ВОЗДУХ И АТМОСФЕРА

(по )

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. 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.

Воздух без водяного пара называют сухим воздухом. У зем­ной поверхности сухой воздух 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 О2).

Оставшийся 1 % приходится почти целиком на аргон (Аr). Всего 0,08% остается на углекислый газ (СО2). Многочислен­ные другие газы входят в состав воздуха в тысячных, миллион­ных и еще меньших долях процента. Это криптон, ксенон, неон, гелий, водород, озон, йод, радон, метан, аммиак, перекись водорода, закись азота и др.

Все перечисленные выше газы всегда сохраняют газообраз­ное состояние при наблюдающихся в атмосфере температурах и давлениях не только у земной поверхности, но и в высоких слоях.

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%. Совер­шенно незначительно меняется процентное содержание азота и кислорода.

Рис. 1. Состав сухого воздуха у земной поверхности.

Водяной пар в воздухе

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.

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° 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.

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

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.

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

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.

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 мк 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.

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 (SO2, CO 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 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 108—109 аэрозоль­ных частичек. Общий их вес в атмосфере не менее 108 т. Это ог­ромное число; но оно мало по сравнению со всей массой атмо­сферы, которая, как мы увидим дальше, определяется в 5*1015 т.

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.

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. Дымка, облака, туманы

Капельки и кристаллы, в отличие от пылинок, возникают в самой атмосфере при конденсации водяного пара и могут ис­чезать, не выпадая, вследствие испарения. Если они очень 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. Ионы в атмосфере

Часть молекул атмосферных газов и частиц атмосферного аэрозоля — капелек, пылинок, кристаллов — несет электрические заряды. Эти заряженные частички называются ионами.

Молекулы воздуха заряжаются вследствие потери электрона или присоединения свободного электрона. К заряженной моле­куле присоединяются другие молекулы, в которых происходит путем индукции разделение зарядов. Так возникает электри­чески заряженный комплекс молекул, называемый легким ионом. Заряженные молекулы могут также присоединяться к ядрам конденсации или пылинкам, взвешенным в воздухе, вследствие чего возникают более крупные тяжелые ионы с массами в ты­сячи раз большими, чем у легких ионов.

Содержание легких ионов у земной поверхности — несколько сотен на один кубический сантиметр, тяжелых — от нескольких сотен до десятков тысяч на один кубический сантиметр.

Капельки и кристаллы облаков и осадков, возникая на ионах как на ядрах конденсации, присоединяя их в дальнейшем, 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).

С высотою содержание ионов увеличивается, особенно в слоях выше 80—100 км. Как говорилось выше, ионы являются здесь в основном заряженными атомами кисло­рода, гелия и водорода; в слоях от 100 до 200 км, правда, пре­обладают молекулярные ионы окиси азота (NO). 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

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 кучево-дождевых (грозовых).

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.

10. Уравнение состояния газов

Основными характеристиками 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

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:

или

где плотность газа ρ — 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

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.

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

В настоящее время в метеорологии давление выражают в абсолютных единицах — миллибарах (мб). Один миллибар есть давление, которое сила в 1000 дин производит 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 от величины давления в миллиметрах ртутного столба к величине в миллибарах нужно давление в миллиметрах ртутного столба умножить на 4/3; 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 1013250 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

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.

Температура воздуха, а также почвы и воды в большин­стве 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 5/9°С, а нуль шкалы Фаренгейта приходится на -17,8° С. Нуль шкалы Цельсия соответствует +32° F, a +100°C = +212°F.

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°

13. Плотность воздуха

Плотность воздуха непосредственно не измеряется: она вычисляется с помощью уравнения состояния газов. Применяя уравнение состояния газов к сухому воздуху, сле­дует ввести числовое значение газовой постоянной для сухого воздуха Rd, равное 2,87*106, если ρ 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 — e. Следовательно, для этой части смеси, для сухого воздуха, уравнение состояния напишется так:

Для водяного пара, находящегося в смеси, уравнение состоя­ния напишётся

где множитель 0,623 представляет собой отношение плотностей водяного пара и сухого воздуха. Так как общая плотность влаж­ного воздуха ρ' равна сумме плотностей сухого воздуха и водяного пара ρd + ρw, то уравнение состояния для влажного воздуха окончательно напишётся так:

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

Вследствие малости отношения е/р можно с достаточной точностью приближенно написать, что

и тогда уравнение состояния для влажного воздуха примет вид

Назовем функцию от температуры, давления и упругости пара t( 1+0,377*e/p) виртуальной температурой Tv. Тогда можно написать

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 Tv, 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.

Из уравнения (6) видно, что влажный воздух несколько менее плотен, чем сухой воздух при тех же значениях давления и 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.

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/м3, 10 км — 411 г/м3, 20 км — 87 г/м3.

На высотах около 300 км плотность воздуха имеет порядок величины 10-8 г/м3, т. е. в сто миллиардов раз меньше, чем у земной поверхности. На высоте 500 км плотность воз­духа уже 10-9 г/м3, на высоте 750 км — 10-10 г/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.

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 высота (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

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?

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

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

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 ρ*dz, где ρ — плотность воздуха, а сила тяжести равна gρdz. 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 gρdz; 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

или

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.

Основное уравнение статики можно написать еще так:

Величина –dp/dz 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 ρ, мы получим –1/ρ*dp/dz — 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.

Чтобы получить выражение для изменения давления при конечном приросте высоты, нужно уравнение (10) проинтегрировать в пределах от уровня z1 с давлением р1 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 ρ = p/RT. Подставив это зна­чение для р в уравнение (10), получим

или

Возьмем определенные интегралы от обеих частей уравнения (13) в пределах от р1 до р2 и от z1 до z2. При этом g и R, как постоянные, можно вынести за знак интеграла. Получим

или

Температура Т — 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 z1 и z2, а его уже можно вынести за знак интеграла. Определить Тт можно с достаточ­ным приближением, измерив, например, температуру на уров­нях z1 и z2 и взяв среднюю арифметическую из этих двух зна­чений. Тогда

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.

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

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 сухого воздуха, умноженное на (1+0,377*e/p). Иначе можно 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.

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

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

Выражение dz/dp называется барической ступенью (или баро­метрической ступенью). Барическая ступень — величина, обрат­ная вертикальному барическому градиенту –dp/dz, составляю­щая, очевидно, прирост высоты, при котором атмосферное давление падает на единицу. Из формулы (19) видно, что барическая 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 прибо­лев 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 ступени для разных р и Т, можно легко производить те расчеты, для которых применяются баро­метрические формулы, если толь­ко разность высот не очень ве­лика.

Рис. 3. Убывание атмосферного давления с высотой в зависимости от температуры воздушного столба.

При одинаковом давлении внизу дав­ление 500 мб в теплом столбе наблю­дается на 350 м выше, чем в холодном.

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 области — областями низкого давления. Этот важный факт нам понадобится в главе шестой.

17. Среднее распределение атмосферного давления с высотой

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 и 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.

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 тече­нием времени; стало быть, не­прерывно 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.

Рис. 4. Изменение атмосферного давления с высотой.

18. 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 • 1015 т. 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:

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

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:

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

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

Отсюда уравнение (23) перепишем так:

или

Это последнее уравнение можно проинтегрировать в преде­лах от значений температуры Т0 и давления р0 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. Показатель AR/cp равен 0,288. Для влажного ненасыщенного воздуха вместо температуры Т следует брать виртуальную температуру Тv.

Смысл уравнения Пуассона состоит в следующем. Если дав­ление в массе сухого или ненасыщенного воздуха меняется от р0 в начале процесса до р в конце процесса, то температура в этой массе меняется от Т0 в начале до T 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 к уравнению (25):

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:

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

Величина Ag/cp равна 0,98°/100 м. Итак, при адиабатическом 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 1°/100 м называется сухоадиабатическим градиентом Гd. 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

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 Гs.

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.

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°/100 м. 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 1°/100 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

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 1°/100 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 темпера­тура — 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.

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

Рис. 6. Псевдоадиабатический процесс на адиа­батной диаграмме.

От точки А 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.

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

С помощью адиабатной диаграммы можно графически опре­делить изменение состояния при адиабатических процессах. На­пример, зная температуру Т0 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 псевдоади­абатический 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

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 р0, то температура его тоже изменилась бы по уравне­нию Пуассона. Новая температура была бы

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 Θ = T+z, где z — 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.

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.

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

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 –dT/dz, 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 dТ и положительном dz, градиент имеет положительную вели­чину.

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 0,6°/100 м. В нижних сотнях метров над нагретой подстилаю­щей поверхностью он может повышаться до 1o/100 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.

Если молекулярная температура с высотой меняется, то, вообще говоря, меняется также и потенциальная температура. Однако в случае, если молекулярная температура падает с вы­сотой на 1o/100 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 1o/100 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 1o/100 м, потенциальная температура с высотой убывает, причем убывает тем быстрее, чем больше градиент молекулярной тем­пературы превышает 1o/100 м.

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

27. Ветер и турбулентность

В зависимости от распределения атмосферного давления воздух постоянно перемещается в горизонтальном направлении. Это горизонтальное перемещение называется ветром. Скорость и направление ветра все время меняются. Средние скорости ветра у земной поверхности близки к 5—10 м/сек. Но иногда, в сильных атмосферных вихрях, скорости ветра у земной по­верхности могут достигать и превышать 50 м/сек. В высоких

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.

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.

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 темпера-туры. 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 кучево-дождевых (ливневых). Для возникновения конвекции такого рода необходимо, чтобы вертикальный градиент температуры был очень велик, а именно близок к 1°/100 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

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.

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

где S — вертикальный поток субстанции s на единицу площади, т. е. количество субстанции, переносимое за единицу времени через единицу площади; -ds/dz — вертикальный градиент суб­станции, 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.

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 Θ; поэтому для переноса тепла уравнение обмена пишется таким образом:

где Ср — удельная теплоемкость воздуха.

Согласно этой формуле, вертикальный поток тепла должен быть равен нулю, если -dΘ/dz = 0, т. е. если –dT/dz = 1°/100 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°/100 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 1o/100 м.

Равновесным градиентом температуры, при котором меня­ется направление турбулентного переноса тепла, является не 1°/100 м, а в среднем 0,6°/100 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 теплый, чем окружающий, а опускается вниз воз­дух более холодный, чем окружающий. Это и приводит к пере­носу тепла вверх даже при градиентах температуры ниже адиа­батического.

Тропосфера

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 0,6°/100 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.

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

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.

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.

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

31. Ионосфера

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 10-8—10-10 г/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—106 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 F). 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.

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

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.

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 докм. 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.

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

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.

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.