Происхождение, распространение, состав

Весь земной шар окутывает невидимым слоем атмосфера — его воздушная оболочка. Ответить со всей определенностью на вопрос, как она появилась, пока не представляется возможным. Имеются лишь гипотезы, но дело будущего установить, какая из них верна, а может быть, найдется новое, отличное от них решение. Время существования атмосферы и точных наблюдений над ней совершенно несопоставимы. Возраст воздушной оболочки составляет несколько миллиардов лет, период ее изучения — около 200 лет.

Исследуя состав земной атмосферы, ученые определили, что ее состав отличается от вероятного состава атмосферы, окружающей другие планеты Солнечной системы. Работа в этой области еще только начинается. Так, сведения об атмосфере Венеры получены с помощью советских и американских автоматических станций. Проводятся наблюдения над атмосферой Сатурна. Эти исследования позволили установить, что атмосферы планет земной группы типично окислительные, в них мало (или вовсе отсутствует) водорода и много углекислого газа (в атмосфере Венеры углекислого газа 93–97 %).

Химический состав земной атмосферы с течением времени меняется под влиянием поверхности земной коры, биологических факторов и ультрафиолетовой солнечной радиации. В соответствии с теорией образования Земли академика О. Ю. Шмидта, частицы гигантского облака космической пыли, из которого образовалась Земля, выделили постепенно основные газы — атмосферу. Позднее легкие газы улетучились. Считают, что в современную эпоху газы попадают в атмосферу главным образом при извержении вулканов. А затем вновь возвращаются на земную поверхность. Как в прошлом, так и теперь продолжается сложный процесс формирования атмосферы планеты. А влияние деятельности людей на состав атмосферы с каждым годом увеличивается.

Человек всегда стремился понять явления природы, оградить себя от опасных, определить полезные. Не случайно земляне обожествляли солнце, луну, гром и молнию, ветры и моря. С незапамятных времен сохранились сведения о погоде, смене ветров, радуге, муссонах, о пыльных бурях. Но уже в глубокой древности ученым приходилось несколько ограничивать власть божественной силы. Так, Пифагор говорил, что «бог поступает всегда по правилам геометрии». В первых записях древних по метеорологии был отмечен годовой цикл погоды. Более четырех веков до нашей эры в греческих городах на всеобщее обозрение выставлялись календари погоды (их называли паранегамами, от греческого слова прикреплять) с описаниями наблюдений предшествующих лет. В них говорилось о ветрах, бурях, дождях, грозах и туманах. Сохранились сведения, дающие возможность составить представление о погоде того времени. По отдельным данным (прилет и отлет домашней ласточки или цветение персика) можно установить, что климат был теплее настоящего.

Первой книгой об атмосферных явлениях была «Метеорология» Аристотеля. Труд великого ученого состоял из четырех частей: в первой описывались явления, происходящие в верхних слоях атмосферы, во второй — моря, в третьей — бури и вихри, а четвертая посвящалась «Теории четырех стихий». Следовательно, уже тогда были известны многие метеорологические явления и делались попытки установить взаимосвязь океанов и атмосферы. Впервые «Метеорология» была переведена на итальянский язык в 1474 г. До 1600 г. вышло 135 ее изданий с различными комментариями. Средние века оставили нам летописи, также упоминавшие о явлениях погоды.

В период Великих географических открытий было доказано, что наша планета имеет форму шара и климат на ней весьма разнообразен. Мореплавание потребовало развития астрономии, оптики, навигации. В XVII в. были изобретены термометр, барометр и многие другие приборы. История создания термометра до сих пор еще во многом неясна. Высказывается предположение, что над изобретением термометра работали одновременно несколько ученых. Однако пальма первенства принадлежит Г. Галилею. Два с половиной столетия ушло на унификацию наблюдений температуры воздуха, да и сейчас эта работа еще не закончена.

Аристотель ввел ошибочное представление об абсолютной легкости воздуха, которое укрепилось необыкновенно прочно. Галилей же изучал давление воздуха. Он вычислил высоту медного столба, уравновешивающего давление воздуха, хотя сам еще пользовался термином «сила пустоты». Так приблизилось время появления барометра. Его изобрели ученики Галилея — Торичелли и Вивиани. Примерно в середине XVII столетия появились барометры с надписями: «дождь», «сильный дождь», «буря» (со стороны низкого давления), «ясно», «очень ясно», «очень сухо» (со стороны высокого). Эти надписи существуют на барометрах и в наши дни.

В XIX в. возникла одна из ветвей метеорологии — синоптическая. В 1816–1820 гг. Брандео в Германии составил первые синоптические карты для Европы. В 1842 г. Лумис сделал их в США. Для первых карт были использованы наблюдения 36 станций, из которых три находились в России (сейчас в нашей стране 10 тыс. метеорологических станций).

Постепенное совершенствование и анализ синоптических карт позволили сделать многие фундаментальные выводы о движении и свойствах воздушных масс. Пришло время оформления их в самостоятельную дисциплину с конкретной практической задачей — предсказание погоды. Этому способствовало изобретение телеграфа, который стал использоваться для быстрейшей связи отдаленных: районов с центральными учреждениями в случае приближения бурь, а также организации всей метеорологической службы.

14 ноября 1854 г. на Черном море произошла жесточайшая буря. Стоявший в это время в Балаклавской бухте англо-французский флот был уничтожен. Это трагическое событие привело к организации во Франции регулярной службы, которую возглавил известный астроном У. Леверье. Через три месяца после балаклавской бури вышла первая опытная карта, для которой были использованы наблюдения 13 метеорологических станций Франции. В последующие годы стали поступать наблюдения и из других стран, составляться и публиковаться карты, организовалась служба штормовых предупреждений.

В 1872 г. возникла служба погоды и в России. В Главную физическую обсерваторию в Петербурге по телеграфу передавались сведения с 60 русских и зарубежных станций, штормовые предупреждения ограничивались лишь акваторией Балтийского моря и озер.

В течение нескольких десятилетий синоптический прогноз был, в сущности, прогнозом изменений поля давления атмосферы. Считалось, что горизонтальное распределение давления это и есть условия погоды. Но температура воздуха, осадки, облачность связаны не только с давлением. В атмосфере все значительно сложней. Необходима была перестройка самого метода синоптической метеорологии, его научных основ и прогностических возможностей. В 1915 г. в России возникло Военно-метеорологическое управление и Главная авиаметеорологическая станция. Да и сама метеорологическая наука уже была подготовлена к перестройке.

Развитие аэрологических наблюдений в конце XIX в., т. е. исследование верхних слоев атмосферы, привело к тому, что произошел поворот к изучению процессов в трех измерениях. Существенную роль в этом сыграли и успехи динамической метеорологии, в особенности учение о циркуляции атмосферы и об энергии атмосферных движений (В. Бьеркнес и М. Маргулес). Благодаря радиосвязи был установлен международный обмен метеорологическими сводками. Синоптические карты начали составляться для всего северного полушария, а затем и для Земного шара. Если во время первой мировой войны было несколько десятков станций, то к 40-м годам их насчитывалось уже тысячи. Сами передаваемые наблюдения стали подробнее, охватили большое число элементов. Радио стало основным средством информации о будущей погоде. Таким образом, крупнейший технический переворот в средствах связи привел к перевороту в синоптической метеорологии. Метеорологическая наука за 20 лет (1920–1940 гг.) сделала больше, чем за всю свою предшествующую историю.

Значительное развитие получила служба погоды в нашей стране. В 1930 г. был организован Центральный институт погоды, республиканские и областные центры службы погоды, синоптическая служба в аэропортах гражданской и военной авиации.

Изобретение радиозонда сделало возможным появление высотных карт погоды и вертикальных разрезов. В нашей стране они систематически составляются с 1937 г. С помощью этих карт были открыты и исследованы струйные течения — узкие, но исключительно сильные потоки в верхней атмосфере и тропосфере. В 1945 г. первые полеты самолетов в тропических циклонах положили начало их подробному исследованию.

Одновременно с синоптическим разрабатывался гидродинамический метод прогноза погоды — в первую очередь прогноза поля давления. В 1939–1940 гг. были предложены новые приемы для предсказания поля давления и температуры, в частности перенос изобар и изотерм вдоль некоторых предвычисленных траекторий, позднее развитый и усовершенствованный. Теоретически изучена система волн, возникающих в общем западном воздушном потоке. Большой вклад в гидродинамический метод прогнозов внес советский ученый И. А. Кибель.

Еще в 1925 г. советский ученый А. А. Фридман предложил уравнение переноса вихря. Оно было широко использовано во многих странах — США, Германии, Англии и др. Когда спустя два с лишним десятилетия началось широкое применение электронно-вычислительной техники, стало возможным быстро решать сложные системы уравнений динамики атмосферы, учитывать в прогнозах многие добавочные физические факторы, например влияние орографии.

До сих пор мы говорили лишь о краткосрочных прогнозах погоды. Ведется также большая работа по созданию и применению методов долгосрочных прогнозов средствами гидродинамики. В последние годы как в нашей стране, так и за рубежом развиваются идеи о влиянии солнечной активности на макропроцессы погоды. Общая тенденция исследований сейчас такова, что надо искать глубокие взаимозависимости между всеми геофизическими явлениями. Надо также учитывать и роль космических факторов.

Атмосфера испытывает постоянное воздействие сверху — космического пространства, снизу — земной поверхности, почвы, снежного покрова и, конечно, океанов, морей и других водоемов. Основной источник энергии атмосферы — солнечное излучение, постоянно идущее к Земле.

Физическое состояние атмосферы характеризуется величинами, называемыми метеорологическими элементами, — это температура, влажность, давление воздуха, ветер (его направление и скорость), осадки, дальность видимости, оптические, электрические явления. Сочетание нескольких метеорологических элементов порождает грозу, метель, туман, смерч, полярные сияния и др. Изучать атмосферные явления, находить их взаимосвязи призвана метеорология. В наш век дифференциации наук и метеорология разделилась на ряд отдельных отраслей, Одна из них — физика атмосферы, в которой основное внимание уделено физическому механизму атмосферных процессов и явлений. Конкретно физика атмосферы изучает термодинамические процессы, состав, строение, образование облаков, туманов и др.

Разработкой методов предсказания погоды занимается синоптическая метеорология. Динамическая (теоретическая) метеорология, широко используя математический аппарат, применяет теоретический метод исследования. Наука о климате — климатология. Физика свободной атмосферы — аэрология — изучает верхние слои атмосферы (до высот в несколько десятков километров). В последние годы возникает новая наука — аэрономия. Она обязана своим происхождением тем наблюдениям, которые производятся с помощью геофизических и метеорологических ракет, искусственных спутников Земли, пилотируемых и автоматических кораблей и межпланетных станций. Здесь речь идет уже о высотах в несколько сотен и тысяч километров. Эта наука рождается на наших глазах вместе с развитием космических исследований, и путь ее еще только начинается, хотя можно предположить, что он будет стремительным, захватывающе интересным и принесет новые открытия.

Практические требования общества породили ряд важных прикладных отраслей метеорологии — таких, как авиационная метеорология, агрометеорология, биометеорология (влияние атмосферных процессов на человека и другие живые организмы), ядерная метеорология (изучение естественной и искусственной радиоактивности, распространение в атмосфере радиоактивных примесей, влияние ядерных взрывов). Радиометеорология, активно развивающаяся в последнее время, изучает распространение радиоволн в атмосфере. Можно было бы назвать еще несколько прикладных аспектов метеорологии: лесную (связанную с лесными пожарами), транспортную, строительную и др.

Что же представляет собой атмосфера — предмет изучения столь многих паук, использующих различные методы и подходы? Прежде всего, о высоте атмосферы. Ее четкой верхней границы не существует, она плавно переходит в межпланетное пространство. Плотность составляющих атмосферу газов приближается к плотности его газов. Условно принято, что граница проходит на высоте 1000–1200 км, где еще иногда наблюдаются полярные сияния. Невозможно пока точно установить глубину (или высоту) проникновения атмосферы в космос. Наблюдения спутников над изменением плотности воздуха показывают, что плотность атмосферы приближается к плотности межпланетной среды с высот 2–3 тыс. км. Косвенные данные позволяют полагать, что внешняя часть атмосферы проникает в сильно разреженную, с температурой около 100 тыс. °С солнечную атмосферу и взаимодействуют с ней. Следы атмосферы обнаружены автоматическими межпланетными станциями на высоте более 20 тыс. км. Ученые полагают, что земная атмосфера переходит в солнечную на высоте 60—100 тыс. км. Существует явление, называемое ускользанием атмосферы. Оно состоит в том, что молекулы и атомы газов, находящиеся в постоянном движении, поднимаясь высоко вверх, реже сталкиваются друг с другом (их становится все меньше в единице объема) и могут уйти в межпланетное пространство.

Масса земной атмосферы равна приблизительно 5,27 * 1018 кг. Основная ее часть сосредоточена в относительно тонком приземном слое.

Все метеорологические элементы меняются в пространстве и наиболее сильно — по вертикали. Например, температура воздуха изменяется по вертикали в несколько сотен раз больше, чем по горизонтали. Атмосферу можно разделить на ряд слоев, или сфер. В 1962 г. Всемирная метеорологическая организация, проанализировав все имеющиеся к этому времени данные, пришли к выводу, что по характеру распределения температуры выделяется пять сфер: тропосфера (до 11 км), стратосфера (от 11 до 50–55 км), мезосфера (от 50–55 до 80–85 км), термосфера (от 80–85 до 800 км), экзосфера (выше 800 км).

Название самого нижнего слоя атмосферы, начинающегося у земной поверхности, происходит от греческого слова «тропос», что означает «вращаться, перемешиваться». Высота тропосферы непостоянна и зависит от географической широты места, времени года, циркуляции. Граница атмосферы на одной и той же широте выше летом и ниже зимой. В умеренных широтах мощность атмосферы 9—12 км, близко к полюсам она меньше, порядка 8—10 км, к экватору больше — 16–18 км. Воздух в тропосфере движется не только в горизонтальном и вертикальном направлении, но и постоянно перемешивается, Именно в тропосфере образуются облака, так как здесь сосредоточена основная масса водяного пара, выпадают осадки и происходят другие метеорологические явления. С высотой в тропосфере убывает температура — на каждые 100 м более чем на полградуса. На верхней границе тропосферы средняя годовая температура в уморенных широтах — 50–60°, над экватором — около 70°, над Северным полюсом зимой — 65°, летом 47°.

Тропосферу и стратосферу разделяет слой толщиной от нескольких метров до 1–2 км, который принято называть тропопаузой. В этой области образуются очень мощные узкие воздушные потоки со скоростями 150–300 км/ч, так называемые струйные течения. Лежащая выше стратосфера характеризуется вначале (до высоты 35 км) очень медленным ростом температуры, а затем значительно более быстрым, и на верхней границе достигает среднегодового значения около 0°. Здесь в зависимости от сезона и высоты колебания очень значительны. В стратосфере водяного пара уже почти нет, облака не образуются. И лишь очень редко на высоте 20–25 км возникают перламутровые облака. Долго считалось, что в отличие от тропосферы в стратосфере воздух не перемешивается, что это — весьма спокойная среда. Но радиометрические приборы и метеорологические ракеты принесли новые сведения — оказывается и здесь, в стратосфере, существует интенсивная циркуляция воздуха и вертикальные его перемещения.

Следующий за стратосферой слой — мезосфера — также отделен промежуточным — стратопаузой, который еще недостаточно полно изучен. В мезосфере температура с высотой падает до — 70–80°. Есть данные, что скорость ветра достигает здесь 150 м/с. Можно предполагать, что в мезосфере существуют интенсивные турбулентные движения. Выше находится промежуточный слой — мезопауза. В этой области наблюдаются серебристые облака. Ракетные наблюдения показывают, что на высоте 150 км температура равна примерно 220–240° К, на высоте 200 км 500°К, а на верхней границе термосферы превышает 1000°К (К — кинетическая температура газа (воздуха), определяемая движением его молекул и доступная для непосредственного измерения). В термосфере, расположенной над мезопаузой, температура с высотой возрастает.

Экзосфера — сфера рассеяния — представляет собой внешний слой, постепенно переходящий в межпланетное пространство. Температура здесь еще более повышается, предположительно она равна 2000 К, газы находятся в весьма разреженном состоянии, их частицы движутся с огромными скоростями, почти не сталкиваясь друг с другом.

Жизнь и деятельность человека развивается в самой нижней части атмосферы. Поэтому особенно важно знать, как взаимодействует атмосфера с земной поверхностью. С этой точки зрения атмосферу принято делить на нижний, пограничный слой, в пределах 1–1,5 км, и верхний, лежащий выше, называемый свободной атмосферой. В первом существуют суточные изменения метеорологических элементов, на движение воздуха влияет трение о земную поверхность. В этом слое может быть выделен еще один, самый нижний, высотой 50—100 м. Его называют приземным слоем, потоки тепла и водяного пара в нем мало изменяются с высотой.

В горизонтальном направлении атмосфера также неоднородна. Вся тропосфера делится на обширные объемы с относительно однородными условиями, узкими полосами, где метеорологические изменения весьма резки. Обширные объемы воздуха, перемещающиеся в одном из течений, называется воздушными массами. В зависимости от того, где формировалась та или иная воздушная масса, как долго находилась она над определенной подстилающей поверхностью, зависят ее свойства. Естественно, что одни свойства рождаются в воздухе, подстилаемом льдами Арктики, и совсем другие — в тропиках. Таким образом, возникла следующая классификация воздушных масс, основанная на географических особенностях их формирования.

1. Арктический воздух, образовавшийся над Полярным кругом, в Арктическом бассейне и над прилежащими частями материка (АВ).

2. Умеренный воздух, формирующийся в умеренных широтах (УВ).

3. Тропический воздух, образующийся в тропических и субтропических широтах (ТВ). Этот воздух формируется иногда в летнее время над континентами в южных районах умеренных широт.

4. Экваториальный воздух — воздух экваториальной зоны, иногда переходящий из одного полушария в другое (ЭВ).

Внутри одной и той же воздушной массы метеорологические элементы меняются мало, а при переходе из одной массы в другую — резко, скачком. Переходные зоны, где метеорологические элементы в горизонтальном направлении изменяются быстро, принято называть фронтом (иногда фронтальными зонами, или фронтальными поверхностями). Когда надвигается холодный воздух и клином подтекает под отступающий и вытесняемый вверх теплый воздух, фронт называется холодным. Когда надвигается теплый воздух и постепенно натекает на отступающий холодный, речь идет о теплом фронте.

Различают три главных фронта: арктический (между арктическим и умеренным воздухом), умеренных широт (между умеренным и тропическим), тропический (между тропическим и экваториальным воздухом).

Перемещения, изменения и взаимодействие воздушных масс и фронтов обусловливают изменение погоды, поэтому их изучение особенно важно при составлении прогнозов. Движение атмосферы различных масштабов и природы, физические явления и процессы, происходящие в атмосфере (излучение, нагревание и охлаждение, взаимные превращения пара, воды и льда), составляют сущность современной науки о воздушной оболочке Земли. Но воспроизвести все сложнейшие явления в заранее заданной обстановке невозможно. Поэтому в последние годы организуются крупномасштабные натурные эксперименты. В 1972–1974 гг. был проведен Международный тропический эксперимент по изучению динамики и энергетики тропической зоны планеты, использовались современные методы наблюдений атмосферы и океана.

В состав атмосферы входят различные группы веществ. Первая — главные постоянные газы: азот, кислород, аргон. Сюда может быть отнесен и водяной пар, хотя количество его непостоянно и заметно меняется от времени и места. Далее идут малые постоянные газы: углекислота, окись углерода, метан и др. Они химически устойчивы, но существуют в атмосфере в небольших количествах. Причисляют к данной группе озон атмосферы и нижней стратосферы — ненасыщенные и неустойчивые молекулы, малочисленные и химически очень активные, озон верхней атмосферы. В последнюю группу входят аэрозоли — твердые и жидкие частицы, плавающие в воздухе.

Азот воздуха составляет по объему 78,08 %. Он почти не участвует в поглощении энергии и превращениях вещества в атмосфере. Исключение представляют, пожалуй, лишь некоторые виды бактерий в почве, которые усваивают азот и выделяют в атмосферу очень небольшое количество его окиси. Преобладание азота в атмосфере объясняют его инертностью. Выделившийся в начальной стадии образования атмосферы он сохранился в ней в большем количестве, чем другие газы.

Вторая по объему (20,95 %) составная часть атмосферного воздуха — кислород. Он необходим для дыхания почти всех живых организмов, горения, участвует в реакциях со многими другими газами. Ракетные наблюдения показали, что на больших высотах (порядка 200 км) кислород должен преобладать над азотом. О кислороде в верхней атмосфере можно судить по спектрам в полярных сияниях. Здесь под действием проникающих в атмосферу протонов и электронов, испускаемых активными областями (например, вспышками на Солнце), светятся разреженные газы и больше всего атомарный кислород. Эти частицы, сталкиваясь, возбуждают атомы и молекулы, которые затем высвечиваются. Нижний край кислородных полярных сияний расположен на высоте около 100 км, а верхний — до 700 км. 8 марта 1970 г. в Москве наблюдалось большое полярное сияние, в котором видны были зеленое и красное свечения с фиолетовыми оттенками.

Аргон как тяжелый газ, по-видимому, в термосфере отсутствует. Аргон атмосферы пассивен.

Углекислый газ принимает большое участие в процессах поглощения и излучения тепла. Средняя его концентрация по объему в 1973 г. составляла 0,0324 %. Надо заметить, что она непрерывно возрастает из-за сжигания топлива, лесных пожаров и обжига цемента. Так, за время с 1890 г. эти источники давали в год около 1,4 * 109 т, а в 1971 г. уже почти 2 * 1010 т CO2. Годовое увеличение углекислоты в атмосфере составляет только половину этой величины, а следовательно, другая половина должна поглощаться океаном. Но последний процесс идет медленно, и еще медленнее происходит передача углекислоты в глубинные слои, в которых уже растворено углекислоты в 50 раз больше, чем в атмосфере.

Углекислота энергично потребляется растениями как на земной поверхности, так и в океане. По оценкам некоторых ученых, из-за накопления углекислоты должно произойти повышение средней температуры воздуха приблизительно на 3 °C. Большее потепление (до 11°) должно охватить полярные страны и меньшее (до 2°) — тропические, в первую очередь в южном полушарии, где площадь поглощающей поверхности океана больше. Это, однако, процесс длительный.

В атмосфере есть также в небольшом количестве окись углерода, концентрация которой особенно велика в промышленных районах. Над океаном она меньше.

Водород находится в нижней атмосфере, куда попадает при промышленном загрязнении воздуха и извержении вулканов. В земной атмосфере очень мало водорода и сравнительно мало гелия, хотя он и выделяется при радиоактивном распаде. Приход и уход гелия уравновешивается поступлением его из земной коры и ускользанием вверх. Полагают, что водород, участвовавший в образовании нашей планеты, уже почти весь потерян.

Присутствие в атмосфере озона имеет очень большое значение — он защищает живые организмы от вредного, а порой и губительного влияния избытка ультрафиолетовых лучей Солнца.

В далекие геологические эпохи, когда в атмосфере Земли не было кислорода и озона, жизнь развивалась в океане, защищенном слоем воды. Водоросли понемногу выделяли кислород в атмосферу. В начале палеозойской эры его количество составляло сотую долю от современного, над земной поверхностью возник слой озона. Сотни миллионов лет на Земле преобладали лишь водоросли и грибы, затем начался бурный расцвет жизни на суше во всех ее формах. Защитная роль озона велика и в наши дни. Более 1 % солнечной энергии поглощается в верхней части озона, именно поэтому такой теплый воздух (выше 0°) наблюдается в слое 40–55 км. Озон химически активен, реагирует с другими малыми газами атмосферы.

Озон — сильно расслоенный в атмосфере газ. Высота, мощность и смешение его сильно зависят от динамических процессов атмосферы. Наблюдения над озоном дают возможность детально изучать циркуляцию атмосферы, движения фронтов.

 

Атмосферная пыль и загрязнения

Жидкие взвешенные частицы создают в атмосфере облака и туманы. К твердым, чрезвычайно разнообразным по происхождению и составу, относятся частицы дыма, мглы и пыли. Пыль может быть как естественной (от почвы, горных пород, пыльцы растений), так и возникающей в результате деятельности человека (дым, сажа, цемент и др.). Промышленность загрязняет воздух сернистым газом, окисью углерода, серной и соляной кислотой, неполностью сгоревшими углеродами выхлопных газов автомашин.

Твердые и жидкие частицы, составляющие взвешенную часть атмосферы, объединяют общим названием «аэрозоль». Замутняя воздух, аэрозоль может быть вреден для человека; он также ослабляет приходящую на Землю солнечную радиацию. Загрязнение воздуха происходит преимущественно в больших городах. Однако ветер (и другие метеорологические процессы) способен перенести и распространить загрязнения на значительные расстояния. Сильные ветры могут вызвать в степях пыльные бури, губительные для сельского хозяйства. Ветер рассеивает также частицы дыма и золы заводских труб.

К естественным аэрозолям относят космическую пыль — микрометеориты, захватываемые земным притяжением в атмосферу из межпланетного пространства. В атмосфере более мелкие из них теряют свою скорость, слабо нагреваются и оседают, а более крупные, нагреваясь, испаряются, но пары их затем вновь конденсируются. Часть микрометеоритов, состоящих из железа, собирается на дне океанов в течение миллионов лет в отложениях красной глины.

В середине августа, в дни больших метеорных потоков, излучение Солнца, достигающее поверхности Земли, уменьшается на 1–2 %. Суммарно приход метеоритного вещества на Землю считают равным 1,4 * 107 т/год.

Другой естественный аэрозоль — мелкая вулканическая пыль. Во время знаменитого извержения вулкана Кракатау в Зондском проливе, происшедшего 23 августа 1883 г., в атмосферу было выброшено огромное количество пыли и пепла — до 75 * 109 м3. Поднимаясь до высоты 50 км, эти частицы распространяются во всей атмосфере, а затем, в течение нескольких лет, оседают. Так, например, после извержения вулкана Катмай на Аляске в июне 1912 г. солнечная радиация уменьшилась на 25 %, а атмосфера очистилась лишь через два с половиной, года. В 1963 г. был выброшен пепел из вулкана Агунг. Он окончательно осел из атмосферы только в 1971 г.

Частицы дыма и пыли также являются естественными аэрозолями. Лесной пожар, возникший в Западной Канаде осенью 1950 г., вызвал в Англии и Норвегии редкое оптическое явление, названное «голубая лупа». Частицы ныли от почвы и горных пород поднимаются ветром. Эту группу завершают органические вещества — пыльца растений и бактерий.

Атмосферу засоряет и человек. Подсчитано, что в Великобритании в 1959 г. из 220 млн. т топлива в атмосферу попало 1,9 млн. т дыма. Распространяясь в атмосфере на далекие расстояния, частицы углерода, неполностью сгоревшие, а вместе с ними и более вредные частицы серной кислоты или ядовитой окиси цинка могут стать источником несчастных случаев. Так произошло в США в конце октября 1948 г. в г. Донора. Из-за застоя воздуха (господствовал мощный антициклон и прекратилось естественное проветривание долины, в которой расположен г. Донора и его химические заводы) началось массовое отравление — заболело несколько тысяч человек.

Довольно быстро оседают более крупные частицы — такие, как зола и пыль от цементных заводов, загрязняющие почву и жилище людей. В воздухе содержится различное количество аэрозолей — больше в городах, меньше — вдали от них. Так, в США в Балтиморе — в среднем 0,87 мг/м3, в Лос-Анжелесе — 0,26 мг/м3, а в сельской местности — 0,045 мг/м3. В 1952 г. в Лондоне содержание аэрозоля достигло 4,46 мг/м3. Это катастрофическое загрязнение стоило Лондону многих человеческих жизней.

От автомобилей в воздух попадает ядовитый свинец. Даже над океаном на больших высотах содержится свинец, его нашли над Южным полюсом и в твердых частицах, отложившихся в ледниках Гренландии. Опасен и так называемый смог — смесь дыма с туманом, которая образуется при низкой температуре. В отличие от тумана смог не рассеивается, а наоборот, усиливается на солнечном свету благодаря фотохимическим процессам. Дальность видимости при этом уменьшается, страдают растения, у людей появляются раздражения глаз.

С иссушенной поверхности Земли поднимаются пыль и песчинки и уносятся вверх. В воздухе они или находятся во взвешенном состоянии, или мчатся в потоке ветра вблизи поверхности, иногда ударяясь о ее неровности и как бы совершая «сальто». Возникает песчаная буря, в которую могут быть вовлечены и мелкие камешки. Такие бури бывают обычно днем и затухают вместе с ветром к ночи. Иногда они кратковременны — до часа, но известны случаи и очень продолжительных бурь — до 80 часов. Дальность видимости при пыльной буре резко уменьшается, что весьма опасно для авиации. Большой вред пыльные бури наносят сельскому хозяйству.

В апреле 1969 г. в Китае наблюдалась сильная пыльная буря. На фотографиях, сделанных со спутников, были отчетливо видны облака пыли. Они поднялись на высоту 3 км. Впоследствии облака пыли распространились на восток, над океаном на расстоянии 2500 км от берега — и пыль осела коричневым слоем на палубах судов. Исключительно сильная пыльная буря разразилась в Средней Азии. Над Ташкентом 10 сентября 1971 г. огромная стена серовато-бурой пыли высотой до 3–3,5 км двигалась со скоростью 80—100 км/ч при шквалистом ветре. Эта буря продолжалась около часа и охватила площадь 0,9 млн. км2. Еще пять дней над Ташкентом сохранялся слой плотной мглы высотой до 2 км.

Влажность или сухость климата, условия жизни человека и растений определяются большим или меньшим количеством водяного пара — одной из важных составляющих частей атмосферы. Водяной пар повышает температуру нижних слоев атмосферы и создает более теплый климат. Сгущаясь, он дает жизнь облакам и осадкам. Конденсация и испарение сопровождаются большим выделением тепла.

Количество водяного пара зависит от физико-географических условий местности и некоторых других факторов. Оно различно в разное время года и суток. Процесс испарения состоит в том, что молекулы воды, преодолевая силы молекулярного сцепления, отрываются от водной или другой испаряющей поверхности. Они быстро распространяются в воздухе, а затем переносятся воздушными потоками на большие расстояния. В то же время молекулы водяного пара переходят из воздуха в воду, на почву, растительный или снежный покров. Когда число возвращающихся молекул начинает превышать число отрывающихся, происходит обратный процесс — конденсация водяного пара на поверхности.

Испарение в природе — это сложный процесс, интенсивность которого обусловлена многими причинами. Скорость испарения зависит от атмосферного давления, скорости ветра. Если ветер дует с суши на водоем, скорость испарения увеличивается, а когда он направлен с воды на сушу, скорость испарения с водоема уменьшается. Испарение с поверхности морей и океанов оказывает влияние на их соленость, так как упругость насыщения над раствором меньше, чем над пресной водой.

Распределение влажности в атмосфере крайне неравномерно. В тропической зоне, где велико испарение с поверхности теплых морей и материков, покрытых тропическими лесами, влажность очень высока (Шри-Ланка, Венесуэла, Индия). К областям пустынь она резко убывает, испытывая при этом большие сезонные колебания. Летом разница во влажности на полюсе и на экваторе сравнительно невелика — всего в 2–3 раза.

Влажность быстро убывает с высотой. Верхняя тропосфера суше приземного воздуха. Из атмосферы водяной пар снова выпадает на землю в виде дождя и снега. Влажность стратосферы в общем очень низка. В пустынях Средней Азии в нашей стране среднемесячная влажность не более 15–20 %. Большой влажностью отличается Черноморское побережье Кавказа.

 

Тепловой режим атмосферы

Казалось бы, все знают, что такое температура воздуха. Однако нередко показания термометров различны. Поэтому рассказ о тепловом режиме атмосферы начнем с точной формулировки. Температура воздуха — это температура, показываемая термометром в условиях его полного контакта с атмосферным воздухом. При метеорологических наблюдениях за температуру воздуха принимается температура, измеренная термометром, установленным на высоте 2 м над поверхностью почвы, вдали от жилья, защищенном от действия прямой солнечной радиации и хорошо вентилируемом. Эта температура может быть другой в более низких частях приземного слоя. Так, например, в жаркие летние дни случается, что температура воздуха на высоте 2 м на 10° и более ниже, чем у самой земли, где слабы ветер и перемешивание. Существенно различаются температуры на высоте 2 м и в более высоких слоях воздуха, порядка 30 м и более.

Тепловой режим атмосферы — это характер распределения и изменения температур в атмосфере. Он определяется теплообменом с окружающей средой — деятельной поверхностью Земли и космическим пространством. Солнечное тепло поглощается в основном верхними слоями, в целом же атмосфера поглощает его слабо, а в отдельных слоях — незначительно. Нижние слои получают, тепло главным образом от деятельной поверхности, которая нагревается в дневные часы, становится теплее воздуха и отдает ему свое тепло, ночью наоборот — деятельная поверхность теряет тепло излучением, становится холоднее, и тогда уже воздух отдает свое тепло почве.

Большое влияние на нагревание атмосферы оказывает поверхность, к которой она непосредственно прилегает. При этом влияние суши и водной поверхности неодинаково. Суша возвращает воздуху большую часть полученного ею лучистого тепла — 35–50 %, в то время как вода большую часть тепла отдает нижележащим глубинным слоям. На нагревание воздуха уходит немного тепла, так как оно в значительной степени затрачивается еще и на испарение воды. Отсюда следует, что в периоды нагревания суши воздух над ней теплее, чем над водными пространствами. В теплое время года океаны, моря и крупные озера накапливают в толще вод огромные запасы тепла и отдают его воздуху в зимнее время. Вот почему зимой воздух над водными поверхностями теплее, чем над сушей. Но и сама поверхность суши неоднородна, она состоит из лесов, болот, степей и т. д., и отдача тепла, следовательно, неодинакова. Над снежным покровом температура воздуха понижается.

Температура изменяется в течение суток. Минимальная температура воздуха на высоте 2 м бывает перед восходом солнца. Как только солнце появляется над горизонтом и начинает подниматься, в течение 2–3 часов температура растет быстро, затем медленнее и, наконец, в 14–15 часов наступает максимум. Затем начинается процесс понижения температуры — вначале медленный, а затем все более быстрый. Над океанами и морями максимум температуры воздуха наступает на 2–3 часа раньше, чем над материками. Представление о суточном ходе температуры получают осреднением данных наблюдений за многолетний период. Вторжение теплых или холодных воздушных масс искажают этот осредненный ход — холодная воздушная масса понижает температуру, а теплая масса, пришедшая ночью, может ее повысить.

Изменение температуры в пределах суток (амплитуда) зависит от ряда причин: географической широты места, времени года, характера деятельной поверхности, облачности, рельефа местности и высоты над уровнем моря. Наибольшая суточная амплитуда колебаний температуры воздуха наблюдается в субтропиках и убывает к высоким широтам. В тропических областях она примерно 12°, в умеренном — 8–9°, у Полярного круга — 3–4°, в Заполярье — 1–2 °C.

В зависимости от времени года наибольшие амплитуды в умеренных широтах бывают зимой, а наименьшие — летом. В полярную ночь почти нет суточного хода температуры. В Заполярье наибольшие амплитуды (5–6°) отмечаются весной и осенью. В тропиках наблюдаются наибольшие амплитуды суточных температур, мало зависящие от времени года. Например, в пустынях тропических широт в течение всего года амплитуды равны 20–22°.

Над водной поверхностью амплитуда суточного хода меньше, чем над сушей — порядка 2–3°. Чем дальше от моря, тем амплитуда больше — до 20–22°. В степях и пустынях в пределах одних суток они могут достигать 30°.

Рельеф местности сильно влияет на суточный ход температуры. Такие формы рельефа, как котловины, долины, ложбины, больше соприкасаются с воздухом — днем он здесь застаивается, а ночью, охлаждаясь, стекает на дно. Поэтому увеличивается дневной нагрев и ночное охлаждение воздуха внутри вогнутых форм, а значит, и разница дневных и ночных температур. В то же время рельеф выпуклых форм — гор, холмов, возвышенностей — имеет меньшую поверхность соприкосновения с воздухом. Амплитуда суточного хода температуры здесь меньше. Чем выше место над уровнем моря, тем быстрее уменьшается амплитуда суточного хода температуры воздуха.

Рассмотрим теперь годовой ход температуры, который определяется в первую очередь годовым ходом температуры деятельной поверхности. Разницу между среднемесячными температурами самого холодного и теплого месяца называют амплитудой годового хода. В северном полушарии на материках это — июль и январь. По отношению к этим месяцам на океанах и их побережьях экстремальные температуры несколько запаздывают — максимум наступает в августе, а минимум — в феврале-марте. Амплитуды годового хода температуры гораздо больше над сушей, чем над поверхностью воды. Очень большое значение имеет также географическая широта места — наименьшая годовая амплитуда наблюдается в экваториальной зоне, а наибольшая — в полярных широтах. Велика роль и высоты места над уровнем моря. Чем выше точка, тем меньше амплитуда колебаний. Погодные условия — туман, дождь и, в первую очередь, облачность — оказывают заметное влияние на годовой ход температуры. Когда в зимнее время нет облачности, средняя температура самого холодного месяца становится холоднее среднего. В различных географических шпротах различен и годовой ход температуры.

По многолетним наблюдениям могут быть выявлены определенные типы годового хода температуры, представляющие собой правильные периодические колебания. Это — экваториальный, тропический, тип умеренного пояса и полярный. Каждому из них соответствуют в среднем определенные условия продолжительности зимы и лета, время и величина максимальных и минимальных температур. Но в отдельные годы эта общая картина нарушается из-за вторжения различных воздушных масс. Так, частые вторжения морских воздушных масс на сушу приводят к уменьшению амплитуд, а холодных континентальных масс воздуха на побережье океанов и морей — к увеличению. В весеннее время при вторжении масс воздуха из Арктики происходят значительные похолодания, возвраты холодов. Например, 12–16 мая 1954 г. в Ленинграде температура воздуха была от —1° до 6°. Волна холода вторгалась 15 мая 1912 г. в Якутию и понизила там температуру до —10°. Осенью при поступлении теплых масс воздуха из тропиков в умеренные широты наблюдаются возвраты тепла — «бабье лето».

Чтобы представить себе распределение температуры на больших территориях, вычерчивают карты изотерм — линий равных значений температуры в данный момент пли в среднем за определенный промежуток времени (сутки, месяц, сезон и т. д.). Уже говорилось, что температура воздуха в среднем убывает с высотой. Поэтому, чтобы наблюдения, произведенные в разных пунктах, были сравнимы между собой, измеренную температуру приводят к уровню моря, исходя из того, что в тропосфере на каждые 100 м высоты она понижается в — среднем на 0,6°. Изотермы могут проводиться на картах с интервалами в 1, 2, 4, 5 и 10°. Распределение температуры в разное время года отражают прежде всего среднемесячные карты наиболее теплого месяца (июля) и наиболее холодного (января). Казалось бы, эти изотермы должны повторять широтные круги. Однако январские изотермы не совпадают с ними, имеют различные изгибы, особенно отчетливые в северном полушарии в районах границы суши и моря, где велико различие температур воздуха. В южном полушарии с огромной поверхностью океанов изотермы приближаются к широтному направлению.

А в северной части Атлантического океана январские изотермы близки к направлению меридианов. Такое же направление изотерм зимой и на севере европейской территории нашей страны. Чем дальше от океана, тем воздух холоднее. В самых холодных местах, на севере Якутии, в районах Верхоянска и Оймякона, проходит изотерма —48…—50°. Здесь бывали отдельные дни, когда температура падала до —68…—71°. Недаром этот район называют полюсом холода северного полушария. Второй полюс холода находится к северо-западу от Гренландии (остров Элсмир). Средняя температура самого холодного месяца —55°, среднегодовая ниже —35°, а минимальная —70°.

Благодаря притоку теплого воздуха с океана западные берега материков зимой относительно теплы. Теплое Атлантическое течение создает такие условия, что изотерма —20° в Европе отходит на север до 83° с. ш. и значительная часть Баренцева моря до Кольского залива не замерзает. В это время в Мурманске примерно на градус теплее, чем в Москве.

Летом температурные контрасты между полюсом и экватором меньше, изотермы проходят реже, над материком в это время теплее, чем над океаном. Над материком в северном полушарии изотермы изгибаются к северу, а над Северной Америкой, Африкой и Азией проступают области тепла. В одной из таких отчетливо выраженных областей, оконтуривающих Сахару, температура достигает 40°, а в некоторые дни превышает 50°, абсолютный максимум равен 58°. Максимальная температура (50 °C) в нашей стране наблюдалась на юге среднеазиатских пустынь. Самые высокие температуры лежат приблизительно вдоль 10° с. ш. и, смещаясь в течение года, все же в основном остаются в северном полушарии.

Линию, соединяющую точки наибольших средних температур (годовой или определенные месяцы) на земной поверхности, называют термическим экватором. Есть и другое определение термического экватора; «параллель с наиболее высокой средней температурой воздуха (годовой или месячной)». Термический экватор охватывает широкую зону, в которой средние годовые температуры 25–26,5°. В июле в южном полушарии зима и изотермы близки к параллелям. Чем ближе к Антарктиде, тем становится заметно холоднее. На побережье сурового Антарктического материка в июле в среднем —15… —35°, в центре Восточной Антарктиды до —70°. Бывают дни, когда температура здесь падает ниже —80°. На станции Восток (78° ю. ш.) наблюдалась самая низкая температура на Земле (—88,3 °C). Это — полюс холода пашей планеты.

Максимальные температуры почти всюду запаздывают по сравнению с датой летнего солнцестояния. Это запаздывание меньше в континентальном климате и больше в морском. Минимальные температуры запаздывают еще больше по отношению к зимнему солнцестоянию. Вблизи экватора в горах амплитуда хода температуры мала. Так, например, в Эквадоре в Кито (0°14′ ю. ш.) на высоте 2810 м температура сентября (здесь это самый теплый месяц) равна 13,2°, а самого холодного (марта) 12,9°. Чем дальше от экватора, тем быстрее возрастает амплитуда годового хода температуры воздуха. В Москве она составляет 29°, а Верхоянске 64°. Область муссонов в Южной Азии имеет своеобразный ход температуры — зима и весна сухие и безоблачные, температура быстро растет и в апреле достигает в среднем 30°, а местами более 35°. В конце апреля в Бирму и в начале июня в Индию приходит с моря летний муссон с облаками, дождями и похолоданием. В сентябре, с окончанием муссона, начинается постепенное повышение температуры. Эта особенность присуща именно данному району.

Непериодические, иногда очень быстрые и резкие колебания температуры вызывает прохождение циклонов и фронтов. Например, в Ленинграде температура под их влиянием может понижаться зимой до —36° и повышаться летом до 33°, в Якутске колебания бывают соответственно —64° и 38°. Непериодические изменения температуры происходят постоянно, как большие, так и малые, и это естественное состояние атмосферы.

В приземном слое атмосферы (до 2 м) температура воздуха определяется главным: образом поверхностью, и чем ближе к ней в летнее время, тем воздух теплее. Ночью же, когда земля охлаждается быстрее, приземный воздух холоднее, чем в более высоких слоях. Таким образом, летом поток тепла направлен вверх, особенно в ясные дни. Зимой в слое 200–300 м поток тепла направлен вниз. На высотах порядка 17 км в тропических широтах температура воздуха очень низкая (—80°). По обе стороны от тропического пояса в слое 8—11 км температура относительно выше, до —60… —65°. Это — температура воздуха в тропопаузе, она может сильно изменяться от дня ко дню и по высоте.

Изучение температуры в высоких слоях атмосферы в последние десятилетия производится с помощью искусственных спутников Земли и космических кораблей. До начала 1950-х годов температуру воздуха на высоте больше 30–40 км определяли косвенными методами. Оказалось, что результаты обоих методов между собой согласуются. Небольшое повышение температуры с высотой существует до 50 км. Летом здесь около 0°, а зимой — 20… —30°. Выше температура быстро убывает и на высоте 80 км (на верхней границе мезосферы) составляет —75…—90°. Здесь отсутствует озон, поглощающий солнечную радиацию. Далее вверх температура вновь повышается — вначале быстро, а между высотами 200–300 км медленнее. Выше 400 км температура непрерывно увеличивается с высотой. Наблюдения со спутников показали, что на больших высотах существует большой суточный ход температуры — на высоте 800 км днем 2000°, ночью 1000°. Это явление сейчас исследуется. Предполагают, что разогревание осуществляется благодаря ультрафиолетовому и рентгеновскому излучению Солнца.

За многолетние периоды Земля в целом, и в том числе ее атмосфера, не испытывают систематического разогревания или выхолаживания от притока тепла, и средние температуры почти не изменяются. Солнечное тепло поглощается и отдается — баланс в среднем равен нулю. В последние годы произведены большие исследования теплового баланса, позволяющие судить о режиме солнечной радиации и ее преобразованиях на поверхности Земли и в атмосфере. В частности, удалось установить, что в Арктике благодаря отражательной способности льдов при большой радиации очень мала поглощаемая часть. Не будь ледяного покрова, среднегодовая температура воздуха была бы здесь на 20° выше.

 

Давление воздуха

Одна из наиболее существенных характеристик атмосферы — давление. Когда атмосфера спокойна, оно равно весу вертикального столба воздуха с единичным сечением, простирающегося до верхних слоев атмосферы. Когда воздух движется, то при восходящих потоках давление немного меньше, а при нисходящих — немного больше, но разница эта невелика. Физическая единица давления — давление ртутного столба высотой 760 мм на широте 45° над уровнем моря при температуре воздуха 0°. Такой столб давит с силой 1033,3 Г/см2.

В синоптической практике для определения давления обычно используются миллибары (мб). Это — доли бара, которым в метеорологии называют давление, равное 106 дин/см2. Значение давления в миллиметрах ртутного столба также употребляется часто. Для перевода из одной системы в другую существуют специальные таблицы. В Международной системе единиц (СИ) атмосферное давление определяется как гектопаскаль (гПа). 1 гПа = 102 Па = 1 мб.

Атмосферное давление очень изменчиво. Оно зависит от высоты столба воздуха, плотности и ускорения силы тяжести, в свою очередь изменяющейся в зависимости от географической широты и высоты над уровнем моря. Поскольку вес ртути и воздуха представляет собой силу тяжести, действующую на них, как и на всякое тело на Земле, надо учитывать, что сила тяжести увеличивается от экватора к полюсам и уменьшается с высотой. Плотностью воздуха называется масса единицы его объема. Плотность влажного и сухого воздуха мало различается, и только при высокой температуре и большой влажности разница в плотности сухого и влажного воздуха заметна.

Под наиболее сильным давлением, естественно, находятся нижние силы воздуха. С увеличением высоты вместе с давлением убывает и плотность воздуха, которая зависит также и от его температуры, причем влияние температуры и давления на плотность противоположны.

С высотой давление изменяется всегда, а температура в нижних 10–15 км уменьшается только в среднем. При понижении температуры плотность увеличивается, следовательно, с высотой плотность воздуха уменьшается медленнее, чем давление. Плотность в отдельных случаях увеличивается с высотой или не меняется вовсе. Плотность воздуха обычно непосредственно не измеряют, а вычисляют по уравнениям на основе измеренных температуры и давления.

Сведения о плотности еще совсем недавно получали косвенно из наблюдений за полярными сияниями, метеорами, распространением радиоволн. С появлением искусственных спутников Земли плотность воздуха начали определять по их торможению. Используются также наблюдения за расплыванием искусственных облаков из паров натрия, которые создаются метеорологическими ракетами. В Европе плотность воздуха у поверхности Земли равна 1,258 кг/м3, на высоте 5 км — 0,735, на высоте 20 км — 0,087, на высоте 40 км — 0,004 кг/м3. Чем короче столб воздуха, т. е. выше место, тем давление меньше. Но уменьшение плотности воздуха с высотой вносит свои коррективы, и поэтому закон изменения давления по вертикали сложнее. Уравнение, выражающее закон изменения давления с высотой в покоящейся атмосфере, называется основным уравнением статики. Из него следует, что с увеличением высоты изменение давления отрицательное и при подъеме на одну и ту же высоту падение давления тем больше, чем больше плотность воздуха и ускорение силы тяжести. Основная роль здесь, однако, принадлежит изменениям плотности воздуха. Значит, чем выше, тем меньше падает давление при подъеме на одну и ту же высоту. В теплом воздухе давление уменьшается меньше, чем в холодном — на одной и той же высоте в теплой воздушной массе давление выше, чем в холодной.

Уравнение статики не дает возможности решать постоянно возникающие практические задачи в реальных условиях движущейся атмосферы. Поэтому основное уравнение решают при различных упрощающих предположениях, соответствующих фактическим реальным условиям, выдвигая ряд частных предположений. Из основного уравнения статики можно получить значение вертикального градиента давления, представляющего собой изменение давления при перемещении на единицу высоты, т. е. убывание давления на единицу расстояния по вертикали (мб/100 м). Вместо вертикального градиента часто пользуются обратной ему величиной — барической ступенью в метрах на миллибар (изредка еще встречается устаревший синоним термина «градиент давления» — барометрический градиент).

Вертикальный градиент зависит, в первую очередь от самого давления, а также температуры воздуха. Поэтому в нижнем слое атмосферы давление наибольшее, особенно при низких температурах. Барическая ступень — это высота, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 мб. Одним из частных решений основного уравнения статики является барометрическая формула Лапласа, учитывающая влажность воздуха и зависимость ускорения силы тяжести от высоты и широты места. По этой формуле можно определить превышение одного пункта над другим на определенной географической широте, располагая наблюдениями над давлением, температурой воздуха и упругостью водяного пара в рассматриваемых пунктах. Формула Лапласа, дающая высокую точность расчетов, часто используется в более упрощенном виде — допускают, что воздух сухой, и не учитывают зависимость ускорения силы тяжести от широты и высоты. Зная две из трех входящих в барометрическую формулу величин (давление, температура, высота), нетрудно определить третью. Таким образом высота двух пунктов вычисляется с точностью до 1 м. И хотя это можно сделать с помощью геодезических методов, но барометрической формуле и метеорологическим наблюдениям проще и быстрее, что особенно важно в горных районах. Можно также вычислить распределение давления по высоте и решить задачу приведения давления к уровню моря и ряд других практически важных задач.

Для существования человека убывание давления с высотой имеет очень большое значение. На больших высотах у человека наступает так называемая горная болезнь — гипоксия, или кислородное голодание, т. е. кровь здесь недостаточно насыщается кислородом. Люди не могут селиться выше 5200 м — этот предел зафиксирован в Перу. В Индии встречаются поселения на высоте до 4000 м. Выше 7000 м человек не может жить и работать без кислородной маски. Лишь некоторые птицы поднимаются до высоты 7–9 км.

Давление воздуха, измеренное на самолете, дает возможность определить его высоту над точкой взлета с помощью специального прибора — самолетного альтиметра со шкалой в метрах. Данный способ применялся, в частности, в Антарктиде.

Пространственное распределение атмосферного давления называется барическим полем. Это — скалярное поле, характеризующееся системой поверхностей равного давления, или изобарических поверхностей. Изобарические поверхности не параллельны друг другу и земной поверхности, так как температура и давление изменяются в горизонтальном направлении. Поэтому изобарические поверхности наклонены под разными углами к земле и весьма разнообразны — от прогнутых вниз обширных, неглубоких «котловин» до выгнутых вверх растянутых «холмов». Если мысленно пересечь их горизонтальной плоскостью, получатся кривые — изобары — линии, соединяющие пункты с одинаковым значением давления. По результатам наблюдений в определенные моменты времени строятся карты изобар — синоптические, по средним многолетним данным (за месяц, сезон, год) — климатологические. На синоптических картах между изобарами принят интервал, равный 5 мб. Плавные и на первый взгляд причудливые линии изобар, никогда не пересекаются, потому что в одной точке не может быть одновременно двух разных значений давления. На ограниченной карте изобары могут обрываться, но в пределах всего Земного шара каждая изобара обязательно замкнута.

В то же время на ограниченной карте очень часто (почти всегда) бывают замкнутые изобары, ограничивающие участки низкого или высокого давления — барические системы. Это области с пониженным давлением в центре — циклоны и области с относительно повышенным давлением — антициклоны. В первом случае давление возрастает от центра к периферии, а во втором — убывает.

Над европейской территорией пашей страны в год проходит в среднем 75 циклонов. Диаметр циклона — 1000 км и более. В Европе за год бывает в среднем 36 антициклонов, из которых шесть имеют давление в центре более 1050 мб. Среднее давление в северном полушарии равно 1013,68 мб, в южном полушарии до широты 72,5° ю. ш. — 1011,68 мб. Над Антарктидой давление еще недостаточно исследовано для получения средних данных. Кроме циклонических и антициклонических систем, существуют промежуточные — ложбины, гребни, седловины. На периферии циклонов и антициклонов или между ними изобары близки к параллельным линиям.

Если рассмотреть изобарическое поле в вертикальном разрезе, то в циклоне изобары выглядят как воронка, а в антициклоне — как холм. На пространственные распределения барических поверхностей влияет температура воздуха. В теплом воздухе вблизи земли барические поверхности лежат выше холодных. Это происходит потому, что холодный воздух более плотный и давление в нем уменьшается с высотой быстрее.

Если составить карты изобар по осредненным значениям за весь имеющийся ряд наблюдений, за определенные месяцы или сезоны (на уровне моря), можно получить следующую картину. В январе вдоль экватора лежит зона пониженного давления, в середине которой давление равно примерно 1010 мб. Внутри этой полосы обнаруживаются области с самым низким давлением (1008 мб), которые лежат над наиболее нагретыми материками южного полушария — в Южной Америке, Южной Африке и Австралии, т. е. около 15° ю. ш. Здесь в это время года лето.

По обе стороны низкого давления в обоих полушариях на широте 30°—35° возникают области повышенного давления с давлением в отдельных центрах более 1020 мб — субтропические барические антициклоны. Это — Азорский максимум в северном полушарии в Атлантическом океане и Гавайский — в Тихом. В южном полушарии в субтропиках выделяются три барических антициклона — все над океанами: Индийским, Тихим и Атлантическим. В то же время над материками южного полушария, в январе более теплыми, чем океаны, давление понижено.

На север от субтропиков давление начинает убывать, образуя в северном полушарии барические минимумы: Исландский с давлением порядка 995 мб и Амурский — около 1000 мб. А на суше давление чем дальше от моря, тем все более увеличивается, создавая два мощных максимума — антициклон над Монгольским плато с давлением в центре до 1040 мб и Канадский — до 1025 мб.

Убывает давление и в южном полушарии, образуя пояс пониженного давления на широте 60°—65°. Так как южное полушарие в основном океаническое, изобары имеют преимущественно широтное направление. Летом в июле экваториальный пояс пониженного давления не исчезает, а лишь несколько смещается в северное полушарие. Смещаются к северу также и субтропические барические максимумы над океанами северного полушария. В южном полушарии в июле субтропические антициклоны расширяются, захватывая и области высокого давления над холодными материками. Заметно ослабляются Алеутский и Исландский минимумы, причем первый на средних картах даже не прослеживается. Над материками северного полушария давление понижено. В это время заметно выделяется барический минимум над Юго-Восточной Азией с давлением в центре 995 мб и несколько менее — Мексиканский минимум (1010 мб).

В южном полушарии летом, как и зимой, удерживается зона низкого давления в субполярных широтах и антициклон над материком Антарктиды. Следовательно, в среднем распределение давления на земном шаре имеет зональный характер, образуя зоны пониженного и повышенного давления. Эта общая картина нарушается изменениями давления над материками, где оно повышается зимой и понижается летом.

Можно различить также постоянные и сезонные барические области. К последним относятся такие, в которых зимние максимумы сменяют летние минимумы. Это — так называемые центры действия атмосферы. Их роль в формировании воздушных течений, погоды и климата очень велика. Причины возникновения центров действия атмосферы — термические и динамические — связаны с охлаждением и нагреванием в нижних слоях атмосферы. Субтропические барические максимумы обусловлены вторжением антициклонов в эти районы; Исландский и Алеутский минимумы, а также субполярная область пониженного давления южного полушария — образованием и движением циклонов.

Атмосферное давление постоянно меняется. Когда легкие теплые воздушные массы уступают место холодному тяжелому воздуху, давление растет. Когда над тем или иным районом проходят барические системы, давление также изменяется: если циклон, то давление сначала падает, а затем начинает расти; при прохождении же антициклона картина обратная — давление вначале растет, а потом падает.

В течение одних суток давление может колебаться в очень больших пределах — до 20–30 мб, особенно значительно в умеренных и высоких широтах, где наиболее активна циклоническая деятельность. Самое высокое давление было зарегистрировано 31 июля 1968 г. на ст. Агата в Красноярском крае. Оно составляло 1083,8 мб (приведено к уровню моря). А самое низкое давление — 877,0 мб отмечено в тайфуне над Тихим океаном 24 сентября 1958 г. Осреднив наблюдения над давлением за много лет и прослеживая полученные результаты от месяца к месяцу, можно определить годовой ход давления. Амплитуда годового хода в средних широтах больше, чем в экваториальных. Над материками годовой ход выражен более отчетливо, чем над океанами. В целом годовой ход давления разнообразен и тесно связан с физико-географическими условиями. Тем не менее выделяются некоторые основные типы, например: континентальный и океанический.

Путем осреднения получают также общую картину изменения давления в пределах суток. Здесь обнаруживаются два максимума и два минимума. По местному времени максимумы приходятся на 10 и 22 часа, а минимумы — на 4 и 16 часов. В тропических широтах, где это прослеживается наиболее отчетливо, амплитуда составляет 3–4 мб.

Прохождение циклонов и антициклонов во внетропических зонах перекрывает суточный ход давления. Чем выше географическая широта места, тем меньше амплитуда суточного хода уровня. Дневной минимум на всех широтах заметнее ночного, а утренний максимум отчетливее, чем вечерний. Нагревание воздуха в дневное время определяет дневной барический минимум, а охлаждение — утренний максимум. Вторые максимумы и минимумы объясняются причинами иного происхождения, а именно: упругими колебаниями атмосферы, вызванными периодическим нагреванием атмосферы солнечными лучами. Периодические колебания с суточным и полусуточным периодом очень малы по сравнению с большими и длительными изменениями, определяемыми сезонным ходом и прохождением циклонов и антициклонов. Это наблюдается в полярных и умеренных широтах.

В связи с суточными колебаниями давления интересны так называемые лунные приливы — колебания давления с периодом, равным 12 час. 25 мин., т. е. половине лунных суток. Амплитуда этих колебаний мала, наибольшая в тропиках — до 0,09 мб, затем с широтой резко убывает. Это говорит о том, что влияние фаз Луны на погоду в нижней тропосфере столь незначительно, что оно не имеет практического значения. В высоких слоях атмосферы (выше 100 км) суточные различия нагревания очень велики, соответственно велики также термические приливы. Полагают, что выше 100 км приливы создают сменяющиеся 4 раза в день западные и восточные ветры, со скоростями 20–40 м/с и более.

 

Солнце

Солнечная лучистая энергия, поступающая на Землю, — главный источник энергии почти всех природных процессов как на поверхности, так и в атмосфере. Основная часть лучистой энергии Солнца представляет собой ультрафиолетовые, видимые и инфракрасные лучи. В метеорологии эту часть электромагнитного излучения называют солнечной радиацией. Физические процессы в атмосфере сильно зависят от солнечной радиации. В течение года и суток приток лучистой энергии различен, а вызываемое им неодинаковое нагревание и, следовательно, разница в температурах на разных высотах и широтах создают движения в атмосфере. Превращения этой энергии приводят к образованию облаков и осадков.

Несколько слов о самом Солнце. Оно находится на расстоянии от Земли, равном в среднем 1,4960 * 1011 м, диаметр его 1,392 * 109 м. Солнце состоит из водорода (90 %), гелия (10 %) и более тяжелых элементов (менее 0,1 %). Плотная и самая нижняя часть солнечной атмосферы, излучение которой еще доходит до нас, не поглощаясь в пути, называется фотосферой. Из нее и исходит почти весь поток излучаемой Солнцем энергии. Толщина фотосферы 300 км, эффективная температура 5770 К. Над фотосферой лежит более плотный слой — хромосфера, а еще выше солнечная корона. Последнюю можно наблюдать только во время солнечного затмения.

В течение нескольких суток и даже месяцев в фотосфере зарождаются, развиваются, и затем исчезают солнечные пятна размером до 185 000 км. Иногда возникают группы пятен. Они примерно на 76 % темнее и на 1500° холоднее самой фотосферы. Число пятен плюс число их групп (т. е. число Вольфа) может меняться в очень больших пределах. Например, с 3 по 11 января и с 1 по 12 февраля 1976 г. оно равнялось 0, а в ноябре 1977 г. составляло 228. Солнечные пятна обладают заметным магнитным полем, которое направляет на далекое расстояние от Солнца выброшенные протоны и электроны — это так называемый солнечный ветер. Солнечные пятна представляют собой гигантские воронки, образующиеся в результате вихревых движений газа.

Рядом с солнечными пятнами часто на короткое время (не более часа) возникают ослепительно белые вспышки, видимые невооруженным глазом. Наблюдаются в хромосфере Солнца и гигантские взрывы — протуберанцы. Они выглядят как огненно-красные выступы на внешнем диске светила. Количество солнечных пятен, вспышек и протуберанцев меняется с различной периодичностью. Основным принят 11-летний период, когда число их достигает максимума. В это время активизируются и другие солнечные явления: резкие возмущения магнитного поля Земли, нарушения радиосвязи, увеличение яркости полярных сияний и их повторяемости. Кроме 11-летнего периода известен и ряд других. Замечены многочисленные связи между периодичностью солнечных пятен и других явлений и погодой.

На своем пути от верхней границы атмосферы до поверхности Земли солнечная радиация частично поглощается и рассеивается. При этом она не только ослабляется, но изменяется ее спектральный состав. Радиация, приходящая параллельными пучками лучей, называется прямой, рассеивающаяся молекулами атмосферных газов и аэрозолей — рассеянной, отражающаяся от земной поверхности и атмосферы (преимущественно облаков) — отраженной.

Излучение Земли (невидимая инфракрасная радиация) почти полностью поглощается атмосферой. Та часть излучения, которая направлена от Земли вверх, минуя атмосферу, представляет собой уходящее излучение атмосферы.

Потоки лучистой энергии различаются длинами волн. Солнечная радиация — преимущественно коротковолновая. В природе нет таких тел, которые бы полностью поглощали или отражали лучистую энергию. Существуют, однако, понятия абсолютно черного тела, т. е. поглощающего всю падающую на него лучистую энергию, и зеркального тела, целиком отражающего. К первому для коротковолновой радиации близки сажа и пластиковая чернь, ко второму для инфракрасного излучения — снег.

На поток прямой радиации и ее состав примерно в равной степени влияют высота Солнца и прозрачность атмосферы. Прозрачность атмосферы в свою очередь связана с присутствием облаков и тумана и в зависимости от этого может сильно меняться. Чем выше над уровнем моря находится тот или иной пункт, тем больше поток прямой солнечной радиации, так как меньше слой воздуха, который ослабляет солнечные лучи. Плотные облака оказывают очень большое влияние на прямую радиацию, они ее не пропускают.

Если предположить, что в течение дня прозрачность воздуха не меняется, то ход прямой радиации был бы прост — ноль в момент восхода Солнца, затем быстрый, а потом более медленный рост до максимума в полдень и далее плавно (медленно и убыстряясь) уменьшение вновь до нуля при заходе Солнца. Таким образом, существовало бы два симметричных по отношению к полудню потока.

Однако содержание пыли, водяного пара, различных примесей в атмосфере меняется постоянно, нарушая эту схематическую симметрию. Да и после полудня усиливаются восходящие потоки воздуха, вместе с которыми поднимаются пыль и водяной пар, — и, следовательно, уменьшается прямая радиация. Это приводит к тому, что максимальное ее значение приходится не на полдень, а уже на 10 часов утра.

Высота Солнца и продолжительность дня, изменяющаяся также на протяжении года, влияет на ход суточной радиации. Имеет значение и то, приходит ли прямая радиация на горизонтальную или перпендикулярную поверхность, поскольку при этом различен угол падения лучей. Приход прямой радиации на горизонтальную поверхность меньше, чем на перпендикулярную лучам. Приход солнечной радиации на поверхность любой ориентации относительно стран света и любого наклона зависит от угла падения, заключенного между направлением луча и нормалью к поверхности. В свою очередь угол падения обусловлен как положением Солнца, так и данной поверхности. Из-за того, что солнечные лучи падают на поверхность под различными углами, любые ее неровности нагреваются по-разному.

Суточный ход прямой радиации связан также с географической широтой места — в низких широтах максимум выражен значительно отчетливее, чем в высоких. Это объясняется тем, что ближе к полюсам высота Солнца в течение дня меняется меньше. На самих же полюсах по этой причине суточного хода прямой радиации не существует. Амплитуда годового хода прямой радиации отчетливо выражена на полюсах, а на экваторе она наименьшая. В средних широтах максимум приходится на весенние месяцы (апрель и май), минимум годового хода полуденной радиации — на декабрь.

Если руководствоваться одним только положением высоты Солнца, то максимумы и минимумы должны были бы здесь приходиться на момент летнего и зимнего солнцестояния. Фактический сдвиг максимума к весне объясняется увеличением в воздухе пыли и водяного пара, из-за чего заметно уменьшается прозрачность атмосферы.

Во многих случаях практической деятельности человека важно иметь представление о суммах прямой радиации, получаемых Землей за различные интервалы времени. Эту сумму принято подразделять на три вида: теоретическую, возможную и действительную. К первому виду относится количество солнечной радиации, приходящей за определенный промежуток времени на 1 см2 поверхности. Возможной суммой называют количество лучистой энергии, которая поступила бы на единичную горизонтальную площадку поверхности Земли в данном месте при средней прозрачности атмосферы и отсутствии облачности.

Фактическое количество прямой радиации, приходящей на 1 см2 земной поверхности за определенное время, есть действительная сумма прямой радиации, которую получают путем обработки записей соответствующего прибора, т. е. в основе здесь лежит непосредственное наблюдение. Действительная сумма характеризует режим облачности данного пункта.

Значения сумм прямой радиации трех перечисленных видов сильно разнятся между собой в одном и том же пункте в различное время года, заметно уменьшаясь от одного вида к другому. Последнее происходит потому, что атмосфера играет очень большую роль в ослаблении солнечной радиации. Известно, что даже в ясные дни на Землю попадают только 60 % солнечной энергии, приходящейся на верхнюю границу атмосферы. Действительные суммы прямой радиации незначительно увеличиваются весной и летом от высоких широт к низким. Исключение составляют заполярные широты, где суммы заметно уменьшаются.

Осенью и зимой суммы значительно убывают с увеличением широты, что сказывается и на сильном уменьшении сумм за год. Сумма прямой и рассеянной радиации представляет собой суммарную радиацию, причем соотношение той и другой зависит от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности. До восхода Солнца и при малой его высоте полностью или преимущественно царит рассеянная радиация. Чем выше поднимается Солнце над небосклоном, тем меньше доля рассеянной радиации — при безоблачном небе она падает до 5—10 %. В прозрачной атмосфере также заметно убывает доля рассеянной радиации. Количество, высота и форма облаков в разной степени влияют на долю рассеянной радиации в общей суммарной. Когда Солнце плотно закрыто облаками, вся сумма радиации состоит только из рассеянной. В целом суммарная радиация в суточном и годовом аспекте зависит главным образом от высоты Солнца — пропорциональна ей. Существенна также географическая широта места — годовые суммы увеличиваются с уменьшением широты. В отдельные месяцы этот ход нарушается, и в полярных районах суммарная радиация может быть большей, чем в более низких широтах. Например, в бухте Тихой в июне суммарная радиация на 37 % больше, чем в Павловске, и на 5 % больше, чем в Феодосии.

В Антарктиде, по данным последних лет, суммарная радиация в декабре (самое теплое время) равна соответствующим суммам в Крыму и Ташкенте. Оказалось, что в среднем за год величины суммарной радиации в Антарктиде выше, чем в Ленинграде. Это объясняется особыми условиями Антарктиды — сухостью воздуха, значительной высотой над уровнем моря (поглощение в атмосфере соответственно меньше) и большой отражательной способностью снежной поверхности, равной 70–90 %, благодаря чему увеличивается рассеянная радиация. Значительную часть приходящего от Солнца тепла Антарктида теряет.

Часть радиации поглощается, а часть отражается. Соотношение этих частей меняется в течение суток, так как одна и та же поверхность отражает неодинаково, в зависимости от высоты Солнца. При преобладании в сумме радиации рассеянной (т. е. при малой высоте Солнца утром и вечером) шероховатая поверхность отражает сильнее, чем гладкая. Попадая на водную поверхность, солнечные лучи проникают в глубь прозрачных вод, рассеиваются в них больше, чем в почве, и, следовательно, отражаются меньше. Небольшая часть света, рассеянного внутри верхнего слоя воды, распространяется вновь вверх и складывается с отраженным от поверхности потоком. В частности, от этого зависит голубой цвет моря. Имеет значение и мутность самих вод.

Особенно велика отражательная способность облаков — в среднем около 80 %. В последние годы наблюдения над отражением солнечной радиации на больших участках Земли и от облаков ведутся с искусственных спутников. Зная отражение радиации от облаков, можно определить их вертикальную мощность, а над океанами рассчитать высоту волн. Различное отражение от поверхности облаков морей, лесов, степей и т. д. позволяет судить о естественных ресурсах Земли.

Поверхность Земли (почва, вода, снег, растительность и т. д.), которую не совсем точно называют деятельной поверхностью, излучает энергию в окружающее пространство.

Для всего земного шара в среднем за год, как показывают наблюдения, температура деятельной поверхности равна примерно 15 °C.

В метеорологии земное излучение принято считать длинноволновым, так как наибольшая энергия в этом излучении примерно в 20 раз длиннее волны, несущей наибольшую энергию в спектре солнечной радиации. Наибольшая излучательная способность — у снега, благодаря его рыхлой структуре. Атмосфера излучает невидимую инфракрасную радиацию.

Существенно также влияние ледяного покрова. Так, большие колебания площади ледяного покрова в Арктике в 1971–1973 гг. вызвали заметные изменения температуры воздуха в тропосфере. Наблюдения со спутников в последние годы показали, что облачность обширной тропической зоны (преимущественно над океанами) относительно невелика по сравнению с прежними наблюдениями, произведенными на континентах и в океане. Это дало возможность подсчитать, что отражение Землей тепла по сравнению с его приходом в целом невелико — меньше, чем полагали прежде, — и составляет около 30 %.

Широтные различия и большая отражательная способность Антарктиды усиливает различия в температурах тропических и полярных областей и как следствие этого циркуляцию атмосферы.

Около 40 % тепла уходит вверх в мировое пространство (так называемое уходящее излучение), а остальная часть направлена к Земле (встречное излучение). Таким образом, потери тепла на излучение в какой-то мере компенсируются поглощением части встречного излучения.

Излучение деятельной поверхности связано с ее температурой и влажностью воздуха. Чем выше температура поверхности, тем излучение больше; чем больше влажность воздуха, тем эффективное излучение меньше.

Сильно влияет на излучение и облачность: чем больше количество и плотность облаков, тем излучение меньше. Водяной пар (и отчасти углекислый газ и озон) в атмосфере также сильно задерживают излучение. Это относится к длинноволновой радиации, в то время как атмосфера довольно свободно пропускает коротковолновую солнечную радиацию. Таким образом, атмосфера превращается как бы в оранжерею — солнечные лучи проходят в глубь через это «стекло», а длинноволновое излучение назад не выходит. Не будь атмосферы, на Земле было бы очень холодно — не 15° (в среднем) как есть в действительности, а —23°.

В заключение следует отметить, что процесс отражения солнечной радиации имеет очень сложную природу. В поверхностном слое моря (в толще 10–50 м) теплообмен зависит от турбулентности и, в меньшей степени, от теплопроводности воды.

В процессах взаимодействия океана и атмосферы особенно велика роль ледяного покрова, изменяющего радиацию и другие явления, особенно в полярных областях планеты. При образовании и таянии льда затрачивается большое количество тепла, лед препятствует образованию волн, брызг и т. д. Лед в море пресный и, следовательно, сравнительно легкий. Тепло океана, однако, просачивается и сквозь лед, даже очень мощный, и обогревает Арктический бассейн. Лед покрывает зимой не только Арктику, но отчасти и другие моря.

Нагревание почвы солнечными лучами зависит от географической широты места, сезона и др. Почва поглощает тепло и нагревается летом, отдает тепло и охлаждается зимой. Аналогичный теплооборот, но в меньшем масштабе, происходит днем и ночью. Для атмосферных явлений, в том числе для климата, температура поверхности почвы (так же, как и океанов) очень важна, ибо зависит от нагревания подстилающей поверхности.

На температуру почвы заметное влияние оказывает снежный покров. Наблюдения, проведенные в Антарктиде в январе 1958 г. на станции Восток (расположенной на 78° ю. ш., на 3,5 км выше уровня моря), показали, что температура снега на глубине 8 м была —57,9°, а на глубине 12 м —57,3°. Последняя, видимо, близка к средней годовой, так как колебания здесь уже должны затухнуть;

Большое значение имеет солнечная радиация для здоровья людей. Необходимо располагать данными о суточном и годовом ходе радиации в том или ином районе, о максимальных и средних значениях и т. д. С этой целью на курортах оборудуются специальные актинометрические станции, ведущие постоянные наблюдения.

Существенно важно также знать радиационный режим при строительстве городов. Необходимо так размещать и ориентировать здания, чтобы они хорошо освещались Солнцем. Однако это совсем не простая задача: максимальные суммы радиации не всегда совпадают с летними месяцами.

Солнечная энергия используется в народном хозяйстве непосредственно. Можно без преувеличения сказать, что с тех пор как существует человечество, существует и идея использования солнечной энергии. В последнее время эта проблема становится все более актуальной и конкретной. Естественно, что солнечные установки имеет смысл ставить там, где велик приход солнечной энергии и много безоблачных дней. Суть использования солнечной энергии состоит в преобразовании ее в тепловую и электрическую. Самый простой способ преобразования солнечной энергии в тепловую — это создание так называемого горячего ящика, в основе которого лежит оранжерейный эффект стекла.

Ящик из дерева или бетона покрывают сверху стеклом — одним или в несколько слоев, а металлическое дно закрашивают черной краской. Солнечная радиация проходит почти без поглощения через стекло и нагревает дно примерно до 70–90°. Когда стекло многослойно, температура воздуха в ящике может достигать 200°. Но в этом случае возрастают и потери тепла. Существует и другой метод, основанный на концентрации солнечной энергии с помощью зеркальных отражателей, собирающих лучи в фокус. Разработано несколько видов конструкций в зависимости от формы отражателя — чаши, корыта. Тело, помещаемое в фокусе зеркала, может нагреваться до 3000–4000 °C. В таких установках, называемых солнечными печами, проводятся физико-химические исследования тугоплавких материалов.

В электрическую энергию солнечная преобразуется получением термоэлектричества и фотоэлектричества. При этом эффективно используются батареи из полупроводников. Солнечные фотоэлектрические батареи нашли большое применение на искусственных спутниках Земли. На третьем советском искусственном спутнике Земли впервые были установлены такие батареи. Когда спутник проходил в солнечных лучах, питание радиопередатчика шло от солнечных батарей. Одновременно происходила подзарядка электрохимических батарей для снабжения спутника электроэнергией во время его движения в земной тени. Они оказались вполне надежными источниками электроэнергии. Использование солнечной энергии будет особенно успешным на орбитальных обсерваториях и в будущем при изучении других планет.

 

Облака

Процесс перехода пара в жидкое состояние в атмосфере и на земной поверхности называется конденсацией, а превращение пара непосредственно в твердое состояние (без жидкой фазы) — сублимацией. По-разному идет процесс конденсации в очищенном от примесей воздухе и при их наличии. Лабораторные опыты показали, что в чистом воздухе капельки воды начинают образовываться только при 6—8-кратном пересыщении паром в результате объединения молекул водяного пара. Атмосфера Земли всегда содержит множество гигроскопических частиц, которые и становятся ядрами конденсации. На них активно сгущается водяной пар при относительной влажности около 100 % и менее. Для того чтобы водяной пар в атмосфере начал конденсироваться, необходим ряд условий: существование ядер конденсации, понижение температуры воздуха до определенных значений, обусловленное охлаждением деятельной поверхности и прибегающих слоев воздуха, соприкосновение теплого воздуха с холодной деятельной поверхностью, смещение двух масс воздуха с разной температурой и поднятие воздуха.

Соприкасясь с холодной почвой, воздух охлаждается и в зависимости от ряда условий образует росу, иней, жидкий или твердый налет, кристаллическую изморозь. Роса и иней чаще всего появляются осенью в ясные или малооблачные ночи при слабом ветре. В местах с повышенной влажностью роса и иней наиболее обильны. Роса дает дополнительную влагу растениям, за одну ночь роса образует в среднем слой воды в 0,1–0,3 мм.

Выпадение переохлажденного дождя или мороси на холодную поверхность может привести к возникновению гололеда — слоя прозрачного или мутного льда, образующегося на поверхности Земли. Обычное время формирования гололеда осень или ранняя весна, когда температура воздуха близка к 0–5°. Скопление капель или кристаллов (или тех и других вместе), взвешенных в воздухе, непосредственно над поверхностью Земли создает туман. При тумане горизонтальная видимость становится менее 1 км. Туман состоит из капелек воды. Известны частые морские туманы, например, у берегов Ньюфаундленда, у места встречи теплого Гольфстрима с холодным Лабрадорским течением. Туманы также наблюдаются в дальневосточных морях нашей страны — Японском и Охотском в условиях смыкания теплого Цусимского течения с холодным Приморским. Возникают туманы над незамерзающими участками морей, озерами, реками, болотами. Городские туманы (особенно в крупных и промышленных городах) распространяются обычно на значительные расстояния от границ города. Но за городом они реже. Так, в Москве число дней с туманами в несколько раз больше, чем в пригородах. Больше всего туманов бывает в ночные часы и меньше всего — после полудня. Над материками туманы чаще осенью, а над морями и океанами — весной.

Разрабатывается ряд методов для искусственного создания и рассеяния тумана, чтобы защитить растения от заморозков. С этой целью в воздух нужно ввести ядра конденсации (гигроскопические кислоты или соли), на них образуются капельки воды, т. е. туман. Рассеяние тумана особенно важно для авиации. Для этого предложено несколько методов. Например, можно нагревать воздух над взлетно-посадочной площадкой. Другой способ состоит в воздействии на туманы охлаждающими веществами, например твердой углекислотой. При этом окружающий воздух быстро охлаждается, водяной пар кристаллизуется на частицах и выпадает в виде ледяных кристаллов. А в толще тумана за счет этого образуются достаточно большие просветы, необходимые для взлета или посадки самолета. Хотя эти методы и дорогостоящие, по работа и поиск наиболее эффективных из них продолжается.

Видимое скопление продуктов конденсации и сублимации в свободной атмосфере — это и есть облако. Такое «сухое» определение означает удивительное по красоте и разнообразию явление, имеющее очень большое значение. Ведь именно из облаков выпадают дождь и снег, в них возникают грозы, с ними связан приток лучистой энергии, а значит, и тепло Земли, воды и самого воздуха. Облака отличаются от туманов тем, что образуются в более высоких слоях, чаще всего при восходящих потоках воздуха.

Облака различны не только по виду, но и по строению. Различают три основных класса облаков: кучевые, волнистые и слоистые. Это подразделение основано на условиях, при которых они возникают. Поэтому исследование форм облаков имеет очень большое значение для знания состояния атмосферы и прогноза погоды, в частности осадков.

Кучевые облака при относительно небольшой горизонтальной протяженности сильно развиты по вертикали. Своим происхождением они обязаны восходящим движениям воздуха. В отличие от кучевых волнистые облака распространены по горизонтали — это барашки, валы и гряды, порожденные волнообразными движениями воздуха. Сплошной слой пелены, горизонтальное распространение которой на один-два порядка превосходит вертикальную мощность, — это слоистые облака. Как видно из определения облаков, данного вначале, они состоят из мелких капелек воды или кристаллов льда. Поэтому различают ледяные и водяные облака. Бывают и смешанные облака, т. е. состоящие одновременно из переохлажденых капель и кристаллов.

Наблюдения, произведенные на 6-километровой высоте над Москвой, показали, что переохлаждение бывает часто и при температурах ниже —25° — его вызывают чисто кристаллические облака. Исследованиями облаков с самолетов удалось установить, что водяные капли в них различны по размерам. Замечены так называемые крупные, переходные к каплям осадки, имеющие уже определенную скорость падения. Водяные облака в 1 см3 содержат до 100–800 капель, а в слоистых облаках их может быть больше 400 и только в крупнокапельных вершинах кучевых облаков всего 40–50 капель в 1 см3.

Для изучения процесса образования осадков важно знать содержание воды и льда в облаке — его водозапас. Такие исследования ведутся различными способами. В частности, данные искусственных спутников Земли показали, что водозапас в тропических облаках очень велик. С этой целью на спутниках устанавливаются телевизионные камеры, которые используют видимые инфракрасные лучи. Спутники дают возможность наблюдать облачность в масштабе Земного шара, о чем более подробно будет рассказано ниже.

По своему химическому составу водяные капли облаков различны, над промышленными районами резко увеличивается количество примесей. Чем крупнее капли, тем заметнее убывание примесей, пар как бы распресняет их. В то же время крупные капли, падая, захватывают из атмосферы ядра конденсации.

Облака из мелких кристаллов появляются при низких температурах, из них позднее образуются крупные снежинки. Такие облака находятся не на очень большой высоте; в Восточной Сибири и на Аляске их можно обнаружить у самой поверхности Земли при температуре ниже —40°. Малые облачные кристаллы имеют форму столбиков длиной 0,1–0,3 мм и мелких шестиугольных пластинок до 0,4 мм, в которых бывает заметна внутренняя лучевая структура.

В течение почти двух веков исследователи стремятся ввести единую систему классификации облаков. Первая из них (международная) классификация была предложена в Англии Говардом. Благодаря систематическим наблюдениям она непрерывно дополнялась и уточнялась и в 1929–1932 гг. на заседании специальной международной комиссии, в которой участвовали и советские метеорологи, была капитально переработана. Основой новой классификации послужил внешний вид облаков. По высоте облака делятся на четыре семейства (яруса): верхнего, среднего, нижнего и вертикального развития. Первые находятся на высоте более 6 км, средние — 2–6, нижние — до 2 км. В отличие от этих «закрепленных» границ, основания облаков вертикального развития лежат на высоте нижнего яруса, а вершины — на высоте среднего и верхнего.

К облакам семейства верхнего яруса относятся перистые (в их числе нитевидные, когтевидные, хребтовидные) и плотные перистые (грозовидные, хлопьевидные и перепутанные). Сами названия дают ясное представление о внешнем виде облаков. Например, перистые хребтовидные сходятся вдоль утолщенной их части и похожи на горный хребет или скелет рыбы. К облакам верхнего яруса относятся также чисто-белые тонкие перисто-кучевые — они мелковолнисты, напоминают хлопья и рябь. Эти облака в свою очередь подразделяются на перистокучевые, волнистые и кучевые. Последней группой семейства являются перисто-слоистые облака, имеющие вид тонкой пелены белого или голубоватого, цвета, сквозь которую видны Солнце и Луна. Пелена однородна, она постепенно затягивает все небо и почти не ослабляет тени от наземных предметов.

Облака среднего яруса — высококучевые (гряды или отдельные «глыбы») и высокослоистые (тонкая сероватая или синеватая плотная вуаль, сквозь которую тускло просвечивает Солнце).

Облака нижнего яруса состоят из трех разновидностей: слоисто-кучевых (гряды и валы, серые, плотные, иногда очень темные), слоистых (однородные, низкие, серые) и слоисто-дождевых (в виде бесформенной темно-серой массы).

В группу облаков вертикального развития (ливневых или грозовых) входят плотные быстрорастущие кучевые облака и кучево-дождевые. Из них часто выпадает дождь, снег и град. Они мощные, высокие, с верхней частью, напоминающей наковальню.

Лишь один этот краткий перечень даст представление о том, сколь разнообразны по своей структуре, высоте и внешнему виду облака.

Вряд ли существуют два одинаковых облака, к тому же они постоянно меняются, растут и разрушаются, переходят из одних форм в другие, стоят неподвижно и плывут в небе. Имеют свои особенности облака в некоторых районах, например горных.

Отдельно нужно сказать о перламутровых и серебристых облаках. Первые очень тонкие, просвечивают, образуются в стратосфере на высоте, от 17 до 32 км. В сумерки вблизи Солнца они ярко окрашены в радужный цвет: красный, золотистый, зеленый, лиловато-розовый. Днем полосы и пятна перламутровых облаков бледнеют. Эти облака чаще всего наблюдаются зимой в горных странах, при очень низких температурах стратосферы (ниже —80°). Случалось видеть эти облака и над океаном.

Серебристые облака светятся ночью. В иные годы их много (например, в 1932–1934 гг.), а иногда нет совсем. Они образуются на высотах в среднем 82 км (в пределах 67–97 км). Днем их не видно, так как они слишком тонки. Цвет облаков соответствует названию — они серебристы, с голубоватым оттенком и светятся рассеянным светом Солнца. Серебристые облака приурочены к определенным широтным поясам — между 46°—71° с. ш. и 40°—60° ю. ш. и очень редко бывают вне этих границ. Максимум их приходится на лето.

Количество облаков выражают в баллах: ясному небу соответствует 0, а пасмурному, полностью покрытому облаками — 10 баллов. В умеренном и полярном климате чаще всего бывают именно эти две крайние градации: 0 и 10. В зимнее время в Москве 10-балльная облачность бывает в среднем в 62 % случаев, нулевая — в 25 %, а все промежуточные градации гораздо реже.

В тропической зоне преобладают средние значения облачности. Самые облачные места на нашей планете — это северные части Атлантического и Тихого океанов, а также южные (40°—50°) широты южного полушария. Значительная облачность в Белом море, в ноябре-декабре — более 9 баллов. Над областями пустынь летом облачность очень мала — меньше 1 балла.

Для деятельности авиации большое значение имеет высота нижней границы облаков. Так, при высоте до 600 м затрудняется взлет, пилотирование и, в особенности, посадка как самолетов, так и вертолетов. Дополнительную опасность представляет ухудшение видимости над облаками. В нашей стране разрабатываются и применяются на практике методы рассеивания низких слоистых и слоистокучевых облаков, когда затруднены взлет и посадка самолетов. Эксперименты показали, что при рассеянии облаков в несколько тысяч квадратных километров температура воздуха повышается на 7–8°. В принципе решена проблема рассеяния облаков на площади до 10 тыс. км2 и сохранения безоблачного неба на длительное время.

 

Дождь и снег

Большие капли или кристаллы, имеющие заметную скорость падения и поэтому в значительном количестве выпадающие из облаков, в метеорологии называют осадками. Большие капли формируются при слиянии более мелких и при конденсации водяного пара. Они образуются также во время таяния крупных снежинок. На землю падают твердые, жидкие и смешанные осадки. К первым относятся снег (ледяные кристаллы в виде хлопьев и звездочек), снежная крупа (крупники диаметром 2–5 мм), ледяная крупа (прозрачные крупинки с непрозрачным ядром диаметром до 3 мм), ледяной дождь (прозрачные шарики диаметром 1–3 мм) и град, представляющий собой кусочки льда. Градины имеют различные размеры, обычно около 5 мм, редко их диаметр достигает нескольких сантиметров. Последние случаи всегда фиксируются и о них сообщается: в таком-то пункте выпал град величиной с голубиное или даже куриное яйцо.

Жидкие осадки менее разнообразны — это дождь и морось. Диаметр капелек дождя 0,5–7 мм. Выпадение мороси не так заметно, она как бы взвешена в воздухе, ее капельки значительно меньше и имеют диаметр от 0,05 до 0,5 мм. Смешанные осадки — это мокрый тающий снег или смесь дождя и снега. Они характеризуются интенсивностью (количество осадков, выпадающих в единицу времени).

Метеорологические станции определяют количество лишь жидких осадков. Визуально принято качественное деление на слабые, умеренные и сильные осадки. Различают также обложные, ливневые и моросящие осадки. Это зависит от характера их выпадения, от того, из каких облаков они выпадают, и продолжительности. Обложные осадки могут длиться несколько часов и даже суток. Ливневые — наиболее интенсивны. Продолжительность ливня обратно пропорциональна его интенсивности. Довольно часто наблюдаются дожди интенсивностью 1–2 мм/с. Наиболее интенсивны дожди в тропиках и субтропиках. Так, на Гавайских островах интенсивность ливня однажды составила 21,5 мм/с.

Осадки начинают выпадать лишь тогда, когда их вес настолько велик, что они могут преодолеть сопротивление воздуха. Скорость падения при этом должна превысить скорость восходящих потоков воздуха, чтобы они не испарились по пути от облака до поверхности Земли. Снежинки падают медленнее, чем капельки дождя той же массы.

Осадки содержат много примесей. Различный химический состав осадков известен давно, еще с середины XVIII в. Но систематически, сетью наблюдательных станций он начал изучаться лишь в самые последние десятилетия. Что же представляют собой такие чистые, на первый взгляд, снег и дождь? Оказалось, что атмосферные осадки — это слабые растворы солей, их минерализация в среднем 10–30 мг/л, а в крайних пределах от 3–4 до 30–60 мг/л. При таких, как будто небольших концентрациях они приносят в почву от 50 до 150 кг/га веществ в год. Зимой концентрация примесей в осадках больше, чем летом, потому что снежинки при своем медленном падении успевают захватить из воздуха большее количество примесей.

В северном полушарии наиболее минерализованы осадки в южных районах континентов. На побережье морей и океанов, где содержание хлоридов (осадков морского происхождения) повышено, минерализация осадков меньше. Чаще выпадают осадки в тундре и тайге; над пустынями и степями они загрязнены: основная примесь в осадках континентального происхождения — сульфиды.

Чтобы определить состав осадков, в свободной атмосфере берут пробу воды из облаков и аэрозолей. Облачная вода всегда чище, чем вода осадков. Таким образом, осадки являются как бы санитарами атмосферы. Большое значение имеет вымывание из атмосферы радиоактивных веществ. Изучение радиоактивности начало проводиться недавно. Установлено, что радиоактивность осадков определяется их типом и интенсивностью. Твердые осадки радиоактивнее жидких, потому что радиоактивные вещества, захватываемые при падении, попадают на большую поверхность снежинок (по сравнению с каплями). Чем интенсивнее осадки, тем они менее радиоактивны. Наблюдения показали хаотичность изменения радиоактивности. Предполагается, что это происходит потому, что радиоактивные вещества вымываются не только из воздуха, но и из самого облака.

Помимо радиоактивных веществ дождь и снег поглощают окрашивающие их примеси, создавая необычные цветные осадки: красные, черные, молочные и др. Они возникают от разных причин — песка пустынь, поднятого в воздух сильным ветром, красящих водорослей, микроорганизмов, сажи и пепла, от вулканов, лесных и торфяных пожаров. Примеси разносятся на большие расстояния, их состав и природу определяют с помощью химического анализа, а происхождение, путь и место появления — по синоптическим картам. В период активного развития циклонической деятельности чаще всего наблюдаются красные дожди. О том, как далеко могут переноситься цветные частицы, можно судить по такому примеру: в каплях красного дождя во Франции были обнаружены микроорганизмы из Южной Америки. Известны случаи выпадания зеленого дождя, содержащего также микроорганизмы. В 1969 г. на территории Чувашии был ливневый дождь желто-оранжевого цвета. Менее чем через год в этом же районе выпал желто-оранжевый снег. Подобные явления были вызваны сильными потоками воздуха, принесшими пыль из Прикаспийских степей.

В суточном ходе осадков в континентальных районах замечены два максимума (в послеполуденные часы и рано утром) и два минимума (ночью и перед полуднем). В морском или береговом районе обычно максимум ночью и минимум днем. Суточный ход количества осадков прямо связан с ходом и характером облачности.

Годовой ход осадков разнообразен и соответствует климатическим особенностям места. Различают несколько типов годового хода осадков: экваториальный, тропический, субтропический, умеренных широт с присущими им дождливыми периодами и минимумами. Больше всего осадков выпадает в зоне экватора, так как здесь много водяного пара в атмосфере и высокие температуры воздуха. Годовая сумма осадков здесь составляет в среднем 1000–2000 мм и более, а в некоторых районах — до 5000–6000 мм. Минимум осадков в субтропической зоне — не более 250 мм — приходится на пустыни. Самые сухие места на Земле — это пустыни Чили, Перу, Сахара, где осадки не выпадают по нескольку лет.

В умеренных широтах снова начинает неравномерно увеличиваться количество осадков: в прибрежных районах до 750—1000 мм в год, в глубине материков 300–500 мм. В менее увлажненном воздухе высоких широт вновь падает количество осадков — до 300 мм в год, в горных районах увеличивается. Самое «мокрое» место на Земле — южный склон Гималаев. В местечке Черапунджи в год выпадает в среднем 12 700 мм, а случаются годы, когда осадков более 15 000 мм. Очень велико количество осадков также на Гавайских островах — 12 000 мм в год. В нашей стране больше всего осадков выпадает на южных склонах Кавказского хребта в Ачишхо (более 3000 мм) и на побережье Черного моря от Сочи до Батуми (до 2800 мм). В центральных областях европейской части страны осадки составляют в год 500–600 мм. Самое «сухое» место — Средняя Азия и юго-восток европейской территории (всего 80 мм осадков за год).

В местах, где выпадает мало осадков, очень важно попытаться вызвать их искусственно. Этой проблемой у нас занято несколько научно-исследовательских институтов. Исследуя условия, при которых можно с успехом вмешаться в действия природы, ученые пришли к выводу, что должны существовать определенные условия для образования осадков и нужен лишь внешний толчок. В нашей стране и за рубежом в этом направлении имеются уже положительные результаты. В облако вводят хладореагенты, ядра кристаллизации и гигроскопические частицы, крупные капли воды. В первых двух случаях стимулируются твердые фазы воды, а в последнем — водяные капли. Лучшим методом считается воздействие на переохлажденные облака твердой углекислотой и йодистого серебра. Замечено, что при попадании 200 г углекислоты на 1 км3 переохлажденного воздуха из жидкого состояния в твердое переходит до 1000 т воды. Воздействуя на облака, можно увеличить, сумму осадков на 10–15 %,

Особенно важно, и в то же время очень сложно, изучить облака не только как резервуар, но и как генератор осадков, потому что они выделяют в 10–20 раз больше, чем имеют в данный момент. Это значит, что в основном в облаке идет процесс преобразования водяного пара, содержащегося в воздухе, в осадки.

Существует и другая задача — как искусственно предотвратить опасные ливни. Для этого нужно вызвать небольшой дождь, облако уменьшится, и ливня не будет.

 

Ветер

Движение воздуха относительно земной поверхности — ветер — появляется вследствие того, что атмосферное давление в различных точках атмосферы неодинаково. Воздух движется обычно не параллельно поверхности Земли, а под небольшим углом, потому что атмосферное давление меняется и в горизонтальном, и в вертикальном направлениях. Так как угол очень мал, принято считать, что ветер — это горизонтальное движение воздуха. Направление ветра (северный, южный и т. д.) означает, откуда ветер дует.

Скорость ветра измеряют на метеорологических станциях на высоте 10 м над Землей, в метрах в секунду (есть и другие единицы скорости ветра). При сильных бурях, например тропических ураганах, ветры достигают огромных скоростей — иногда до 115 м/с и более. Особенно сильны ветры на больших высотах. Известен случай, когда над Ростовом-на-Дону на высоте 11 км дул северо-западный ветер со скоростью 160 м/с. Изменения с высотой были очень велики — так, на высоте 1 км ветер дул со скоростью 86 м/с.

Ветер возрастает в среднем с высотой. У Земли его скорость задерживается трением, на уровне, травы она равна нулю. С высотой влияние трения уменьшается — вначале быстро, а потом все медленнее. Зимой скорость выше, чем в летнее время.

В умеренных и полярных широтах зимой в тропосфере и нижней стратосфере скорости ветра наибольшие. Летом ветры ослабевают. В летнее и зимнее время в субтропических зонах разница между скоростями ветра менее заметна.

Значительно сложнее установить закономерности в ходе скорости ветра в пределах суток. Здесь еще не все можно объяснить и систематизировать. Известно, что над материками на небольших высотах, порядка 100–200 м, самых больших скоростей ветры достигают после полудня, а самых малых — в ночное время. Такой ход лучше всего выражен летом.

Очень сильные ветры, до штормовых, бывают днем в пустынях Центральной Азии, ночью наступает полный штиль. Несколько выше, на высоте 150–200 м, наблюдается прямо противоположная картина в ходе скорости ветра с максимумом ночью и минимумом днем. Такая картина наблюдается и летом, и зимой в умеренных широтах.

В субтропической зоне океанов ночью скорость ветра сильно возрастает, создается как бы баланс со слабыми ветрами, дующими в то же время над сушей.

Устойчивая система ветров над обширным пространством образует воздушный поток, определяемый его направлением и скоростью. Но внутри потока постоянно существуют струн, объемы воздуха, движущиеся в различных направлениях, с разными скоростями, беспорядочно, толчками, порывами, то ослабевая, то усиливаясь. Чем сильнее ветер, тем он порывистее. Большое препятствие порывистость ветра создает для движения самолетов и вертолетов — начинается болтанка. Под передней частью кучево-дождевых облаков иногда возникает резкое кратковременное усиление ветра — шквал, когда скорость может усиливаться до 20–30 м/с. Это явление особенно опасно для авиации.

Встречаясь с препятствиями, ветер изменяется — он обтекает их или перетекает сверху. Если путь ветру преграждает лес, горный хребет, холмы или строения, с наветренной стороны возникает вихрь. Позади препятствия ветер ослабевает, но и тут рождаются вихри. На подветренной стороне горных склонов ветры как бы стекают. При этом возможны два противоположных эффекта — повышение температуры воздуха и ее понижение. Ветры, дующие с низких горных хребтов выхоложенного материка в направлении теплого моря, называются борой. Это — сильный, холодный, порывистый ветер, преимущественно холодного времени года. Прорываясь сквозь узкие перевалы, он набирает значительную скорость. Местные особенности накладывают свой отпечаток на характер боры. Широко известна бора в районе Новороссийска на Черном море. Здесь природой как бы специально созданы условия для ее возникновения. Скорость новороссийской боры может достигать 40 и даже 60 м/с, температура воздуха при этом понижается до —20 °C. Иногда замерзает гавань, покрываются льдом суда и строения, слой льда на набережной 2–4 м. В это время происходит много бедствий не только в порту, но и в городе — нарушаются линии связи, с домов срываются крыши, опрокидываются автомашины, вагоны, суда выбрасываются на берег. Бора бывает чаще всего в период с сентября по март, в среднем 46 дней в году. Бора наблюдается и в других районах нашей страны — на Байкале, на Новой Земле. Известна бора на Средиземноморском побережье Франции (мистраль) и в Мексиканском заливе.

Холодный воздух, который движется под воздействием силы тяжести по длинному пологому склону, создает так называемые стоковые ветры. Они характерны для Гренландии и еще более для Антарктиды. Возникая в нескольких сотнях километров от морского побережья, на периферии антарктического антициклона, они устремляются вниз, достигая скоростей более 20 м/с и затухают лишь вблизи берега, на расстоянии 3–4 км от него. Стоковые ветры изменчивы, они меняются от штиля до шторма и даже до урагана. На станции Земля Адели в Антарктиде (недаром названную полюсом ветров) в феврале 1951 г. наблюдалась скорость ветра 45 м/с с отдельными порывами до 90 м/с.

В атмосфере время от времени возникают вертикальные вихри с быстрым спиралеобразным движением диаметром в несколько десятков метров (редко до 100–200 м). Это смерчи над морем и тромбы над сушей (в Северной Америке последние называют торнадо). Измерить скорость движения в них пока не представляется возможным. Разрушения, производимые ими, позволяют думать, что она составляет 50—100 м/с, в особенно сильных вихрях — до 250 м/с с большой вертикальной составляющей скорости. Давление в центре столба падает на несколько десятков миллибар.

Смерчи существуют недолго — от нескольких минут до нескольких часов. Но и в пределах этого небольшого времени они успевают продвинуться на значительное расстояние — несколько десятков километров над морем и еще больше над сушей, неся разрушения и даже смерть. При подходе тромба к зданиям разница между давлением внутри здания и в центре тромба так велика, что дома как бы взрываются — разрушаются стены, выпадают стекла и рамы, слетают крыши. В лесах появляются просеки от вырванных с корнем деревьев, далеко переносятся люди и звери. Обычно тромбы единичны, но бывают случаи, когда их два и больше. В Европе тромбы редки, в азиатской части нашей страны они чаще. Особенно же часты и разрушительны тромбы в США. На побережье Антарктиды при встрече относительно теплого воздуха с моря и стокового ветра с суши часто возникают тромбы. Во фронтальной зоне здесь вздымаются снежные буруны, снежные тромбы, короткое время дуют очень сильные ветры — до 30–35 м/с. Смерчи не имеют такой разрушительной силы, как тромбы.

При высокой температуре и небольшой влажности воздуха появляется сухой горячий ветер — суховей, в котором температура всегда более 25°, часто 35–40 °C, скорость 5—20 м/с. Прохладный влажный воздух, перемещаясь в летнее время с севера в районы лесостепей и степей европейской территории Союза, в Казахстан и Среднюю Азию, сильно нагревается и делается суше. На юг он приходит уже горячим. На европейской территории страны суховеи бывают с апреля по октябрь, чаще всего в Прикаспийской низменности (Саратов — Астрахань) — 40–80 дней в году; в среднеазиатских пустынях — до 180 дней, т. е. в среднем через день.

Из всех метеорологических явлений суховеи наносят наибольший урон народному хозяйству: усиливается испарение, нарушается водный баланс растений, падает уровень в реках, высыхает почва на поверхности, начинается засуха, даже если почва достаточно влажная. Сходны с суховеями жаркие ветры в тропиках и субтропиках.

Ветры обязаны своим происхождением местным условиям и поэтому приурочены к определенным географическим районам. К местным ветрам относятся бризы. Они появляются вблизи береговой черты морей, океанов, и здесь легко проследить суточную смену направления — днем с моря на сушу, а ночью с суши на море. И объяснение этого явления очень простое — в разнице температур над морем и сушей в различное время суток, порождающей замкнутую термическую циркуляцию воздуха. Горизонтальные потоки замыкаются вертикальными — восходящими над сушей и нисходящими над морем. Нижняя часть такого кольца и есть наблюдаемый и отчетливо ощущаемый жителями береговых районов морской прибрежный бриз. Утром в 8—10 часов бриз начинается, затем делается все заметнее, к полудню скорость ветра достигает своего предела — 5–6 м/с, потом ветер ослабевает, и к заходу Солнца его совсем не чувствуется.

Когда поверхность суши начинает охлаждаться больше, чем морская, возникает обратный лоток в приземном слое с суши на море, а в более высоких слоях — с моря на сушу. Особенно отчетливы бризы в тех местах, где им ничто не мешает, т. е. не накладываются другие, более общие и мощные потоки. В нашей стране бризы бывают на Черном, Азовском, Балтийском и Каспийском морях. Вертикальная мощность морских бризов 1–2 км, в этом же слое может находиться и верхнее противотечение. Бризы проникают в глубь суши на 150–180 км, сохраняя при этом заметные скорости ветра. Вертикальная мощность морских бризов в Крыму достигает 800 м, а в тропиках — почти вдвое больше. Значительно слабее по всем параметрам береговые бризы. Морские бризы дуют почти перпендикулярно к береговой черте. Они сильно влияют на погоду в прибрежных районах суши — понижается температура воздуха, повышается его влажность, меняются обычный ход ветра и характер облачности.

Совокупность основных воздушных течений над планетой называется общей циркуляцией атмосферы. Именно она осуществляет общий обмен воздухом между различными районами Земли. Нагревание и охлаждение земной поверхности на разных географических широтах, над сушей и морем создает воздушные течения, усложняемые отклоняющей силой вращения планеты и силой трения.

При всей сложности, подвижности и изменчивости воздушных потоков можно выявить определенные закономерности, повторяющиеся из года в год в тех или иных районах. Это делается путем осреднения данных, при котором сглаживаются отдельные возмущения и отчетливо выступает общая картина. Каковы же эти основные крупномасштабные атмосферные движения, слагающие общую циркуляцию атмосферы? Прежде всего — воздушные течения, далее — струйные течения, воздушные потоки в циклонах и антициклонах, пассаты и муссоны.

Если бы поверхность Земли была однородна, то температура воздуха плавно убывала бы, а давление возрастало от экватора к полюсам. В то же время с высоты 4–5 и до 20 км распределение давления противоположно приземному — на экваторе, где воздух теплее, оно выше, чем на полюсах. В действительности на высотах эти условия сохраняются. Но в пограничном слое и в нижней тропосфере отчетливо сказывается влияние неоднородности земной поверхности, барических систем и центров действия атмосферы.

Над полярными районами циркуляция связана с более высоким давлением над полюсами и относительно низким над широтным поясом 60°—65°. Для умеренных широт характерны северо-западное направление ветров в северном полушарии (кроме слоя трения) и юго-западное — в южном. Общая зональность циркуляции нарушается такими крупномасштабными возмущениями, как циклоны и антициклоны. В циклонах движение воздуха направлено против часовой стрелки, а в антициклоне — по часовой стрелке. Преобладает, однако, зональная циркуляция — западный перенос. Обмен воздуха (теплого и холодного) происходит и в направлении север — юг и запад — восток, а также по вертикали.

В тропических широтах возникают тропические восточные ветры — пассаты. У земной поверхности вследствие трения пассаты имеют северо-восточное направление в северном полушарии и юго-восточное — в южном. Пассаты не являются единым общим потоком, опоясывающим Земной шар. Они устойчивы и почти не изменяют своего направления в течение года, дуют со скоростью 5–6 м/с и имеют вертикальную мощность 2–4 км. Особенно хорошо заметны пассаты над океанами. В экваториальном районе во всей тропосфере и нижней стратосфере царят восточные пассатные ветры, а над этим слоем — западные.

В верхней тропосфере или стратосфере были открыты неизвестные до того мощные струйные течения. Их скорость резко меняется как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях с нижним пределом скорости по оси 30 м/с. Обнаружены струйные течения были во время полетов на высоте 8—10 км со скоростью 300–400 км/ч. При этом самолеты неожиданно попадали в районы ветров, замедлявших их скорость, а иногда и вовсе снимавших ее, так что самолеты оказывались как бы подвешенными в воздухе. Попутное же струйное течение увеличивает скорость самолета. Это удивительное явление привлекло внимание не только авиаторов, но и ученых различных стран. Удалось обнаружить, что струйные течения — явление не местное, а существует во всем мире. Струйные течения движутся на запад, за исключением экваториальной зоны, где они имеют противоположное, восточное направление. На оси струйного течения скорости наиболее велики, в среднем они равны 45–55 м/с. Известны, однако, случаи, когда скорости струйных течений достигали более 200 м/с. Ширина струйных течений обычно составляет 1000–2000 км, крайние пределы — от 300 до 3000 км, вертикальное распространение 8—12 км. В некоторых случаях струйные течения на высоте 6—16 км охватывают кольцом всю планету. Обычно они тянутся на несколько тысяч километров. Струйные течения многократно наблюдались над европейской территорией нашей страны и Западной Сибирью. Они известны у восточных берегов США и в других районах. Открытие и изучение струйных течений имеет большое научное и практическое значение, и в первую очередь для самолетовождения.

Арабское слово «маусим», означающее «время года», дало имя устойчивому воздушному течению — муссону. Муссоны, в отличие от струпных течений, приурочены к определенным полосам Земли, где дважды в год преобладающие ветры движутся в противоположном направлении, образуя зимний и летний муссоны. Известны тропические и внетропические муссоны. В Северо-Восточной Индии и Африке зимние тропические муссоны складываются с пассатами, а летние юго-западные полностью разрушают пассаты. Самые мощные тропические муссоны наблюдаются в северной части Индийского океана и в Южной Азии. Внетропические муссоны обязаны своим происхождением возникающим над континентом мощным устойчивым областям повышенного давления в зимнее время и пониженного в летнее. Характерными в этом отношении являются районы советского Дальнего Востока, Китая, Японии. Вследствие действия внетропического муссона Владивосток, лежащий на широте Сочи, зимой холоднее Архангельска, а летом здесь часты туманы, осадки, с моря поступает влажный и прохладный воздух. Многие тропические страны Южной Азин обогащаются влагой, приносимой летним тропическим циклоном.

Энергию ветра люди использовали с времен парусных судов и ветряных мельниц. Ветер — вечный источник энергии, его не нужно ни добывать, ни пополнять. При современном уровне развития техники благодаря энергии ветра можно получать 10 млрд. кВт электроэнергии. Энергия ветра в тысячи раз превышает энергию угля, который сжигается на Земле. Но использование его очень сложно — ветер изменчив по скорости и направлению, его нельзя сохранять (во всяком случае, это очень сложно) с тем, чтобы запустить в нужный момент. Поэтому ветер лучше всего применять в сельском хозяйстве, где нет непрерывной потребности в электроэнергии. Суховеи также могут быть источником энергии. Поставив ветродвигатели, работающие на этом ветре, получают воду с больших глубин и тем самым борются с губительным воздействием суховеев.

Свет, тепло и питание для радиостанций дают ветродвигатели в Арктике и на Антарктиде. Такие двигатели могут быть расположены в любом месте. Но для этой работы нужно располагать подробной информацией о ветровом режиме.

Ветер распространяет вредные примеси, поэтому знание его режима в каждом конкретном районе имеет очень большое значение для сохранения здоровья и работоспособности людей.

 

Метеорологические спутники

Уже несколько раз упоминались метеорологические спутники Земли. Остановимся на них более подробно.

4 октября 1957 г. на орбиту был выведен первый искусственный спутник Земли. Это открыло такие перспективы для исследования атмосферы и космического пространства, которые и сейчас, спустя более чем два десятилетия, трудно полностью оценить. Сразу же возникли новые представления об атмосфере, имеющие не только общепознавательное, но и практическое значение — для прогнозирования погоды. С метеорологических спутников можно получать непрерывную информацию с большой территории.

В 1965 г. впервые в истории метеорологии была получена картина облачного покрова почти над всей земной поверхностью. Заметим, что на спутнике ведется съемка и в ночное время. При этом следует вспомнить, что наземные наблюдения дают подробные сведения лишь об 1/5 земной поверхности, а следовательно, 4/5 остаются освещенными очень слабо — это поверхность океанов, особенно на севере и юге планеты, горы, внутренние моря и т. д. Наблюдения за облачностью с Земли охватывают лишь 10–20 % всего покрова и зондируют атмосферу до высоты 20–25 км. Метеорологические спутники показывают общее распределение ряда метеорологических элементов всего Земного шара. Широта обзора спутника до 1000 км и выше. С помощью телевизионной аппаратуры спутника можно узнать формы и распределение облачности, снежного покрова и ледяных полей в океанах, температуру верхней границы облаков и открытых участков Земли и океанов. На очереди получение информации о зонах выпадения осадков, их интенсивности, распределении очагов грозовой деятельности. Спутники открыли возможность получения качественно новых сведений о состоянии погоды.

Что представляет собой метеорологический спутник? Это — искусственный спутник Земли, предназначенный специально для получения оперативной информации о состоянии атмосферы над большими участками земной поверхности, используемой в службе погоды.

Изображения облачности фиксируются в бортовом запоминающем устройстве на магнитной ленте и передаются на Землю при пролете спутника над приземными пунктами. Зная о распределении облачности, можно сделать косвенные выводы об особенностях общей циркуляции атмосферы. Выведенный на орбиту спутник всегда проходит над заданной точкой земной поверхности в одно и то же местное время. Уже существует несколько серий метеорологических спутников. К ним относятся американские «Тайрос», «Нимбус», «ЭССА», советские — «Космос», «Метеор».

Эксперимент на спутнике, оказавшийся успешным, позволил принять за основную систему спутник «Космос-122». On был выведен на круговую орбиту 25 июня 1966 г. На этом спутнике были смонтированы комплекс приборов для телевизионных, актинометрических и инфракрасных измерений и система, обеспечивающая длительную работу на орбите. «Космос-122» провел в полете четыре месяца, обеспечивая круглосуточную информацию, которая использовалась метеорологической службой нашей страны, а также передавалась за границу.

Метеорологический спутник представляет собой контейнер с двумя панелями солнечных батарей. В нижней приборной части контейнера размещена научная аппаратура, в верхней — энергоаппарат (служебные системы). Обе эти части разделены и представляют собой герметические отсеки. С энергоаппаратным отсеком связан механизм электропривода солнечных батарей, раскрывающихся после отделения спутника от ракеты-носителя.

После успешного запуска метеорологического спутника «Космос-122» были запущены «Космос-144» и «Космос-156». Можно считать, что с этого времени вступила в строй экспериментальная система «Метеор», состоящая из спутников, пунктов приема, обработки и распространения информации и одновременно службы контроля состояния бортовых систем и управления ими. Затем выпускались на орбиту все новые спутники с параметрами, близкими к параметрам «Космос-122», причем с таким расчетом, чтобы взаимное расположение их орбит давало наблюдения за состоянием атмосферы над каждым районом Земного шара через 6 часов. Система спутников «Космос» и «Метеор» дала возможность получать информацию почти с половины поверхности планеты.

Перспективы развития метеорологических спутников Земли (сокращенно МСЗ) сводятся к следующему. Прежде всего, техническое усовершенствование самого спутника. Оно идет по нескольким направлениям. Это — устройство спутника: новые датчики и аппаратура, автоматизация средств приема, обработки и распространения информации, скорость ее передачи. Предполагается, что на специальном метеорологическом спутнике будет находиться метеоролог-бортнаблюдатель.

Находясь на разных высотах, спутники делают снимки облачности в разных масштабах. На американском исследовательском спутнике «АТС-3», запущенном над Атлантическим океаном, установлена телевизионная камера, позволяющая передавать цветные изображения. Многие до сих пор еще неясные вопросы строения атмосферы можно будет разрешить с помощью учащенных снимков области — получатся уже как бы не отдельные фотографии, а кинолента, воспроизводящая динамику, ход происходящих процессов. Существуют серии учащенного сбора информации — международный аэрологический день, полярные и геофизические годы и др. Естественно, что такая информация с МСЗ окажется исключительно ценной.

В то же время расширяется программа метеорологических наблюдений: вертикальное зондирование атмосферы, получение информации о вертикальном профиле атмосферного давления, влажности, количестве и интенсивности осадков, содержании озона, высоте снежного покрова и др. Спутник может собирать информацию от наземных станций, работающих в таких труднодоступных районах, как океаны, высокие горы, пустыни, быть и ретранслятором.

Нередки случаи, когда спутник делает настоящее метеорологическое открытие. Утром 24 апреля 1967 г. американский спутник «ЭССА-2» заснял над всей акваторией Каспийского моря облачность светло-серого тона с однородной верхней поверхностью. Облака почти полностью повторяли береговую черту, за исключением лишь залива Кара-Богаз-Гол. Казалось, над морской поверхностью возник туман. Подтверждало такое предположение то, что в восточной части моря у сравнительно низкого острова Челекен были разрывы в облачном покрове с подветренной стороны. Следовательно, облачность была небольшой высоты — низкие слоистые облака или туман. Некоторые прибрежные станции на западном берегу моря отметили в это утро дымку. Как показал анализ, туман образовался при малооблачной погоде в воздухе, более теплом (16–20°), чем поверхность моря (8—14°). И лишь в Кара-Богаз-Голе воздух был на 3–4° теплее воды — вот почему здесь не было тумана. Вертикальная мощность тумана в южной и средней частях моря составляла 200–400 м, а в северной — до 600 м. Специалисты считают, что по обычной синоптической карте, полученной по приземным наблюдениям, нельзя было бы определить существование тумана над акваторией моря. Считалось, что над всем Кавказом, морем и северо-западом Ирана лежит общий покров слоистых облаков, — и лишь спутник показал истинную картину.

Таким образом, буквально на наших глазах возникает новая отрасль науки — спутниковая метеорология, у которой большое будущее.