19. Адиабатические изменения состояния в атмосфере
Очень важную роль в атмосферных процессах играет то об стоятельство, что температура воздуха может изменяться и ча сто действительно изменяется адиабатически, т. е. без теплооб мена с окружающей средой (с окружающей атмосферой, зем ной поверхностью и мировым пространством). Вполне строго адиабатических процессов в атмосфере не бывает: никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от тепло вого влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро и теплообмен за это время мал, то изменение состояния можно с достаточным приближе нием 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 вследст вие преобразования внутренней энергии газа (энергии положе ния и движения молекул) в работу или работы во внутреннюю энергию. При расширении массы воздуха производится работа против внешних сил давления, так называемая работа расши рения, на которую затрачивается внутренняя энергия воздуха. Но внутренняя энергия газа пропорциональна его абсолютной температуре; поэтому температура воздуха при расширении па дает. Напротив, при сжатии массы воздуха производится ра бота сжатия. Внутренняя энергия рассматриваемой массы воз духа 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 извест ное из физики уравнение первого закона термодинамики (урав нение притока тепла) в следующем виде:
Здесь cv dT — изменение внутренней энергии газа, р dv — ра бота расширения или сжатия, А — термический эквивалент ра боты. 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 внутрен нюю энергию.
Уравнение (21) неудобно для расчетов, поскольку удельный объем воздуха непосредственно не измеряется. Нужно эту ве личину 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 по стоянном объеме и теплоемкость при постоянном давлении свя заны соотношением
Отсюда уравнение (23) перепишем так:
или
Это последнее уравнение можно проинтегрировать в преде лах 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 дав ление 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 написан ным 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, сопровождаю щееся повышением давления и температуры, происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха. Отсюда важный вывод: восходящий воздух адиабатически охлаждается, нисхо дящий 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 инди видуальной вертикально движущейся массе воздуха. По основ ному уравнению статики (13)
Значком а указано, что это температура в атмосферном столбе. Отсюда (25) перепишем так:
Знак минус перед правой частью показывает, что при адиа батическом подъеме воздуха температура его падает, а при адиабатическом опускании возрастает.
Отношение в скобках всегда близко к единице, так как вер тикально 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 темпе ратуры 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 насыще ние. Эта высота называется уровнем конденсации.
При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В нем происходит кон денсация, а при конденсации выделяется в значительных коли чествах скрытая теплота парообразования, или теплота конден сации (около 600 кал на каждый грамм сконденсировавшейся воды). Выделение этой теплоты замедляет понижение темпера туры воздуха при подъеме. Поэтому в поднимающемся насы щенном воздухе температура падает уже не по уравнению Пу ассона, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения (что в свою очередь зависит от температуры и дав ления). На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при дав лении 1000 мб и температуре 0° охлаждается на 0,66 , при тем пературе +20° — на 0,44° и при температуре —20° — на 0,88°. При более низком давлении падение температуры соответст венно 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 воз духе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких, температурах при ближается по величине к сухоадиабатическому.
При опускании насыщенного воздуха процесс может про исходить по-разному в зависимости от того, содержит ли воз дух 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 нагре ваться 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 па рообразования, и потому повышение температуры при опуска нии замедлится. В результате воздух останется насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газооб разное состояние. А температура в нем будет в это время повы шаться 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 су хоадиабатическому закону; затем, после того как достигнут уровень конденсации, — по влажноадиабатическому закону. До пустим 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 про цесс называется псевдоадиабатическим.
24. Адиабатная диаграмма
Построим график для изменения температуры при адиа батическом процессе в вертикально движущемся воздухе, от кладывая по оси абсцисс температуру, а по оси ординат высоту. Кривая, графически представляющая это изменение темпера туры, называется адиабатой.
Выше мы нашли, что при сухоадиабатическом процессе из менение температуры на единицу изменения высоты есть вели чина 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 мень шим углом наклона — влажные адиабаты, прерывистые линии — изоли нии удельной влажности для состояния насыщения.
влажноадиабатическое изменение в осях координат темпера тура — высота, влажные адиабаты, являются именно кривыми, а не прямыми линиями. Они наклонены к оси абсцисс меньше, чем сухие адиабаты. Но в высоких слоях, где влажноадиабатический градиент приближается по величине к сухоадиабатическому, наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. Поэтому на графике влажные адиабаты будут иметь выпуклость вверх.
Аналогичным образом можно построить адиабаты в осях ко ординат 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 адиа батной 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 точ ки 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 орди нат отложен Lgp, то сухие адиабаты немного отличаются от прямых линий.
С помощью адиабатной диаграммы можно графически опре делить изменение состояния при адиабатических процессах. На пример, зная температуру Т0 и давление р0 в начальный мо мент, 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 (ади абата) не пересечется с ординатой р. Тогда сразу же опре делим по диаграмме, каково будет значение температуры воз духа при давлении р. Если при каком-то давлении р воздух стал насыщенным, нужно дальше прослеживать его состояние по влажной адиабате, проходящей через точку, соответствующую давлению р.
На рис. 6 представлен на адиабатной диаграмме псевдоади абатический процесс, рассмотренный в предыдущем параграфе.
Адиабатные графики позволяют делать еще много графиче ских определений характеристик состояния воздуха и особенно стей 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 уравне нию Пуассона. Новая температура была бы
Назовем эту температуру, которую воздух получил бы при стандартном давлении (1000 мб), его потенциальной темпера турой. Фактическую температуру воздуха, в отличие от потен циальной, будем называть молекулярной температурой. Оче видно, что потенциальная температура равна молекулярной тем пературе при стандартном давлении.
Потенциальную температуру можно с достаточным прибли жением определить, если известно, на какой высоте воздух на ходится. 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 вы соты.
С помощью потенциальной температуры можно сравнивать тепловое состояние масс воздуха, находящихся на разных вы сотах 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 воз дух на уровень моря, то он нагреется уже на 32° и, следова тельно, 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 изо линиями 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 темпера туру. 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 опреде ленной массе воздуха, которая адиабатически поднимается или опускается. Ни в коем случае не следует смешивать эти инди видуальные изменения с вертикальным распределением темпе ратуры 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. Пред ставление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры –dT/dz, т. е. изменение темпера туры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 м. Так как перед производной ставится знак минус, то в обычном слу чае падения температуры с высотой, т. е. при отрицательном dТ и положительном dz, градиент имеет положительную вели чину.
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 подстилаю щей поверхностью он может повышаться до 1o/100 м или не много 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 рас пределение температуры называют инверсией температуры, а вертикальный градиент температуры будет при этом, очевидно, отрицательным. Инверсии особенно часты по ночам в призем ном слое, но встречаются на разных высотах и в свободной ат мосфере. Если температура в воздушном слое не меняется с вы сотой, т. е. вертикальный градиент ее равен нулю, то такое состояние слоя называют изотермией. Выше 10—15 км и до вы сот 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 вы сотой на 1o/100 м, то потенциальная температура остается с вы сотой неизменной. Это легко видеть из самых простых сообра жений. 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 потен циальная температура на всех уровнях одинакова.
В случае же, если вертикальный градиент молекулярной тем пературы меньше 1o/100 м, что как раз является обычным, по тенциальная 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 тем пературы превышает 1o/100 м.
В изотермическом слое потенциальная температура растет с высотой на Г на 100 м. Еще быстрее растет она в слое инвер сии, т. е. при возрастании молекулярной температуры с вы сотой.
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 по верхности могут достигать и превышать 50 м/сек. В высоких
слоях атмосферы, в так называемых струйных течениях, регу лярно наблюдаются скорости ветра до 100 м/сек и более.
К горизонтальному переносу воздуха присоединяются и вер тикальные составляющие. Они обычно малы по сравнению с го ризонтальным переносом, порядка сантиметров или десятых до лей сантиметра в секунду. Только в особых условиях, при так называемой конвекции (см. ниже), в небольших участках атмо сферы 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. От дельные количества воздуха, увлекаемые этими вихрями и стру ями, так называемые элементы турбулентности, движутся по всем направлениям, в том числе и перпендикулярно к общему или среднему направлению ветра и даже против него. Эти эле менты турбулентности — не молекулы, а крупные объемы воз духа, линейные размеры которых измеряются сантиметрами, метрами, десятками метров. Таким образом, на общий перенос воздуха в определенном направлении и с определенной ско ростью налагается система хаотических, беспорядочных движе ний отдельных элементов турбулентности по сложным перепле тающимся 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 тур булентности, тем самым делая это движение видимым. Турбу лентный 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 высо той. Но в развитии турбулентности принимает участие и так на зываемая архимедова, или гидростатическая, сила. Отдельные количества воздуха поднимаются вверх, если их температура выше, а, стало быть, плотность меньше, чем температура и плот ность окружающего воздуха. Напротив, количества воздуха бо лее 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 турбу лентности, возникающей независимо от температурных условий, и о термической турбулентности (или конвекции), определяемой температурными условиями. Однако в действительности турбу лентность всегда имеет комплексную природу, и правильнее го ворить 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 движе ния, 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 вер тикальном направлении. Перемешивание это в тысячи и десятки тысяч раз сильнее, чем могло бы происходить только молеку лярным путем, вследствие молекулярной диффузии. Вспомним, что в процессе турбулентности перемещаются и перемешиваются не отдельные молекулы, а большие в сравнении с ними эле менты турбулентности.
Перемешивание воздуха в процессе турбулентности — турбу лентная диффузия — приводит к распространению в атмосфере тепла и влаги, в особенности к их обмену по вертикали. Турбу лентному обмену подвержено также и количество движения mV (где m — масса и V — скорость воздуха), вследствие чего в про цессе турбулентности происходит некоторое выравнивание сред них скоростей ветра по вертикали. В связи с этим в атмосфере создается, кроме обычного молекулярного трения (молекуляр ной 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. Содержа ние водяного пара и пыли, как правило, убывает кверху. По этому турбулентный перенос этих субстанций обычно направлен вверх. Количество движения передается чаще всего вниз, по скольку 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 суб станции, т. е. ее изменение на единицу расстояния по вертикали в сторону убывания; А — коэффициент турбулентного обмена, общий для всех субстанций и зависящий от атмосферных усло вий и от характера земной поверхности.
Более сложен вопрос о турбулентном переносе тепла. Вследствие сжимаемости воздуха и адиабатических изменений температуры при вертикальных движениях о направлении пере носа тепла нельзя судить по направлению градиента молеку лярной температуры. Сохраняющейся характеристикой состоя ния 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 гра диенте молекулярной температуры ниже адиабатического, он должен быть направлен вниз; при падении потенциальной тем пературы с высотой, т, е. при градиенте молекулярной темпера туры выше адиабатического, — вверх. Но в действительных ус ловиях атмосферы потенциальная температура обычно растет с высотой, т. е. вертикальный градиент молекулярной темпера туры 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 поверх ности. Это значит, что передача тепла вверх начинается при вертикальных градиентах температуры меньше 1o/100 м.
Равновесным градиентом температуры, при котором меня ется 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 со стоит, по-видимому, в неравномерном распределении темпера туры в горизонтальном направлении, вследствие чего на про цесс турбулентности влияет и архимедова сила (см. пара граф 27). В результате поднимается вверх преимущественно воздух более теплый, чем окружающий, а опускается вниз воз дух более холодный, чем окружающий. Это и приводит к пере носу тепла вверх даже при градиентах температуры ниже адиа батического.
Тропосфера
Атмосфера состоит из нескольких концентрических слоев, отличающихся один от другого по температурным и иным усло виям. Нижняя часть атмосферы, до высоты 10-15 км, в кото рой 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 во дяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной по верхности, а также в так называемых струйных течениях в верх ней 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 се зоны года. В среднем годовом тропосфера простирается над по люсами до высоты около 9 км, над умеренными широтами до 10—12 км и над экватором до 15—17 км. Средняя годовая тем пература 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 се верным полюсом зимой около —65°, а летом около —45°.
Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответ ственно ее высоте в 5—8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха нахо дится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропо сфере, имеют непосредственное и решающее значение для по годы и климата у земной поверхности.
Самый нижний, тонкий слой тропосферы, в несколько мет ров (или десятков метров) высотой, непосредственно примыкаю щий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности физические про цессы в этом слое отличаются известным своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток: в этом слое температура особенно сильно падает с высо той 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 бу дет сказано в дальнейшем.
30. Стратосфера и мезосфера
Над тропосферой до высоты 50—55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем, что температура в ней в среднем ра стет с высотой. Переходный слой между тропосферой и страто сферой (толщиной 1—2 км) носит название тропопаузы.
Выше были приведены данные о температуре на верхней границе тропосферы. Эти температуры характерны и для ниж ней стратосферы. Таким образом, температура воздуха в ниж ней стратосфере над экватором всегда очень низкая; притом летом много ниже, чем над полюсом.
Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но, на чиная с высоты около 25 км, температура в стратосфере быстро растет с высотой (рис. 7), достигая на высоте около 50 км мак симальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.
Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на вы сотах 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 вы сотой падает до нескольких де сятков градусов ниже нуля (рис. 7). Вследствие быстрого падения температуры с высо той в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе ме зосферы (75—90 км), наблю даются еще особого рода об лака, также освещаемые солн цем в ночные часы, так назы ваемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.
На верхней границе мезо сферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропо сфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, за ключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На выше лежащие слои приходится ничтожное количество воздуха.
Рис. 7. Распределение температу ры в атмосфере с высотой в ниж них 120 км.
31. Ионосфера
Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характери зуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосфера, простирающаяся от мезосферы до высот порядка тысячи кило метров, и лежащая над нею внешняя часть — экзосфера, пере ходящая в земную корону.
Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. Мы уже указы вали 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 разре женность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном за ряженные 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 атмо сферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в об щем 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 ионо сферу: 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 даль няя связь на коротких волнах. Многократное отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, оги бая поверхность Земного шара. Так как положение и концентра ция ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и ус ловия поглощения, отражения и распространения радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдения над распростране нием радиоволн как раз являются средством для такого иссле дования.
В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по~ природе свечение ночного неба — постоянная люминесцен ция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнит ного поля — ионосферные магнитные бури.
Ионизация в ионосфере обязана своим существованием действию ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению за ряженных 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 из менения 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. Темпера турный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собствен ного излучения в окружающее пространство.
32. Экзосфера
Атмосферные слои выше 800—1000 км выделяются под названием экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движе ния частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вслед ствие 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 бу дет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, дви гаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, «ускользать», рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.
Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водо рода, который является господствующим газом в наиболее вы соких 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, обра зует вокруг Земли так называемую земную корону, простираю щуюся более чем до 20 000 км. Конечно, плотность газа в зем ной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр здесь приходится в среднем всего около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентрация частиц (преимуще ственно 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 кос мическом пространстве радиационного пояса Земли, начинаю щегося на высоте нескольких сотен километров и простираю щегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц — прото нов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и дви жущихся с очень большими скоростями. Их энергия — порядка сотен тысяч электрон-вольт. Радиационный пояс постоянно те ряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками сол нечной корпускулярной радиации.
33. Воздушные массы и фронты
В процессе общей циркуляции атмосферы (см. главу седь мую) воздух тропосферы расчленяется на отдельные воздуш ные массы, которые более или менее длительно сохраняют свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей Земли в дру гие. В горизонтальном направлении воздушные массы измеря ются тысячами километров.
Воздушные массы по своим температурам и по другим свой ствам (влажность, содержание пыли) носят на себе отпечаток своего очага, т. е. той области Земли, где воздушная масса сформировалась как целое под воздействием однородной зем ной 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 воздуш ных 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 аркти ческого (в южном полушарии — антарктического), полярного (или умеренного), тропического и экваториального воздуха. Для каждого из этих типов характерен свой интервал значений тем пературы у земной поверхности и на высотах, свои значения влажности, дальности видимости и пр.
Конечно, свойства воздушных масс, прежде всего темпера тура, непрерывно меняются при их перемещении из одних райо нов в другие. Происходит трансформация воздушных масс.
Воздушные массы, перемещающиеся с более холодной земной поверхности на более теплую (обычно из высоких ши рот в низкие), называют холодными массами. На своем пути холодная воздушная масса вызывает похолодание в тех райо нах, в которые она приходит. Но в пути она сама прогревается, притом преимущественно снизу, от земной поверхности. Поэтому в ней возникают большие вертикальные градиенты тем пературы и развивается конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков и с выпадением ливневых осадков.
Воздушные массы, перемещающиеся на более холодную по верхность (в более высокие широты), называются теплыми мас сами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются снизу, отчего в их нижних слоях создаются малые вертикальные гра диенты температуры. Конвекция в них не развивается, преобла дают слоистые облака и туманы.
Различают еще местные воздушные массы, длительно нахо дящиеся в одном районе. Свойства местных масс определяются нагреванием или охлаждением снизу в зависимости от сезона.
Смежные воздушные массы разделены между собой сравни тельно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон — тысячи километров, ширина — лишь десятки кило метров. Вверх фронты прослеживаются на несколько километ ров, нередко до самой стратосферы.
Фронты между воздушными массами указанных выше основ ных географических типов называют главными фронтами, в от личие от менее значительных вторичных фронтов между мас сами одного и того же географического типа. Главные фронты между арктическим и полярным воздухом носят название арк тических фронтов, между полярным и тропическим воздухом — полярных фронтов, между тропическим и экваториальным воз духом — 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, возникаю щие 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 поляр ные фронты. Обо всем этом будет подробнее говориться в по следующих главах.
Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размыва ются) вследствие определенных особенностей атмосферной цир куляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, на конец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.
|
