребты (рис. 9,а). Чаще всего в атмосфере

наблюдается поднятие теплого воздуха при натекании его на

холодный; при этом холодный воздух располагается под теп-

Рис. 7. Неупорядоченная конвекция

лым воздухом очень пологим клином (рис, 9,6). Таким обра-

зом, почти все подобного рода поднятия воздуха осуществля-

ются в виде весьма пологих восходящих скольжений под

очень малым углом к горизонту. Только в случае, когда

холодный воздух сам движется в сторону теплого и подте-

кает под него (рис. 9,в), клин его в передней части вследствие

трения бывает довольно крут, и здесь вынужденное поднятие

теплого воздуха совершается часто в виде мощной конвекции.

При известных условиях может наблюдаться и нисходя-

щее скольжение теплого воздуха вдоль клина холодного.

3. Динамическая турбулентность. Сущность этого явления

заключается в том, что когда воздух перемещается над зем-

ной поверхностью в горизонтальном направлении, то благо-

даря трению о неровности земли в нем возникает целый ряд

отдельных вихрей (рис. 10). Эти вихри ориентированы совер-

шенно беспорядочно, направление их может быть самое

разнообразное; также разнообразны бывают и размеры этих

вихрей.

Но так или иначе в слое динамической турбулентности

имеются отдельные восходящие и нисходящие движения воз-

духа.

Динамическая турбулентность наблюдается и летом и зи-

мой. Она хорошо развивается нал пересеченной мест