19. Адиабатические изменения состояния в атмосфере
Очень важную роль в атмосферных процессах играет то обстоятельство, что температура воздуха может изменяться и часто действительно изменяется адиабатически, т. е. без теплообмена с окружающей средой (с окружающей атмосферой, земной поверхностью и мировым пространством). Вполне строго адиабатических процессов в атмосфере не бывает: никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплового влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро и теплообмен за это время мал, то изменение состояния можно с достаточным приближением считать адиабатическим.
Если некоторая масса воздуха в атмосфере адиабатически расширяется, то давление в ней падает, а вместе с ним падает и температура. Напротив, при адиабатическом сжатии массы воздуха давление и температура в ней растут. Эти изменения температуры, не связанные с теплообменом, происходят вследствие преобразования внутренней энергии газа (энергии положения и движения молекул) в работу или работы во внутреннюю энергию. При расширении массы воздуха производится работа против внешних сил давления, так называемая работа расширения, на которую затрачивается внутренняя энергия воздуха. Но внутренняя энергия газа пропорциональна его абсолютной температуре; поэтому температура воздуха при расширении падает. Напротив, при сжатии массы воздуха производится работа сжатия. Внутренняя энергия рассматриваемой массы воздуха вследствие этого возрастает, т. е. скорость молекулярных движений увеличивается. Следовательно, растет и температура воздуха.
20. Сухоадиабатические изменения температуры
Закон, по которому происходят адиабатические изменения состояния в идеальном газе, с достаточной точностью применим к сухому воздуху, а также к ненасыщенному влажному воздуху. Этот сухоадиабатический закон выражается уравнением сухоадиабатического процесса, или так называемым уравнением Пуассона.
Пусть в единице массы газа количество тепла Q меняется на величину dQ. Тогда для этой массы можно написать известное из физики уравнение первого закона термодинамики (уравнение притока тепла) в следующем виде:
Здесь cv dT — изменение внутренней энергии газа, р dv — работа расширения или сжатия, А — термический эквивалент работы. Для адиабатического процесса уравнение (20) напишется так:
т. е. работа против внешних сил давления (работа расширения) совершается за счет внутренней энергии, а работа со стороны внешних сил давления (работа сжатия) увеличивает внутреннюю энергию.
Уравнение (21) неудобно для расчетов, поскольку удельный объем воздуха непосредственно не измеряется. Нужно эту величину из уравнения исключить. Для этого сначала заменим в уравнении (21) величину р dv из уравнения состояния газов. По уравнению состояния газов:
Подставив отсюда величину р dv в уравнение (21), получим
Из физики, кроме того, известно, что теплоемкость при постоянном объеме и теплоемкость при постоянном давлении связаны соотношением
Отсюда уравнение (23) перепишем так:
или
Это последнее уравнение можно проинтегрировать в пределах от значений температуры Т0 и давления р0 в начале процесса до их значений Т и р в конце процесса. Получим:
Уравнение (28) и есть уравнение Пуассона, или уравнение сухоадиабатического процесса, в интегральной форме. Показатель AR/cp равен 0,288. Для влажного ненасыщенного воздуха вместо температуры Т следует брать виртуальную температуру Тv.
Смысл уравнения Пуассона состоит в следующем. Если давление в массе сухого или ненасыщенного воздуха меняется от р0 в начале процесса до р в конце процесса, то температура в этой массе меняется от Т0 в начале до T в конце процесса; при этом значения температуры и давления связаны написанным выше уравнением.
21. Сухоадиабатические изменения температуры при вертикальных движениях
В атмосфере расширение воздуха и связанное с ним падение давления и температуры происходят в наибольшей степени при восходящем движении воздуха. Такой подъем воздуха может происходить разными способами: в виде восходящих токов конвекции; над поверхностью фронта — при движении обширных слоев воздушной массы вверх по пологому клину другой, более холодной воздушной массы; при подъеме воздуха по горному склону. Аналогичным образом сжатие воздуха, сопровождающееся повышением давления и температуры, происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха. Отсюда важный вывод: восходящий воздух адиабатически охлаждается, нисходящий воздух адиабатически нагревается.
Нетрудно подсчитать, на сколько метров должен подняться или опуститься воздух, чтобы температура в нем понизилась или повысилась на один градус. Вернемся к уравнению (25):
Значком i здесь указано, что температура относится к индивидуальной вертикально движущейся массе воздуха. По основному уравнению статики (13)
Значком а указано, что это температура в атмосферном столбе. Отсюда (25) перепишем так:
Знак минус перед правой частью показывает, что при адиабатическом подъеме воздуха температура его падает, а при адиабатическом опускании возрастает.
Отношение в скобках всегда близко к единице, так как вертикально движущийся воздух мало отличается по абсолютной температуре от окружающего воздуха. Допустив, что оно равно единице, получим для изменения температуры в вертикально движущемся воздухе на единицу изменения высоты
Величина Ag/cp равна 0,98°/100 м. Итак, при адиабатическом подъеме сухого или ненасыщенного воздуха температура на каждые 100 м подъема падает почти точно на один градус, а при адиабатическом опускании на 100 м температура растет на ту же величину. Эта величина 1°/100 м называется сухоадиабатическим градиентом Гd. Еще раз напомним, что речь идет об изменении температуры с высотой в вертикально движущейся индивидуальной частице воздуха. Не следует смешивать термин «градиент» в этом значении с вертикальным градиентом температуры в атмосферном столбе, о котором пойдет речь ниже.
22. Влажноадиабатические изменения температуры
С адиабатическим подъемом влажного ненасыщенного воздуха связано такое важное изменение, как приближение его к состоянию насыщения. Температура воздуха при его подъеме понижается; поэтому на какой-то высоте достигается насыщение. Эта высота называется уровнем конденсации.
При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В нем происходит конденсация, а при конденсации выделяется в значительных количествах скрытая теплота парообразования, или теплота конденсации (около 600 кал на каждый грамм сконденсировавшейся воды). Выделение этой теплоты замедляет понижение температуры воздуха при подъеме. Поэтому в поднимающемся насыщенном воздухе температура падает уже не по уравнению Пуассона, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения (что в свою очередь зависит от температуры и давления). На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при давлении 1000 мб и температуре 0° охлаждается на 0,66 , при температуре +20° — на 0,44° и при температуре —20° — на 0,88°. При более низком давлении падение температуры соответственно меньше. Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом Гs.
При очень низких температурах, которые получает воздух при подъеме в высокие слои атмосферы, водяного пара в нем остается немного и выделение теплоты конденсации поэтому также мало. Падение температуры при подъеме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких, температурах приближается по величине к сухоадиабатическому.
При опускании насыщенного воздуха процесс может происходить по-разному в зависимости от того, содержит ли воздух жидкие продукты конденсации (капельки и кристаллы), или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.
Если в воздухе нет продуктов конденсации, то воздух, как только температура в нем начнет при опускании расти, сразу станет ненасыщенным. Поэтому воздух, опускаясь, будет нагреваться по сухоадиабатическому закону, т. е. на 1°/100 м. Если же в воздухе есть капельки и кристаллы, то они при опускании и нагревании воздуха будут постепенно испаряться. При этом часть тепла воздушной массы перейдет в скрытую теплоту парообразования, и потому повышение температуры при опускании замедлится. В результате воздух останется насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное состояние. А температура в нем будет в это время повышаться по влажноадиабатическому закону: не на 1°/100 м, а на меньшую величину — именно на такую, на какую понизилась бы температура в восходящем насыщенном воздухе при тех же значениях температуры и давления.
23. Псевдоадиабатический процесс
Представим себе, что влажный ненасыщенный воздух сперва поднимается. Его температура при этом падает сначала по сухоадиабатическому закону; затем, после того как достигнут уровень конденсации, — по влажноадиабатическому закону. Допустим также, что вся вода, выделяющаяся при конденсации, сразу же выпадает из воздуха в виде осадков. Допустим затем, что, достигнув некоторой высоты, воздух начинает опускаться. Так как продуктов конденсации в нем нет, то он будет при этом нагреваться по сухоадиабатическому закону. Легко рассчитать, что на прежний уровень воздух придет с температурой более высокой, чем та, которая была в нем первоначально.
Рассматриваемая масса воздуха совершила необратимый процесс. Хотя она вернулась на прежний уровень, под прежнее давление, она не вернулась в исходное состояние: ее конечная температура оказалась выше, чем была начальная. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.
24. Адиабатная диаграмма
Построим график для изменения температуры при адиабатическом процессе в вертикально движущемся воздухе, откладывая по оси абсцисс температуру, а по оси ординат высоту. Кривая, графически представляющая это изменение температуры, называется адиабатой.
Выше мы нашли, что при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты есть величина постоянная, равная почти точно 1°/100 м. Поэтому если температура и высота отложены по осям в линейной шкале, то сухие адиабаты должны представляться прямыми линиями. Но изменение температуры при влажноадиабатическом процессе есть величина переменная. Поэтому кривые, представляющие
Рис. 5. Адиабатная диаграмма.
Сплошные линии с большим углом наклона — сухие адиабаты, с меньшим углом наклона — влажные адиабаты, прерывистые линии — изолинии удельной влажности для состояния насыщения.
влажноадиабатическое изменение в осях координат температура — высота, влажные адиабаты, являются именно кривыми, а не прямыми линиями. Они наклонены к оси абсцисс меньше, чем сухие адиабаты. Но в высоких слоях, где влажноадиабатический градиент приближается по величине к сухоадиабатическому, наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. Поэтому на графике влажные адиабаты будут иметь выпуклость вверх.
Аналогичным образом можно построить адиабаты в осях координат температура — давление, поскольку температура при адиабатических процессах меняется в зависимости от изменения давления.
Адиабатной диаграммой называют график, на который нанесены семейства сухих и влажных адиабат для различных значений температуры и высоты (или давления). Наиболее
Рис. 6. Псевдоадиабатический процесс на адиабатной диаграмме.
От точки А до точки В температура воздуха падает по сухоадиабатическому закону, от точки В до точки С — по влажноадиабатическому закону, от точки С до точки D — растет по сухоадиабатическому закону.
целесообразно отложить по оси ординат не высоту, a Lgp, т. е. давление в логарифмической шкале (рис. 5). Если по оси ординат отложен Lgp, то сухие адиабаты немного отличаются от прямых линий.
С помощью адиабатной диаграммы можно графически определить изменение состояния при адиабатических процессах. Например, зная температуру Т0 и давление р0 в начальный момент, найдем на диаграмме соответствующую точку. Если затем воздух меняет свое состояние по сухоадиабатическому закону, пока не достигнет давления р, следуем по сухой адиабате, проходящей через начальную точку, до тех пор, пока она (адиабата) не пересечется с ординатой р. Тогда сразу же определим по диаграмме, каково будет значение температуры воздуха при давлении р. Если при каком-то давлении р воздух стал насыщенным, нужно дальше прослеживать его состояние по влажной адиабате, проходящей через точку, соответствующую давлению р.
На рис. 6 представлен на адиабатной диаграмме псевдоадиабатический процесс, рассмотренный в предыдущем параграфе.
Адиабатные графики позволяют делать еще много графических определений характеристик состояния воздуха и особенностей их распределения в вертикальном направлении.
25. Потенциальная температура
Пусть на какой-то высоте в атмосфере имеется воздух с давлением р и температурой Т. Если бы этот воздух сухоадиабатически опустился на уровень, где существует стандартное давление р0, то температура его тоже изменилась бы по уравнению Пуассона. Новая температура была бы
Назовем эту температуру, которую воздух получил бы при стандартном давлении (1000 мб), его потенциальной температурой. Фактическую температуру воздуха, в отличие от потенциальной, будем называть молекулярной температурой. Очевидно, что потенциальная температура равна молекулярной температуре при стандартном давлении.
Потенциальную температуру можно с достаточным приближением определить, если известно, на какой высоте воздух находится. Пусть, например, эта высота равна 3000 м. Допустим, что на уровне моря давление стандартное, т. е. равно 1000 мб (в среднем оно близко к этой величине). Тогда потенциальная температура воздуха, т. е. температура, с которой он пришел бы на уровень моря, равна его начальной температуре плюс 30°, так как на каждые 100 м спуска температура воздуха должна возрастать на один градус. Таким образом, приближенно Θ = T+z, где z — число градусов, равное числу гектометров высоты.
С помощью потенциальной температуры можно сравнивать тепловое состояние масс воздуха, находящихся на разных высотах над уровнем моря, т. е. при разных давлениях. Вычисляя потенциальную температуру этих масс, мы как бы опускаем их на один уровень.
При изменении состояния воздуха по сухоадиабатическому закону потенциальная температура воздуха не меняется.
Пусть, например, воздух с температурой +10° С (283° К) находится на высоте 3000 м. Его потенциальная температура, согласно сказанному выше, будет приблизительно +40° С. Это понятно: опустившись на уровень моря с высоты 3000 м, воздух нагрелся бы на 30° и получил бы температуру +40°. Допустим теперь, что воздух сначала адиабатически поднялся с уровня 3000 м на уровень 3200 м. При этом его температура понизится на 2° и станет +8°. Но если теперь адиабатически опустить воздух на уровень моря, то он нагреется уже на 32° и, следовательно, придет на уровень моря с той же температурой +40°, которая и является его потенциальной температурой.
Только когда начинается конденсация и выделяется скрытая теплота, потенциальная температура возрастает.
Сухие адиабаты на адиабатной диаграмме являются изолиниями равной потенциальной температуры воздуха. В самом деле, при сухоадиабатическом изменении состояния точка на диаграмме, выражающая состояние воздуха, перемещается по одной и той же сухой адиабате. Следовательно, данная сухая адиабата характеризует определенную потенциальную температуру. Значение этой потенциальной температуры мы найдем на оси абсцисс для точки пересечения данной адиабаты с линией стандартного давления (1000 мб).
26. Вертикальное распределение температуры
Выше было указано, как меняется температура в определенной массе воздуха, которая адиабатически поднимается или опускается. Ни в коем случае не следует смешивать эти индивидуальные изменения с вертикальным распределением температуры в атмосфере.
Температура в атмосферном столбе может распределяться по высоте различным образом. Это распределение не подчинено никакой простой закономерности, и кривая, представляющая это распределение в более или менее толстом слое атмосферы, не является простой геометрической кривой. В некоторых случаях ее можно только приближенно приравнять такой кривой. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры –dT/dz, т. е. изменение температуры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 м. Так как перед производной ставится знак минус, то в обычном случае падения температуры с высотой, т. е. при отрицательном dТ и положительном dz, градиент имеет положительную величину.
Вертикальный градиент температуры может меняться в довольно широких пределах. В нижних 10 км в умеренных широтах и в нижних 15 км в тропиках он в среднем равен 0,6°/100 м. В нижних сотнях метров над нагретой подстилающей поверхностью он может повышаться до 1o/100 м или немного больше, а в тонком приземном слое над перегретой почвой может быть во много раз больше. Бывают и такие случаи, когда температура воздуха с высотой не падает, а растет. Такое распределение температуры называют инверсией температуры, а вертикальный градиент температуры будет при этом, очевидно, отрицательным. Инверсии особенно часты по ночам в приземном слое, но встречаются на разных высотах и в свободной атмосфере. Если температура в воздушном слое не меняется с высотой, т. е. вертикальный градиент ее равен нулю, то такое состояние слоя называют изотермией. Выше 10—15 км и до высот около 50 км вертикальное распределение температуры даже в среднем является изотермическим или инверсионным.
Если молекулярная температура с высотой меняется, то, вообще говоря, меняется также и потенциальная температура. Однако в случае, если молекулярная температура падает с высотой на 1o/100 м, то потенциальная температура остается с высотой неизменной. Это легко видеть из самых простых соображений. При указанном градиенте молекулярной температуры, с какого бы уровня ни была опущена воздушная частица на уровень моря, она, адиабатически нагревшись, получит на уровне моря одну и ту же температуру. Это и значит, что потенциальная температура на всех уровнях одинакова.
В случае же, если вертикальный градиент молекулярной температуры меньше 1o/100 м, что как раз является обычным, потенциальная температура с высотой растет, причем растет тем быстрее, чем он меньше. И только в тех редких случаях, когда вертикальный градиент молекулярной температуры больше 1o/100 м, потенциальная температура с высотой убывает, причем убывает тем быстрее, чем больше градиент молекулярной температуры превышает 1o/100 м.
В изотермическом слое потенциальная температура растет с высотой на Г на 100 м. Еще быстрее растет она в слое инверсии, т. е. при возрастании молекулярной температуры с высотой.
27. Ветер и турбулентность
В зависимости от распределения атмосферного давления воздух постоянно перемещается в горизонтальном направлении. Это горизонтальное перемещение называется ветром. Скорость и направление ветра все время меняются. Средние скорости ветра у земной поверхности близки к 5—10 м/сек. Но иногда, в сильных атмосферных вихрях, скорости ветра у земной поверхности могут достигать и превышать 50 м/сек. В высоких
слоях атмосферы, в так называемых струйных течениях, регулярно наблюдаются скорости ветра до 100 м/сек и более.
К горизонтальному переносу воздуха присоединяются и вертикальные составляющие. Они обычно малы по сравнению с горизонтальным переносом, порядка сантиметров или десятых долей сантиметра в секунду. Только в особых условиях, при так называемой конвекции (см. ниже), в небольших участках атмосферы вертикальные составляющие скорости движения воздуха могут достигать нескольких метров в секунду.
Ветер всегда обладает турбулентностью. Это значит, что отдельные количества воздуха в потоке ветра перемещаются не по параллельным путям. В воздухе возникают многочисленные беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. Отдельные количества воздуха, увлекаемые этими вихрями и струями, так называемые элементы турбулентности, движутся по всем направлениям, в том числе и перпендикулярно к общему или среднему направлению ветра и даже против него. Эти элементы турбулентности — не молекулы, а крупные объемы воздуха, линейные размеры которых измеряются сантиметрами, метрами, десятками метров. Таким образом, на общий перенос воздуха в определенном направлении и с определенной скоростью налагается система хаотических, беспорядочных движений отдельных элементов турбулентности по сложным переплетающимся траекториям.
Турбулентный характер движения воздуха можно хорошо видеть, наблюдая за падением снежинок при ветре. Снежинки падают не вертикально вниз и не под одним и тем же углом к вертикали. Они беспорядочно пляшут в воздухе, то взлетая вверх, то опускаясь, описывая сложные петли. Это объясняется именно тем, что снежинки участвуют в движении элементов турбулентности, тем самым делая это движение видимым. Турбулентный характер ветра обнаруживается и при наблюдениях над распространением дыма в атмосфере.
Турбулентность возникает вследствие различия скоростей ветра в смежных слоях воздуха. Особенно велика она в нижних слоях атмосферы, где скорость ветра быстро растет с высотой. Но в развитии турбулентности принимает участие и так называемая архимедова, или гидростатическая, сила. Отдельные количества воздуха поднимаются вверх, если их температура выше, а, стало быть, плотность меньше, чем температура и плотность окружающего воздуха. Напротив, количества воздуха более холодные и плотные, чем окружающий воздух, опускаются вниз. Такое перемешивание воздуха за счет различий плотности происходит тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой, т. е. чем больше вертикальный градиент темпера-туры. Поэтому можно условно говорить о динамической турбулентности, возникающей независимо от температурных условий, и о термической турбулентности (или конвекции), определяемой температурными условиями. Однако в действительности турбулентность всегда имеет комплексную природу, и правильнее говорить о большей или меньшей роли термического фактора в ее возникновении и развитии.
Турбулентность с преобладанием термических причин при определенных условиях более или менее резко меняет свой «масштаб»: превращается в упорядоченную конвекцию. Вместо мелких хаотически движущихся турбулентных вихрей, в ней начинают преобладать мощные восходящие движения воздуха типа струй или токов, со скоростями порядка нескольких метров в секунду, иногда свыше 20 м/сек. Такие мощные восходящие токи воздуха называют термиками. Ими широко пользуются планеристы. Наряду с ними наблюдаются и нисходящие движения, менее интенсивные, но захватывающие большие площади.
С такой упорядоченной конвекцией связано образование мощных облаков вертикального развития — кучевых и кучево-дождевых (ливневых). Для возникновения конвекции такого рода необходимо, чтобы вертикальный градиент температуры был очень велик, а именно близок к 1°/100 м или еще больше, по крайней мере до того уровня, начиная с которого возникают облака. Об условиях конвекции будет подробнее сказано в главе четвертой.
28. Турбулентный обмен
Турбулентность, включая и упорядоченную конвекцию, приводит к сильному перемешиванию воздуха, особенно в вертикальном направлении. Перемешивание это в тысячи и десятки тысяч раз сильнее, чем могло бы происходить только молекулярным путем, вследствие молекулярной диффузии. Вспомним, что в процессе турбулентности перемещаются и перемешиваются не отдельные молекулы, а большие в сравнении с ними элементы турбулентности.
Перемешивание воздуха в процессе турбулентности — турбулентная диффузия — приводит к распространению в атмосфере тепла и влаги, в особенности к их обмену по вертикали. Турбулентному обмену подвержено также и количество движения mV (где m — масса и V — скорость воздуха), вследствие чего в процессе турбулентности происходит некоторое выравнивание средних скоростей ветра по вертикали. В связи с этим в атмосфере создается, кроме обычного молекулярного трения (молекулярной вязкости), еще в тысячи раз более сильное турбулентное трение. Об этом см. подробнее в главе шестой.
В процессе вертикального турбулентного обмена каждая переносимая субстанция (примесь к воздуху или его свойство) распространяется в том направлении, в котором она убывает, т. е. в направлении своего вертикального градиента. Содержание водяного пара и пыли, как правило, убывает кверху. Поэтому турбулентный перенос этих субстанций обычно направлен вверх. Количество движения передается чаще всего вниз, поскольку скорость ветра с высотою растет.
Условия турбулентного обмена можно представить общей формулой
где S — вертикальный поток субстанции s на единицу площади, т. е. количество субстанции, переносимое за единицу времени через единицу площади; -ds/dz — вертикальный градиент субстанции, т. е. ее изменение на единицу расстояния по вертикали в сторону убывания; А — коэффициент турбулентного обмена, общий для всех субстанций и зависящий от атмосферных условий и от характера земной поверхности.
Более сложен вопрос о турбулентном переносе тепла. Вследствие сжимаемости воздуха и адиабатических изменений температуры при вертикальных движениях о направлении переноса тепла нельзя судить по направлению градиента молекулярной температуры. Сохраняющейся характеристикой состояния воздуха (при сухоадиабатическом процессе) является его потенциальная температура Θ; поэтому для переноса тепла уравнение обмена пишется таким образом:
где Ср — удельная теплоемкость воздуха.
Согласно этой формуле, вертикальный поток тепла должен быть равен нулю, если -dΘ/dz = 0, т. е. если –dT/dz = 1°/100 м.
При росте потенциальной температуры с высотой, т. е. при градиенте молекулярной температуры ниже адиабатического, он должен быть направлен вниз; при падении потенциальной температуры с высотой, т, е. при градиенте молекулярной температуры выше адиабатического, — вверх. Но в действительных условиях атмосферы потенциальная температура обычно растет с высотой, т. е. вертикальный градиент молекулярной температуры ниже адиабатического градиента 1°/100 м. Отсюда следует вывод, что турбулентный перенос тепла по большей части направлен сверху вниз, от атмосферы к земле. Однако из опыта можно видеть, что земная поверхность в среднем теплее, чем воздух над нею, и что, следовательно, тепло должно в большей мере передаваться от поверхности вверх, чем сверху к поверхности. Это значит, что передача тепла вверх начинается при вертикальных градиентах температуры меньше 1o/100 м.
Равновесным градиентом температуры, при котором меняется направление турбулентного переноса тепла, является не 1°/100 м, а в среднем 0,6°/100 м. Конечно, в разное время дня и года и над разной земной поверхностью перенос тепла может происходить в разных направлениях. Но в общем итоге передача тепла от земной поверхности в атмосферу перевешивает.
Мы не можем подробно останавливаться на причинах этого явления, еще не до конца изученного. Основная причина состоит, по-видимому, в неравномерном распределении температуры в горизонтальном направлении, вследствие чего на процесс турбулентности влияет и архимедова сила (см. параграф 27). В результате поднимается вверх преимущественно воздух более теплый, чем окружающий, а опускается вниз воздух более холодный, чем окружающий. Это и приводит к переносу тепла вверх даже при градиентах температуры ниже адиабатического.
Тропосфера
Атмосфера состоит из нескольких концентрических слоев, отличающихся один от другого по температурным и иным условиям. Нижняя часть атмосферы, до высоты 10-15 км, в которой сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, носит название тропосферы. Для нее характерно, что температура здесь с высотой падает в среднем на 0,6°/100 м (в отдельных случаях распределение температуры по вертикали варьирует в широких пределах). В тропосфере содержится почти весь водяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной поверхности, а также в так называемых струйных течениях в верхней части тропосферы.
Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна под разными широтами и в разные сезоны года. В среднем годовом тропосфера простирается над полюсами до высоты около 9 км, над умеренными широтами до 10—12 км и над экватором до 15—17 км. Средняя годовая температура воздуха у земной поверхности около +26° на экваторе и около —23° на северном полюсе. На верхней границе тропосферы над экватором средняя температура около —70°, над северным полюсом зимой около —65°, а летом около —45°.
Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответственно ее высоте в 5—8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха находится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропосфере, имеют непосредственное и решающее значение для погоды и климата у земной поверхности.
Самый нижний, тонкий слой тропосферы, в несколько метров (или десятков метров) высотой, непосредственно примыкающий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности физические процессы в этом слое отличаются известным своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток: в этом слое температура особенно сильно падает с высотой днем и часто растет с высотой ночью.
Слой от земной поверхности до высоты порядка 1000 м носит название слоя трения. В этом слое скорость ветра ослаблена в сравнении с вышележащими слоями; ослаблена тем больше, чем ближе к земной поверхности. Подробнее об этих слоях будет сказано в дальнейшем.
30. Стратосфера и мезосфера
Над тропосферой до высоты 50—55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем, что температура в ней в среднем растет с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой (толщиной 1—2 км) носит название тропопаузы.
Выше были приведены данные о температуре на верхней границе тропосферы. Эти температуры характерны и для нижней стратосферы. Таким образом, температура воздуха в нижней стратосфере над экватором всегда очень низкая; притом летом много ниже, чем над полюсом.
Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но, начиная с высоты около 25 км, температура в стратосфере быстро растет с высотой (рис. 7), достигая на высоте около 50 км максимальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.
Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на высотах 20—25 км наблюдаются иногда в высоких широтах очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капелек. Стратосфера характеризуется еще тем, что преимущественно в ней содержится атмосферный озон, о чем было сказано выше (параграф 5). С этой точки зрения она может быть названа озоносферой. Рост температуры с высотой в стратосфере объясняется именно поглощением солнечной радиации озоном.
Над стратосферой лежит слой мезосферы, примерно до 80 км. Здесь температура с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля (рис. 7). Вследствие быстрого падения температуры с высотой в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75—90 км), наблюдаются еще особого рода облака, также освещаемые солнцем в ночные часы, так называемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.
На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, заключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На вышележащие слои приходится ничтожное количество воздуха.
Рис. 7. Распределение температуры в атмосфере с высотой в нижних 120 км.
31. Ионосфера
Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характеризуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосфера, простирающаяся от мезосферы до высот порядка тысячи километров, и лежащая над нею внешняя часть — экзосфера, переходящая в земную корону.
Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. Мы уже указывали в параграфе 13, что на высотах 300—750 км его средняя плотность порядка 10-8—10-10 г/м3. Но и при такой малой плотности каждый кубический сантиметр воздуха на высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда (109) молекул или атомов, а на высоте 600 км — свыше 10 миллионов (107). Это на несколько порядков больше, чем содержание газов в межпланетном пространстве.
Ионосфера, как говорит само название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха. Как уже говорилось в параграфе 8, содержание ионов здесь во много раз больше, чем в нижележащих слоях, несмотря на сильную общую разреженность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны. Их содержание на высотах 100-400 км — порядка 1015—106 на кубический сантиметр.
В ионосфере выделяется несколько слоев, или областей, с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100— 120 км (слой Е) и 200—400 км (слой F). Но и в промежутках между этими слоями степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Спорадические скопления электронов с особенно большой концентрацией носят название электронных облаков.
От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в общем в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Радиоволны испытывают в ионосфере поглощение, преломление и отражение. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются уже электронными слоями небольшой концентрации в нижней части ионосферы (на высотах 70— 80 км). Средние и короткие волны отражаются вышележащими ионосферными слоями.
Именно вследствие отражения от ионосферы возможна дальняя связь на коротких волнах. Многократное отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, огибая поверхность Земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространения радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдения над распространением радиоволн как раз являются средством для такого исследования.
В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по~ природе свечение ночного неба — постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля — ионосферные магнитные бури.
Ионизация в ионосфере обязана своим существованием действию ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению заряженных атомов и свободных электронов, о чем говорилось выше. Колебания магнитного поля в ионосфере и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности (см. главу первую, параграф 6). С изменениями солнечной активности связаны изменения в потоке корпускулярной радиации, идущей от Солнца в земную атмосферу. А именно корпускулярная радиация имеет основное значение для указанных ионосферных явлений.
Температура в ионосфере растет с высотой до очень больших значений. На высотах около 800 км она достигает 1000°.
Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов движутся там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собственного излучения в окружающее пространство.
32. Экзосфера
Атмосферные слои выше 800—1000 км выделяются под названием экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движения частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью будет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, «ускользать», рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.
Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водорода, который является господствующим газом в наиболее высоких слоях экзосферы.
Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000—3000 км. Но из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли так называемую земную корону, простирающуюся более чем до 20 000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр здесь приходится в среднем всего около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентрация частиц (преимущественно протонов и электронов) по крайней мере в десять раз меньше.
С помощью спутников и геофизических ракет установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, начинающегося на высоте нескольких сотен километров и простирающегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц — протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и движущихся с очень большими скоростями. Их энергия — порядка сотен тысяч электрон-вольт. Радиационный пояс постоянно теряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации.
33. Воздушные массы и фронты
В процессе общей циркуляции атмосферы (см. главу седьмую) воздух тропосферы расчленяется на отдельные воздушные массы, которые более или менее длительно сохраняют свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей Земли в другие. В горизонтальном направлении воздушные массы измеряются тысячами километров.
Воздушные массы по своим температурам и по другим свойствам (влажность, содержание пыли) носят на себе отпечаток своего очага, т. е. той области Земли, где воздушная масса сформировалась как целое под воздействием однородной земной поверхности. Потом, перемещаясь в другие области Земли, воздушные массы переносят в эти области и свой режим погоды. Преобладание в данном районе в тот или иной сезон воздушных масс определенного типа или типов создает характерный климатический режим этого района.
Основными типами воздушных масс являются четыре типа с различным зональным положением очагов. Это массы арктического (в южном полушарии — антарктического), полярного (или умеренного), тропического и экваториального воздуха. Для каждого из этих типов характерен свой интервал значений температуры у земной поверхности и на высотах, свои значения влажности, дальности видимости и пр.
Конечно, свойства воздушных масс, прежде всего температура, непрерывно меняются при их перемещении из одних районов в другие. Происходит трансформация воздушных масс.
Воздушные массы, перемещающиеся с более холодной земной поверхности на более теплую (обычно из высоких широт в низкие), называют холодными массами. На своем пути холодная воздушная масса вызывает похолодание в тех районах, в которые она приходит. Но в пути она сама прогревается, притом преимущественно снизу, от земной поверхности. Поэтому в ней возникают большие вертикальные градиенты температуры и развивается конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков и с выпадением ливневых осадков.
Воздушные массы, перемещающиеся на более холодную поверхность (в более высокие широты), называются теплыми массами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются снизу, отчего в их нижних слоях создаются малые вертикальные градиенты температуры. Конвекция в них не развивается, преобладают слоистые облака и туманы.
Различают еще местные воздушные массы, длительно находящиеся в одном районе. Свойства местных масс определяются нагреванием или охлаждением снизу в зависимости от сезона.
Смежные воздушные массы разделены между собой сравнительно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон — тысячи километров, ширина — лишь десятки километров. Вверх фронты прослеживаются на несколько километров, нередко до самой стратосферы.
Фронты между воздушными массами указанных выше основных географических типов называют главными фронтами, в отличие от менее значительных вторичных фронтов между массами одного и того же географического типа. Главные фронты между арктическим и полярным воздухом носят название арктических фронтов, между полярным и тропическим воздухом — полярных фронтов, между тропическим и экваториальным воздухом — тропических фронтов.
С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию обширных облачных систем, из которых выпадают осадки на больших площадях. Огромные атмосферные волны, возникающие в воздушных массах по обе стороны от фронта, приводят к образованию атмосферных возмущений вихревого характера — циклонов и антициклонов, определяющих режим ветра и другие особенности погоды. Особенно важны в этом отношении полярные фронты. Обо всем этом будет подробнее говориться в последующих главах.
Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размываются) вследствие определенных особенностей атмосферной циркуляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, наконец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.
|
