Матвеев Л. Т., Смирнов П. И. Основы авиационной метеорологии -------------------------------------------------------------------------------- Издание: Матвеев Л. Т., Смирнов П. И. Основы авиационной метеорологии. — М.: Воениздат, 1955. — 332 с. Цена 9 руб. / Одобрено Главным Штабом Военно-Воздушных Сил в качестве учебного пособия для курсантов авиационных училищ и школ ВВС Советской Армии. Scan: Андрей Мятишкин (amyatishkin@mail.ru) Аннотация издательства: В книге в доступной форме и на высоком научном уровне освещаются основные вопросы авиационной метеорологии, как-то: состав и строение атмосферы, метеорологические элементы, метеорологический код и карты погоды, температурный режим и воздушные течения в. атмосфере, образование туманов, облаков, осадков, атмосферных фронтов, циклонов и антициклонов, а также особые явления погоды, оценка метеорологических условий, прогноз погоды и другие вопросы. Книга предназначена в качестве учебного пособия для курсантов авиационных училищ и школ ВВС Советской Армии; она может быть также полезна для летного состава строевых частей ВВС Советской Армии и организаций ДОСААФ. Главы I, III — V написаны Л. Т. Матвеевым; введение и главы II, VI — XI — П. И. Смирновым; глава XII — Л. Т. Матвеевым и П. И. Смирновым. Общая редакция книги проведена П. Д. Астапенко, им же написана глава XIII. ОГЛАВЛЕНИЕ Введение (стр. 3) Глава I. Метеорологические элементы. Состав и строение атмосферы (стр. 11) § 1. Температура воздуха (стр. 13) § 2. Атмосферное давление (стр. 16) § 3. Скорость и направление ветра (стр. 20) § 4. Влажность воздуха (стр. 23) § 5. Облака, туманы и осадки (стр. 35) § 6. Видимость (стр. 36) § 7. Плотность воздуха. Уравнение состояния (стр. 45) § 8. Основное уравнение статики атмосферы (стр. 48) § 9. Барометрические формулы (стр. 51) § 10. Строение и состав атмосферы (стр. 55) § 11. Стандартная атмосфера (стр. 61) § 12. Влияние плотности, температуры и давления воздуха на полет самолета (стр. 63) Глава II. Метеорологический код и карты погоды (стр. 74) § 1. Метеорологическая информация (стр. 74) § 2. Метеорологический код. Нанесение метеорологических данных на карты погоды (стр. 75) § 3. Карты барической топографии (стр. 79) Глава III. Температурный режим атмосферы (стр. 82) § 1. Распределение температуры по земному шару. Суточный и годовой ход температуры (стр. 82) § 2. Адиабатические процессы (стр. 88) § 3. Термическая устойчивость атмосферы (стр. 93) § 4. Температурные инверсии в атмосфере (стр. 96) Глава IV. Воздушные течения в атмосфере (стр. 100) § 1. Горизонтальный градиент давления (стр. 100) § 2. Отклоняющая сила вращения Земли (стр. 102) § 3. Центробежная сила и сила трения (стр. 104) § 4. Градиентный ветер (стр. 106) § 5. Ветер в слое трения (стр. 109) § 6. Суточный ход скорости и направления ветра. Бризы, горно-долинные ветры (стр. 111) § 7. Изменение скорости ветра с высотой в свободной атмосфере (стр. 112) § 8. Вертикальные движения в атмосфере (стр. 118) § 9. Влияние ветра и турбулентного обмена на полет (стр. 122) Глава V. Туманы, облака и осадки (стр. 126) § 1. Общие условия конденсации и сублимации водяного пара (стр. 127) § 2. Наземная конденсация (стр. 128) § 3. Туман и дымка (стр. 130) 1. Физические условия образования и классификация туманов (стр. 130) 2. Влияние снежной поверхности на образование туманов (стр. 139) 3. Суточный и годовой ход туманов (стр. 141) 4. Городские и «печные» туманы , (стр. 141) § 4. Облака (стр. 142) 1. Условия образования облаков (стр. 143) 2. Международная классификация облаков (стр. 152) 3. Нижняя граница и вертикальная мощность облаков (стр. 160) 4. Микрофизическое строение облаков (стр. 162) 5. Суточный ход облачности и осадков (стр. 168) 6. Облачные следы (стр. 168) § 5. Осадки (стр. 169) 1. Классификация осадков (стр. 169) 2. Физические процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков (стр. 171) 3. Образование и роль твердой фазы в облаках (стр. 174) Глава VI. Воздушные массы (стр. 179) § 1. Формирование и трансформация воздушных масс (стр. 180) § 2. Теплые и холодные воздушные массы. Устойчивые и неустойчивые воздушные массы (стр. 181) § 3. Географическая классификация воздушных масс (стр. 184) Глава VII. Атмосферные фронты (стр. 188) § 1. Распределение давления, ветра и температуры вблизи фронта (стр. 188) § 2. Условия образования и размывания фронтов (стр. 190) § 3. Классификация фронтов (стр. 193) § 4. Теплый фронт. Условия погоды (стр. 194) § 5. Холодный фронт. Условия погоды (стр. 200) 1. Облачность и осадки холодного фронта 1-го рода (стр. 201) 2. Облачность и осадки холодного фронта 2-го рода (стр. 204) § 6. Фронты окклюзии. Вторичные фронты. Условия погоды (стр. 206) 1. Теплый фронт окклюзии (стр. 206) 2. Холодный фронт окклюзии (стр. 208) 3. Вторичные фронты (стр. 210) 4. Сложные и верхние фронты (стр. 210) § 7. Стационарные фронты (стр. 212) § 8. Влияние рельефа местности на фронты (стр. 212) Глава VIII. Циклоны и антициклоны (стр. 216) § 1. Общие сведения о барических системах (стр. 216) § 2. Возникновение циклонов и антициклонов (стр. 218) § 3. Развитие циклона. Метеорологические условия полетов в циклоне в различных стадиях его развития (стр. 220) 1. Стадия волны (стр. 220) 2. Молодой циклон (стр. 221) 3. Окклюдированный циклон (стр. 226) § 4. Регенерация циклона (стр. 228) § 5. Ложбина. Погода и условия полетов (стр. 229) § 6. Типы антициклонов, погода и условия полетов в них (стр. 230) 1. Промежуточные антициклоны (стр. 230) 2. Заключительные антициклоны (стр. 231) 3. Стационарные антициклоны умеренных широт (стр. 231) 4. Субтропические антициклоны (стр. 232) 5. Арктические антициклоны (стр. 232) § 7. Перемещение барических систем (стр. 232) § 8. Серии циклонов (стр. 235) § 9. Седловина (стр. 236) § 10. Тропические циклоны (стр. 236) Глава IX. Особые явления в атмосфере (стр. 239) § 1. Грозы и шквалы (стр. 239) 1. Условия образования гроз и шквалов (стр. 240) 2. Электрические явления в грозовых облаках (стр. 243) 3. Вертикальные движения воздуха в грозовых облаках (стр. 244) 4. Местные признаки развития грозовой деятельности (стр. 244) 5. Грозы и шквалы как опасные явления для авиации (стр. 246) § 2. Метели (стр. 247) § 3. Гололед (стр. 248) § 4. Обледенение самолетов (стр. 249) 1. Факторы, влияющие на интенсивность обледенения (стр. 250) 2. Виды отлагающегося льда (стр. 253) 3. Метеорологические условия обледенения самолетов (стр. 256) 4. Методы борьбы с обледенением (стр. 259) § 5. Тромбы (стр. 260) Глава X. Анализ карт погоды и карт барической топографии. Оценка метеорологических условий по синоптическим материалам. Прогноз погоды (стр. 262) § 1. Обработка и оформление карт погоды (стр. 263) § 2. Анализ карт барической топографии (стр. 268) § 3. Анализ и прогноз состояния воздушных масс. Оценка условий полетов (стр. 269) § 4. Анализ положения и прогноз перемещения и развития фронтов. Оценка условий полетов (стр. 272) § 5. Анализ и прогноз состояния, перемещения и развития барических систем. Оценка условий полетов (стр. 280) § 6. Краткосрочные авиационные прогнозы погоды (стр. 282) Глава XI. Полеты над районами с особыми метеорологическими условиями (стр. 288) § 1. Особенности метеорологических условий при полетах над горами (стр. 288) 1. Влияние рельефа на воздушные течения (стр. 288) 2. Влияние гор на облачность, туманы и осадки (стр. 294) § 2. Особенности метеорологических условий над морями и океанами (стр. 297) § 3. Особенности метеорологических условий в Арктике (стр. 299) 1. Зима (стр. 300) 2. Весна (стр. 301) 3. Лето (стр. 302) 4. Осень (стр. 303) Глава XII. Влияние состояния атмосферы на поражающее действие атомного оружия (стр. 304) § 1. Влияние метеорологических условий на развитие облака атомного взрыва (стр. 304) § 2. Влияние состояния атмосферы на проникающую радиацию (стр. 306) § 3. Влияние атмосферных условий на поражающее действие светового излучения (стр. 308) § 4. Влияние состояния атмосферы на радиоактивное заражение местности и воздуха « (стр. 317) Глава XIII. Метеорологическое обеспечение авиации (стр. 319) § 1. Основы организации метеорологической службы (стр. 319) § 2. Метеорологическое обеспечение полетов и перелетов (стр. 320) § 3. Авиационная разведка погоды (стр. 322) Перечень использованной литературы (стр. 326) Приложения: 1 Перевод градусов Фаренгейта в стоградусную шкалу (таблица) (стр. 327) 2 Перевод миллибар в миллиметры ртутного столба (таблица) (стр. 328) 3. Упругость насыщенного водяного пара над плоской поверхностью воды, мб (таблица) (стр. 329) 4. Упругость насыщенного водяного пара над льдом, мб (таблица) (стр. 330) 5. Карта погоды за 09 часов 28 сентября (вклейка) 6. Карта АТ850 за 06 часов 28 сентября (вклейка) 7. Карта АТ700 за 06 часов 28 сентября (вклейка) 8. Карта АТ600 за 06 часов 28 сентября (вклейка) 9. Карта АТ300 за 06 часов 28 сентября (вклейка) 10. Карта погоды за 21 час 28 сентября (вклейка) 11. Шторм-предупреждение (стр. 331) ===================================================================== Л. Т. МАТВЕЕВ, П. И. СМИРНОВ ОСНОВЫ АВИАЦИОННОЙ МЕТЕОРОЛОГИИ ОДОБРЕНО ГЛАВНЫМ ШТАБОМ ВОЕННО-ВОЗДУШНЫХ СИЛ В КАЧЕСТВЕ УЧЕБНОГО ПОСОБИЯ ДЛЯ КУРСАНТОВ АВИАЦИОННЫХ УЧИЛИЩ И ШКОЛ ВВС СОВЕТСКОЙ АРМИИ ВОЕННОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО МИНИСТЕРСТВА ОБОРОНЫ СОЮЗА ССР Москва -1955 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов "Основы авиационной метеорологии". В книге в доступной форме и на высоком научном уровне освещаются основные вопросы авиационной метеорологии, как-то: состав и строение атмосферы, метеорологические элементы, метеорологический код и карты погоды, температурный режим и воздушные течения в. атмосфере, образование туманов, облаков, осадков, атмосферных фронтов, циклонов и антициклонов, а также' особые явления погоды, оценка метеорологических условий, прогноз погоды и другие вопросы. Книга предназначена в качестве учебного пособия для курсантов авиационных училищ и школ ВВС Советской Армии; она может быть также полезна для летного состава строевых частей ВВС Советской Армии и организаций ДОСААФ. Главы I, III-V написаны Л. Т. Матвеевым; введение и главы II, VI-XI - П. И. Смирновым; глава XII - Л. Т. Матвеевым и П. И. Смирновым. Общая редакция книги проведена П. Д. Астапенко, им же написана глава XIII. ВВЕДЕНИЕ Метеорологией называется наука, которая изучает физические процессы и явления, происходящие в воздушной оболочке Земли (атмосфере) над различной подстилающей поверхностью - над сушей и морем. Диалектический материализм учит, что всякий процесс, всякое явление в природе и обществе протекает не изолированно от других процессов и явлений, а во взаимосвязи и взаимообусловленности с другими процессами и явлениями. Все атмосферные процессы и явления взаимосвязаны с процессами, которые протекают в твердой и жидкой оболочках Земли. Поэтому наряду с изучением атмосферных процессов и явлений метеорология изучает важнейшие процессы, протекающие внутри твердой и жидкой оболочек Земли (распространение тепла вглубь почвы, отражение, поглощение и излучение земной поверхностью лучистой энергии и т. д.). Процессы и явления, происходящие в атмосфере, тесным образом связаны с солнечной энергией. Следовательно, становится понятной связь метеорологии с науками, изучающими закономерности развития процессов в твердой и жидкой оболочках Земли, а также с астрономией. Метеорология, как и любая другая наука, развивалась и развивается в соответствии с нуждами общественного производства. Результаты метеорологических исследований широко используются в авиации, на железнодорожном транспорте, в речном и морском флоте, в сельском хозяйстве, в строительстве и других отраслях народного хозяйства. Особенно велико значение метеорологии для авиации, где каждый полет самолета связан с учетом метеорологических условий. Успешное проведение полетов и перелетов возможно только при правильном учете фактического состояния погоды и ожидаемых изменений ее. Метеорологическое обеспечение полетов осуществляется метеорологической службой ВВС. Специалистами метеорологической службы на базе научных исследований и на основе многолетнего опыта метеорологического обеспечения полетов авиации была создана относительно молодая дисциплина - авиационная метеорология. 1* 3 Авиационная метеорология, являясь отраслью общей метеорологии, изучает атмосферные процессы и явления, оказывающие влияние на полеты, масштабы и формы этого влияния. На основе этих исследований, а также опыта работы строевых авиационных частей были разработаны теория и методика метеорологического обеспечения полетов авиации. Рассмотрим кратко историю развития авиационной метеорологии и метеорологической службы. Развитие авиационной' метеорологии самым тесным образом связано с развитием метеорологии в целом и с совершенствованием авиационной техники. Первые сведения об атмосферных явлениях относятся к глубокой древности. Так, например, описание отдельных атмосферных явлений мы находим у великого древнегреческого ученого Аристотеля (III век до н. э.) и у ряда других ученых более позднего времени. Однако все эти сведения были разрозненными и не представляли собой материала, пригодного для научных выводов и обобщений. В средние века развитию наук сильно препятствовала религия, тем не менее в течение этих в^еков был накоплен большой материал наблюдений о различных атмосферных явлениях. Развитие производительных сил и великие географические открытия в XV-XVI вв. способствовали развитию знаний по метеорологии, возникла потребность в обобщении большого фактического материала, в создании научной теории. Метеорология начала оформляться как самостоятельная отрасль науки, совершенствовалась методика метеорологических наблюдений, что позволило делать научно обоснованные выводы о закономерностях развития атмосферных процессов и явлений. В начале XVII в. Галилеем был изобретен термометр, а несколько позже - барометр (прибор для определения атмосферного давления). В 1643 г. Торичелли произвел свой знаменитый опыт с перевертыванием трубки с ртутью, доказав тем самым весомость воздуха, и определил вес воздушного столба (давление атмосферы). Вслед за этим создаются приборы для определения влажности воздуха, скорости ветра и количества выпавших осадков. Таким образом, были созданы условия для наиболее объективной оценки состояния атмосферы путем проведения инструментальных наблюдений. В результате этого был открыт ряд закономерностей в развитии атмосферных явлений и процессов. Огромная роль в развитии метеорологии принадлежит гениальному русскому ученому М. В. Ломоносову (1711 -1765). М. В. Ломоносов сконструировал и изготовил важнейшие приборы для метеорологических наблюдений, для проведения опытов в лабораторных и полевых условиях. М. В. Ломоносов первый-высказал мысль об исследовании состояния атмосферы на различных высотах при помощи сконструированной им в 1754 г. "аэродромической машинки" - небольшого вертолета, который мог бы поднимать необходимые метеорологические приборы. М. В. Ломоносов в результате глубокого изучения атмосферных процессов и явлений дал правильные выводы о резких изменениях погоды, объясняя их различными воздушными течениями; он исследовал также вертикальные движения воздуха, играющие важную роль в образовании облаков и осадков. М. В. Ломоносову принадлежит первое научное объяснение электрических явлений в атмосфере, на основных положениях которого построена современная теория атмосферного электричества. Им же были предложены первые конструкции молниеотводов. Важнейшей проблемой метеорологии М. В. Ломоносов считал решение задачи научного предсказания погоды путем организации постоянно действующей сети метеорологических станций, осуществляющих систематические наблюдения за состоянием атмосферы по единой программе. Первая такая сеть метеорологических станций была создана в России. В 1849 г. в Петербурге было открыто первое в мире центральное метеорологическое учреждение - Главная физическая обсерватория (ныне Главная геофизическая обсерватория им. А. И. Воейкова). Перед обсерваторией была поставлена задача организации метеорологических наблюдений на всей территории России, сбора материалов наблюдений и их обработки, физико-географические исследования, организация метеорологической информации и прогнозов погоды. Организация службы погоды была немыслима без таких средств связи, как телеграф и радио. Поэтому важным этапом в организации службы погоды явились изобретение в 1832 г. русским ученым П. Л. Шиллингом телеграфа и его усовершенствование другим русским ученым, Б. С. Якоби, который изобрел буквопечатающий аппарат. Огромную роль в развитии службы погоды сыграло изобретение в 1895 г. выдающимся русским, ученым А. С. Поповым радио. Радио в дальнейшем явилось не только одним из основных средств связи, но и важнейшим средством исследования атмосферы. Впервые сбор и передача метеорологической информации в России были осуществлены в 1853 г., когда Главная физическая обсерватория начала передавать метеорологическую информацию русским портам на побережье Балтийского моря для нужд военно-морского флота. В 1872 г. в Главной физической обсерватории под руководством известного русского ученого М. А. Рыкачева был создан отдел ежедневного метеорологического бюллетеня и штормовых предупреждений. В 1874 г. Главная физическая обсерватория начала передавать штормовые предупреждения для портов Балтийского моря, а несколько позже - для портов Черного, Азовского и Каспийского морей. Служба предсказания погоды требовала широкого исследования закономерностей развития атмосферных явлений и процес- сов, так как только это могло обеспечить правильное и точное предсказание погоды, основанное на данных науки. В конце XIX начале XX в. в Главной физической обсерватории и в ряде других учреждений над решением задачи предсказания погоды уже работал большой коллектив ученых: П. И. Броунов, Б. И. Срезневский, М. М. Поморцев, М. А. Ры-качев и др. Можно определенно сказать, что предсказание погоды встало на подлинно научную основу в результате исследований русских ученых, возглавляемых этой ведущей группой. П. И. Броунов, Б. И. Срезневский, М. М. Поморцев, М. А. Ры-качев и другие ученые исследовали условия образования облачности и осадков, возникновения гроз, бурь, метелей и других метеорологических явлений. Развитие воздухоплавания и авиации поставило перед метеорологией задачу изучения состояния атмосферы не только у земной поверхности, но и на различных высотах. Большой вклад в развитие метеорологии как науки внес великий русский ученый Д. И. Менделеев (1834-1907), особенно по вопросам исследования тех слоев атмосферы, которые расположены выше 1-2 км. Под руководством и при непосредственном участии ученого и аэронавта В. В. Кузнецова был сконструирован специальный комплексный метеорологический прибор - метеорограф, который подвешивался к воздушному змею и по мере подъема последнего записывал значения давления, температуры и влажности на различных высотах. Кроме того, В. В. Кузнецовым был сконструирован получивший широкое распространение шаропилотный теодолит - прибор, с помощью которого производятся наблюдения за шаром-пилотом (небольшим резиновым шаром, наполненным водородом) и определяются скорость и направление ветра на различных высотах в атмосфере. В 1910 г. в Гатчине и Севастополе были открыты первые в России авиационные школы. Для метеорологического обеспечения полетов при этих школах были созданы метеорологические станции, явившиеся по существу первыми авиаметеорологическими станциями. В связи' с возрастающим применением авиации в первой мировой войне возникла необходимость в организации военной метеорологической службы. В декабре 1915 г. было организовано Главное военно-метеорологическое управление (Главмет), подчиненное начальнику авиации и воздухоплавания, а при штабах армий были созданы военно-метеорологические подразделения. Непосредственное метеорологическое обеспечение военной авиации осуществлялось военно-метеорологическими станциями, созданными при авиационных подразделениях. В 1915 г. под руководством и при непосредственном участии выдающегося географа и климатолога А. И. Воейкова было начато составление военно-климатических описаний театров военных § действий. В этих описаниях основное внимание уделялось повторяемости различных высот облачности, повторяемости температуры и ветра, т. е. таких метеорологических элементов, которые имеют большое значение для полетов. Эти описания помогали летному составу изучать метеорологические условия в районе предстоящих полетов. Подобных описаний в то время не имела ни одна армия в мире. В 1916 г. под руководством русского ученого, академика Б. Б. Голицына был составлен проект "Курса аэронавигации", в который были включены основные сведения по синоптической метеорологии для летчиков и воздухоплавателей. Передовые русские ученые-метеорологи всегда стремились к тому, чтобы результаты их исследований и открытий были использованы на практике и служили основой для дальнейшего развития метеорологии. Однако в условиях царской России достижения русских ученых часто замалчивались и многие их идеи и открытия не получили практического применения. Великая Октябрьская социалистическая революция открыла неограниченные возможности для развития наук, в том числе и метеорологии. В Советском Союзе научные исследования, поиски новых путей в науке стали общегосударственной задачей. Под руководством Коммунистической партии и Советского правительства созданы коллективы ученых, научно-исследовательские институты и другие учреждения, которые занимаются решением важнейших задач развития народного хозяйства, повышения материального благосостояния советского народа, укрепления обороны нашей Родины. Большое внимание Коммунистическая партия и Советское правительство уделили также метеорологии и метеорологической службе. Еще в годы гражданской войны и иностранной военной интервенции были приняты все необходимые меры для восстановления метеорологической службы. Метеорологическое обеспечение советских авиационных частей было возложено на аэронавигационные станции, которые обязаны были вести наблюдения за состоянием атмосферы и составлять авиационные прогнозы погоды. Особое внимание было уделено делу сбора и распространения метеорологических данных. Специальным декретом Советского правительства, изданным в мае 1921 г., на Народный Комиссариат почты и телеграфа была возложена обязанность передавать по телеграфу метеорологические сведения, необходимые для обеспечения полетов авиации. 1 июля 1921 г. В. И. Ленин подписал декрет об организации метеорологической службы. Этот декрет заложил прочные основы развития метеорологической службы в Советском Союзе. В 1923 г. при опытном Московском аэродроме была создана Центральная аэронавигационная станция, которая обязана была осуществлять метеорологическое обеспечение полетов и проверять аэронавигационные приборы. В дальнейшем для метеорологического обеспечения полетов авиации в 1926 г. была создана Главная авиаметеорологическая станция (ГАМС) ВВС, которая существует и в настоящее время, являясь центральным учреждением метеорологической службы ВВС. На опыте работы ГАМС и лучших метеорологических подразделений ВВС создавались и совершенствовались методы и организационные формы работы метеорологических подразделений. В 20-х и начале 30-х годов была почти заново создана и оснащена новейшим оборудованием и приборами широкая сеть метеорологических станций, в том числе в Сибири, Средней Азии и в Арктике. Важным этапом было создание по решению Советского правительства в 1929 г. единой гидрометеорологической службы Советского Союза (в настоящее время метеорологическая служба СССР возглавляется Главным управлением гидрометеорологической службы). В 30-х годах был создан Центральный институт прогнозов, который наряду с Главной геофизической обсерваторией (бывшая ГФО) занял ведущее место в метеорологической службе и метеорологической науке, в это же время была организована подготовка высококвалифицированных кадров метеорологов. Важное значение для народного хозяйства и Вооруженных Сил имеют прогнозы погоды, составляемые на большие промежутки времени - до месяца и сезона включительно. Такие прогнозы получили название долгосрочных прогнозов погоды. В результате успешной работы коллектива ученых под руководством Б. П. Мультановского в Советском Союзе долгосрочные прогнозы начали составляться уже в 20-х годах. Мировое признание получили успехи советской теоретической метеорологии, основы которой были заложены группой ученых, работавших под руководством А. А. Фридмана и Н. Е. Кочина. Работы метеорологов-теоретиков по изучению распределения температуры в атмосфере, вихревых движений воздуха (атмосферной турбулентности), условий образования облаков и осадков явились теоретической базой для совершенствования методики предсказания погоды. В результате работы советских метеорологов-теоретиков в нашей стране в настоящее время имеются все предпосылки для предвычисления погоды. Работа в этом направлении в настоящее время развернута очень широко. Развитие народного хозяйства потребовало создания более совершенной методики предсказания погоды. В развитии новой прогностической методики важное значение имело расширение исследований состояния атмосферы на больших высотах и в стратосфере (до 15 км и выше). В 30-х годах советская промышленность уже могла обеспечить эти исследования совершенным оборудованием. Особенно широкое применение получил изобретенный П. А. Молчановым прибор - радиозонд, состоящий из регистраторов температуры, давления и влажности и небольшого радиопередатчика. Этот прибор подвешивается к наполненному водородом резиновому шару и выпускается в свободный полет. Специальными сигналами он передает сведения о давлении, температуре и влажности на различных высотах. Выпуск первого в мире радиозонда состоялся 30 января 1930 г. в Павловской аэрологической обсерватории под Ленинградом. Радиозондирование обеспечивает немедленное после выпуска радиозонда получение сведений о состоянии атмосферы на различных высотах. Под руководством П. А. Молчанова был сконструирован также самолетный метеорограф, который крепится к самолету и при подъеме последнего записывает изменение давления, температуры и влажности воздуха с высотой. В настоящее время в любом даже самом отдаленном районе нашей Родины можно найти так называемую аэрологическую станцию, на которой в определенные сроки с помощью радиозондов или самолетов ведутся наблюдения за состоянием атмосферы на различных высотах. Большое значение для изучения строения атмосферы на больших высотах имели рекордные подъемы советских стратостатов СССР-1 в 1933 г. и Осоавиахим-1 в 1934 г. На этой основе в начале 30-х годов широко развернулись аэрологические исследования, позволившие внедрить в прогностическую практику фронтологический метод, основанный на анализе распределения в атмосфере температуры, давления, скорости и направления ветра и влажности воздуха по высотам, на изучении условий образования облачности, осадков, туманов, грозовой деятельности, метелей и других атмосферных явлений. Исследования проводились в столь широких масштабах, что уже через два-три года после начала их удалось внедрить новый метод в практику. В результате оказалось возможным конкретизировать прогнозы, перейти от общих прогнозов к предсказанию горизонтальной протяженности облачности, ее нижней границы, осадков, горизонтальной дальности видимости, скорости и направления ветра, температуры, особенно ее резких изменений, гроз, туманов, метелей, обледенения и т. д. Аэрологические исследования способствовали углублению знаний о закономерностях развития атмосферных процессов. В 1932 г. В. М. Михелем были определены признаки понижения и повышения атмосферного давления у земной поверхности в связи с состоянием воздушных течений на высоте 4-6 км\ С. И. Троицким была разработана теория изменения ветра с высотой в связи с горизонтальным распределением температуры в атмосфере, имеющая большое значение при решении различного рода метеорологических задач. Совершенствование метеорологической службы было бы невозможным без большой организационной работы и без подготовки необходимых специа листов. В этом отношении большое значение имела работа, проведенная по улучшению организации метеорологической службы ВВС, развитию авиационной метеорологии, подготовке учебной метеорологической литературы, в том числе и для летчиков, советскими военными метеорологами. Серьезным испытанием для советской метеорологии и метеорологической службы явилась Великая Отечественная война. Боевое применение всех родов войск в их тесном взаимодействии требовало умелого обеспечения метеорологическими данными. Метеорологическое обеспечение боевых действий нашей авиации осуществлялось метеорологической службой ВВС. Работа советских военных метеорологов во время Великой Отечественной войны была высоко оценена Советским правительством - большое число военных метеоспециалистов были награждены орденами и медалями Советского Союза. Опыт метеорологического обеспечения боевых действий советской авиации в период Великой Отечественной войны обогатил метеорологическую службу. Этот опыт, а также опыт послевоенных лет тщательно обобщается метеоспециалистами, работающими в области авиационной метеорологии над решением задач, которые ставит перед метеорологической наукой наша авиация. Для успешного решения поставленных перед авиацией задач летный состав должен изучать и знать метеорологию; он должен уметь правильно оценивать метеорологические условия на земле и в воздухе. Зная метеорологию, летный состав сможет еще лучше совершенствовать свое боевое мастерство, увереннее и с большей эффективностью выполнять задания в любых метеорологических условиях. ГЛАВА Г МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ. СОСТАВ И СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ Земля - это одна из 9 планет Солнечной системы. Она удалена от Солнца в среднем на 149,5 млн. км. Земля вращается вокруг Солнца по орбите, представляющей собой замкнутую кривую, называемую эллипсом г. Время полного оборота Земли во- s в Рис. 1. Годовое вращение Земли круг Солнца составляет 1 год (рис. 1). На наибольшем расстоянии от Солнца (152 млн. км) Земля находится около 4 июля, на наименьшем (147 млн. км) -около 2 января. Одновременно с вращением вокруг Солнца Земля вращается с запада на восток вокруг своей оси. Ось вращения Земли наклонена к плоскости вращения Земли вокруг Солнца - плоскости эклиптики 2 - под углом 66,5°. Благодаря вращению Земли вокруг Солнца и наклону ее оси к плоскости эклиптики происходит смена времен года (весна, лето, осень, зима), а благодаря 1 Эллипс представляет собой геометрическое место точек, сумма расстояний от которых до двух неподвижных точек, называемых фокусами, постоянна. Солнце находится в одном из фокусов эллипса. 2 Эклиптика, большой круг небесной сферы, плоскость которого совпадает С плоскостью земной орбиты. н вращению Земли вокруг своей оси происходит смена дня и ночи. Время полного оборота Земли вокруг своей оси составляет одни сутки. Солнце - основной источник энергии, благодаря которой возможна жизнь на Земле. Температура излучающей поверхности Солнца - фотосферы - равна около 6000°. Энергия, излучаемая Солнцем, носит название солнечной радиации. Солнечная радиация распределяется по земному шару неравномерно и изменяется во времени. Так, например, в среднем за год в экваториальной области солнечной радиации поступает в 5 раз больше, чем в полярной области. Особенно велика эта разница зимой. В то время как в экваториальной области зимой поступает примерно столько же солнечной радиации, как и летом, в полярной области зимой солнечная радиация полностью отсутствует. Такое неравномерное распределение солнечной радиации по земному шару обусловлено как чисто астрономическими факторами (наклон оси по отношению к плоскости эклиптики и вращение Земли вокруг Солнца и своей оси), так и географическими факторами (неравномерное распределение океанов и материков по земному шару, различие в физических свойствах разных видов земной поверхности: лес, степь, пустыня, горы, снег, болото и т. д.). Огромное влияние на приток солнечной радиации к земной поверхности оказывают атмосфера и особенно облака. Различие в поступлении солнечной радиации к земной поверхности служит основной причиной возникновения движения атмосферы и наблюдающегося в природе разнообразия условий погоды. Земля как планета имеет 3 оболочки: твердую (литосферу), жидкую (гидросферу) и газообразную (атмосферу). Объектом изучения метеорологии служит газообразная оболочка Земли - атмосфера. Атмосфера находится в непрерывном движении. Она участвует во вращательном движении Земли вокруг Солнца и своей оси. Но кроме этого вращательного движения, атмосфера находится в сложном, непрерывно изменяющемся движении относительно поверхности Земли. При своем движении относительно поверхности Земли атмосфера непрерывно взаимодействует с твердой и жидкой оболочками Земли. Поверхность Земли оказывает большое влияние на физическое состояние атмосферы. Состояние атмосферы в определенный момент времени характеризуется физическими величинами (температура, давление, влажность и т. д.) и явлениями, которые носят название метеорологических элементов. Изменение физического состояния атмосферы во времени и пространстве приводит к изменению метеорологических элементов. Зная закономерности изменения метеорологических элементов, мы можем сделать заключение об изменении общего состояния атмосферы. Физическое состошше атмосферы в какой-то мо- 12 мент или промежуток времени, характеризуемое определенными значениями метеорологических элементов, носит название п о-г о д ы. Метеорологические элементы измеряются при помощи метеорологических приборов, установленных на метеорологических станциях, а также поднимаемых в атмосферу (на самолете, ракете или наполненном водородом резиновом шаре так называемом шаре-пилоте). К основным метеорологическим элементам относятся: температура воздуха, атмосферное давление, скорость и направление ветра, плотность воздуха, влажность воздуха, облачность, осадки, видимость, особые явления (туман, метель, гроза и т. д.), радиация. Следует подчеркнуть, что состояние атмосферы в тот или иной момент времени определяется комплексом метеорологических элементов. Изменение состояния атмосферы всегда ведет к изменению всех или нескольких метеорологических элементов, что свидетельствует о их тесной взаимной связи между собой. В задачу метеорологии как науки и входит изучение закономерностей изменения метеорологических элементов в их взаимной связи и обусловленности. Изучив закономерности изменения метеорологических элементов в пространстве и во времени, мы подойдем к решению основной задачи метеорологии - предсказания погоды. В следующих параграфах дается определение основных метеорологических элементов и устанавливаются общие закономерности изменения их под влиянием тех или других факторов. § 1. ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА Атмосферный воздух представляет собой механическую (а не химическую) смесь газов. Каждый газ состоит из молекул, молекулы - из атомов, а атомы - из протонов, электронов, а также других нейтральных и заряженных частиц. Молекулы газов находятся в непрерывном беспорядочном (хаотическом) движении. Скорость движения молекул различна. Но каждому состоянию газа соответствует определенная средняя скорость движения молекул. Мерой этой средней скорости движения молекул газа служит температура газа. Чем больше средняя скорость движения молекул, тем выше температура газа Т. Температуру можно определить так же, как характеристику степени нагрето-сти тела, определяемой интенсивностью беспорядочного молекулярного движения. Для количественной характеристики температуры в настоящее время пользуются тремя шкалами: стоградусной, Фаренгейта и абсолютной. а) Стоградусная шкала (/°С). За основные (реперные) точки в этой шкале приняты: 0° С - точка плавления льда и 13 100° С - точка кипения воды при нормальном давлении (760 мм рт. ст.). Промежуток между этими точками разбит на 100 равных частей. Vioo этого промежутка носит название 1°С (читается: "один градус"). Этой шкалой пользуются для измерения температур в Советском Союзе и большинстве других стран мира. б) Шкала Фаренгейта (t° F) . Точка плавления льда принята за 32° F, точка кипения воды - за 212° F. Промежуток между этими точками разбит на 180 равных частей. Vise этого промежутка и составляет 1° F. Шкалой Фаренгейта пользуются в США и некоторых других странах. Формулы для перевода температуры из стоградусной шкалы в шкалу Фаренгейта и обратно имеют следующий вид: Пример. Температура по стоградусной шкале равна 20° С, Эта же температура по шкале Фаренгейта равна -|-20-f32 = 680F. Таблица перевода температуры, измеренной по шкале Фаренгейта, в стоградусную шкалу приведена в приложении 1. в) Абсолютная шкала. Ею пользуются при теоретических расчетах. Температура в этой шкале обозначается латинской буквой Т. Точка плавления льда (0° С) соответствует в абсолютной шкале 273° абс. Между температурами, измеренными в стоградусной и абсолютной шкалах, существует простая связь Пример. Температура воздуха по стоградусной шкале равна 15,3° С. Эта же температура по абсолютной шкале равна Г= 15,3 + 273 = 288,3° абс. Следует заметить, что по абсолютной шкале температура не может принимать отрицательных значений. Это объясняется тем, что температура, соответствующая абсолютному нулю (0°абс), является самой низкой температурой, которую могут иметь физические тела. На метеорологических станциях температура воздуха измеряется при помощи ртутных, а при очень низких отрицательных температурах при помощи спиртовых термометров (ртуть замерзает при температуре - 38,9° С). Термометры устанавливаются на метеорологических площадках в специальной психрометрической будке (рис. 2) , защищающей термометры от солнечной радиации и в то же 14 Рис. 2. Психрометрическая будка время обеспечивающей достаточную вентиляцию воздуха. Для того чтобы показания термометров можно было сравнивать между собой, условились располагать термометры в психрометрической будке так, чтобы шарики их находились на высоте 2 м над почвой. Температура воздуха измеряется с точностью до десятых долей градуса. Для измерения максимальной (наивысшей) и минимальной (наинизшей) температуры воздуха в течение суток употребляются специальной конструкции максимальный (ртутный) и минимальный (спиртовой) термометры. Они устанавливаются в той же психрометрической будке в горизонтальном положении (в отличие от срочного термометра, устанавливаемого вертикально). Непрерывная регистрация температуры и ее изменений во времени осуществляется на метеорологических станциях приборами-самописцами, называемыми термографами. Термограф устанавливается на метеорологической площадке в отдельной будке для самописцев. Измерение температуры при помощи термографов основано на принципе измерения длины биметаллической пластинки при изменении температуры. Изменение 15 длины биметаллической пластинки через систему рычагов передается перу, при помощи которого и производится запись изменения температуры на ленте барабана, вращаемого часовым механизмом. Кроме температуры воздуха, на метеорологических станциях измеряется температура почвы на разных глубинах при помощи термометров специальной конструкции (почвенные термометры). § 2. АТМОСФЕРНОЕ ДАВЛЕНИЕ Атмосферным давлением, или давлением воздуха на данном уровне, называется вес столба воздуха с поперечным сечением в 1 см2 и высотой от данного уровня до верхней границы атмосферы. Обозначается атмосферное давление латинской буквой р. Так как масса столба воздуха с увеличением высоты уменьшается, то и атмосферное давление при подъеме вверх всегда падает (чем больше высота, тем меньше давление). Давление воздуха на метеорологических станциях измеряется при помощи ртутных барометров (рис. 3) и анероидов (рис. 4). Вес столба ртути в стеклянной трубке барометра уравновешивается атмосферным давлением. В отсчет ртутного барометра вводятся поправки на температуру и силу тяжести, а также инструментальная поправка. В анероиде атмосферное давление действует на металлическую коробку, деформация которой передается через систему рычагов стрелке. Разновидностью анероида служит барометрический высотомер, устанавливаемый на самолетах. Единицами для измерения атмосферного давления служат 1 мм ртутного столба (1 мм рт. ст.) и 1 миллибар (1 мб). Связь между этими единицами следующая: 1 мм рт. ст. = 1,33 мб; 1 л/# = 0,75 мм рт. ст. р с 3 1 мб представляет собой давление в 1000 дин/см2, т. е. Ртутный i мб=\Ш дан/см*. барометр Для того, чтобы перевести давление, измеренное в мб, в мм рт. ст., величину давления в мб необходимо умножить на 3/4, или 0,75. Для обратного перевода в мб величину давления в мм рт. ст. необходимо умножить на 4/з, или 1,33. Пример. Если давление р = 750 мм рт. ст., то то же,давление в мб равно р = 750 -4/8 = 1000 мб. 16 Если р - 980 мб, то то же давление в мм рт. ст. равно /7 = 980-8/4 = 735 мм рт. ст. Таблица перевода давления, измеренного в мб, в мм рт. ст. приведена в приложении 2. Для непрерывной регистрации давления служит самописец давления - барограф, который устанавливается, как и барометр, в помещении метеорологической станции. Рис. 4. Анероид Изменение давления в барографе фиксируется при помощи нескольких металлических коробок с выкачанным из них воздухом. Деформация коробок, вызванная изменением давления воздуха, передается через систему рычагов на ленту барабана, приводимого во вращение часовым механизмом. Барограф всегда фиксирует лишь изменение давления, а не его абсолютную величину. Атмосферное давление изменяется в вертикальном и горизонтальном направлениях. Для характеристики распределения давления в атмосфере вводится понятие изобарической поверхности. Изобарической поверхностью называется поверхность, Б каждой точке которой давление одинаково (постоянно). В общем случае изобарические поверхности являются криволи- 2 JL Г. Махвеел, IJ. И^С*му>мс* 17 неиными поверхностями, наклоненными под малым углом к поверхности уровня моря. Тангенс этого угла изменяется в пределах от 0,0005 до 0,0001. Измеренное на метеорологической станции атмосферное давление приводится к уровню моря, т. е. находится давление, которое показывал бы барометр, если бы он располагался на уровне моря. Приведенное к уровню моря давление наносится на специальные бланки географических карт. Если на карте нанесены значе- 990 н (низкое давление) к 1 СО В (высокое давление) 390 995 1000 1005 Горизонтальная плоскость Рис. 5. Связь между положением изобарических поверхностей в пространстве и изобарами ния давления во многих точках, то можно провести линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями давления, называемые изобарами. Изобары дают наглядное представление о распределении давления в горизонтальном направлении. Установим связь между распределением давления в горизонтальном направлении и наклоном изобарических поверхностей в вертикальной плоскости. Пусть давление на уровне моря понижается справа налево (рис. 5). Спрашивается, как наклонены изобарические поверхности при таком расположении изобар? Нетрудно видеть, что изобарические поверхности должны понижаться в сторону низкого давления Н, как это показано оплошными линиями на рис. 5. В самом деле представим себе, что изобарические поверхности имеют обратный наклон - понижаются в сторону высокого давления (на рис. 5 изображены пунктиром). Тогда давление в точке С, расположенной на изобарической поверхности, которая при пересечении с уровнем моря дает изобару 1005 мб, 18 должно быть также 1005 мб, а даЁЛение в точке D по тем же соображениям должно быть 990 мб. Таким образом, мы приходим к заключению, что давление с увеличением высоты (при переходе от точки D к точке С) растет, тогда как в действительности давление с высотой всегда падает. Поэтому наклон изобарических поверхностей, изображенный на рис. 5 в виде пунктира, в атмосфере невозможен. Таким образом, если известно располо- WfS 10Г9 1020 1010 1010 1015 Рис. 6. Схема барических систем жение изобар в горизонтальной плоскости, то известен и наклон изобарических поверхностей: они всегда понижаются в сторону низкого давления. Можно нанести на карту давления и провести изобары и на любом другом уровне, чтобы получить представление о распределении давления на интересующей нас высоте, например, на высотах 1, 3, 5, 9, 13 и 16 км. Если провести изобары на карте, включающей достаточно обширную территорию, то окажется, что в каждом районе изобары имеют различную форму. Наиболее часто встречаются следующие формы изобар, или, как принято называть в метеорологии, виды барических систем (рис. 6). Замкнутые изобары, ограничивающие области пониженного или повышенного давления. Области пониженного давления, ограниченные замкнутыми изобарами, называются цикло-н а м и, а области повышенного давления - а н т и ц и к л о- нами. Области с V- или V-образными изобарами на периферии Циклонов называются ложбинами. Области с такими же изобарами на периферии антициклонов называются гребнями. Седловина представляет собой область, заключенную между двумя накрест расположенными циклонами (ложбинами) и двумя антициклонами (гребнями). В некоторых районах изобары бывают близки к прямолинейным. р-з Р-З ^-р-2 g&ZZ^^^^tx^ ' - >- - Рис. 7. Вертикальный разрез изобарических поверхностей над циклоном Н и антициклоном В Из предыдущих рассуждений следует, что изобарические поверхности над циклоном имеют вогнутую по отношению к земной поверхности форму, а над антициклоном - выпуклую форму (рис. 7). § 3. СКОРОСТЬ И НАПРАВЛЕНИЕ ВЕТРА Атмосфера находится в непрерывном движении относительно поверхности Земли. Движение воздуха по отношению к земной поверхности носит название ветра. Ветер характеризуется двумя величинами: скоростью и направлением. Единица измерения скорости ветра - 1 метр в секунду (1 м/сек) или 1 километр в час (1 км/час). Связь между этими единицами следующая: 1 Л1/сек = 3,6 км/час. Для перевода скорости ветра из м/сек в км/час и обратно составлены табл. 1 и 2. Таблица 1 Перевод скорости ветра из м/сек в км/час U м/сек 1 2 3 4 5 8 10 15 20 25 U км/час 3,6 7,2 10,8 14,4 18,0 28,8 36,0 54,0 72,0 90,0 20 Таблица 2 Перевод скорости ветра из км/час в м/сек U км/час 5 10 15 20 30 40 50 60 U м/сек 1,4 2,8 4,2 5,6 8,3 11,1 13,9 16,6 Для перевода скорости ветра, измеренной в м/сек, в км/час можно пользоваться следующим правилом. Число м/сек нужно умножить на 4 и из полученной величины вычесть ее десятую часть. Разность " будет выражать скорость ветра в км/час. Пример. Пусть скорость ветра равна 8 м/сек. Пользуясь правилом, напишем 8-4 = 32; 32 - 3,2 = 28,8, т. е. величина 28,8 и является скоростью ветра в км/час (см. табл. 1). Направление ветра у земной поверхности измеряется в румбах (16-румбовая шкала, рис. 8). За направление ветра в метеорологии принимается то направление, откуда дует ветер. Это значит, что при северном ветре воздух перемещается *с севера на юг, при западном - С Запада На ВОСТОК И Т. Д. ЗД ОСНОВ- НЫ6 румбы ПрИНЯТЫ: СеверНЫЙ (С), о /т/^\ о Л-,\ ЮЖНЫЙ (Ю), ВОСТОЧНЫЙ (В) И За- ЮЗ - юго-западный; rtonut-тй ?"3\ но-юго-западный; аадныи {О). зсз _ западно-северо-западный; СЗ- В аЭрОНаВИГаЦИИ За Направление северо-западный; ССЗ-северо-севе- г г ро-западный ветра принято то направление, куда дует ветер. Таким образом, аэронавигационный и метеорологический ветер отличаются по направлению на 180°. Основным прибором для измерения скорости и направления ветра у земной поверхности служит флюгер (рис. 9). Скорость ветра определяется по положению доски а, а направление - по флюгарке bed. Флюгер устанавливается на метеорологической площадке на высоте 12 м над поверхностью земли. Для более точного определения скорости ветра служит чашечный анемометр (рис. 10). Для определения направления ветра используют также вымпел и конус. На высотах скорость и направление ветра измеряются при помощи шаров-пилотов. Шар-пилот представляет собой тонкую резиновую оболочку, наполняемую перед выпуском легким газом (водородом). После выпуска шар-пилот начинает одновре- Рис. 8. Схема румбов: С - северный; ССВ - северо-северо-восточный; СВ - северо-восточный; ВСВ-востоко-северо-восточный; В - восточный; ВЮВ - востоко-юго-во-сточный; ЮВ - юго-восточный; ЮЮВ - юго-юго-восточный; Ю - южный; ЮЮЗ - юго-юго-западный; ЗЮЗ -запад-3 - западный; менно подниматься вверх и перемещаться вместе с воздушным потоком. Если засечь положение шара-пилота в пространстве в два последовательных момента времени, то при помощи специального прибора можно определить скорость и направление ветра в том слое атмосферы, в котором шар-пилот находился между этими моментами времени. Положение шара-пилота в про- Рис. 9. Флюгер: а - доска, bed - флюгарка Рис. 10. Чашечный анемометр странстве засекается при помощи теодолита или радиотеодолита. Обычным теодолитом измерение ветра возможно только под облаками или при ясном небе. Радиотеодолит позволяет измерять скорость и направление ветра до больших высот при любой (в том числе и облачной) погоде. При подъеме оболочка шара-пилота под влиянием давления заключенного в ней газа увеличивается в объеме и на некоторой высоте разрывается. Обычная высота подъема шаров-пилотов составляет 10-15 км. Нередки случаи подъема шаров-пилотов до высоты 25--30 км. Отмечались случаи подъема шаров-пилотов до высоты более 50 км (на Главной авиаметеорологической станции ВВС). Часто ветер на высотах определяется путем засечки положения радиозонда при помощи шаропилотного теодолита или ра-диотеодолита. При радиолокационном определении ветра к радиозонду (так же как и к шару-пилоту) подвешивается металлический стержень (диполь), отражающий радиоволны. Направление ветра на высотах измеряется в градусах, а скорость в м/сек или км/час. Отсчет углов ведется от направления на север по часовой стрелки. При этом, как и у земли, за направление ветра на высотах в метеорологии принято то направление, откуда дует ветер. Точность измерения скорости ветра при помощи шаров-пилотов составляет около 1 м/сек, а направления - около 10°. Наблюдения показывают, что движение воздуха бывает, как правило, порывистым (неспокойным). Это значит, что скорость и направление ветра в каждой точке пространства испытывают резкие изменения во времени. Это обусловлено тем, что отдельные частицы воздуха отрываются от общего потока и перемещаются по сложным, неупорядоченным траекториям. Воздушное течение, в котором отдельные частицы воздуха совершают хаотическое беспорядочное движение, называется турбулентным. В отличие от турбулентного движения движение, при котором отдельные частицы перемещаются по параллельным друг другу траекториям, называется ламинарным. При турбулентном движении частицы воздуха перемещаются не только в направлении общего (среднего) потока, но и в поперечных потоку направлениях (в том числе и вертикальном). Этот процесс перемещения отдельных частиц воздуха в вертикальном направлении носит название турбулентного обмена. Турбулентный обмен играет большую роль в переносе тепла, водяного пара и атмосферных примесей в вертикальном направлении. Интенсивность турбулентного обмена зависит от характера земной поверхности (ее шероховатости и неоднородности), скорости ветра и термического состояния атмосферы. Турбулентный обмен, порождаемый влиянием шероховатости земной поверхности на воздушный поток " проявляющийся в виде порывов ветра, называют турбулентным обменом динамического происхождения. Когда турбулентный обмен порождается термической неоднородностью земной поверхности и атмосферы, то его называют турбулентным обменом термического происхождения. § 4. ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА Определение характеристик влажного воздуха С водяным паром и его преобразованиями связаны наиболее важные атмосферные явления и процессы. Водяной пар - это переменная составная часть атмосферы. Его количество изме- 23 няется в широких пределах. Характеристики содержания водяного пара в атмосфере носят общее название гигрометр и-ческих характеристик, к которым относятся: упругость; абсолютная, удельная и относительная влажность; точка росы и др. Упругость (е) представляет собой парциальное х давление водяного пара (измеряется в мм рт. ст. или мб). Абсолютная влажность (q) - количество водяного пара в граммах в 1 ж3 воздуха. Так как 1 м3 - 106 еж3, то между абсолютной влажностью и плотностью водяного пара (рп) существует простая связь Абсолютная влажность рассчитывается по упругости и температуре по формуле _ l,06g 1 + 0,004* " где е - в мм рт. ст., или по формуле _ 1 + 0,004/ ' где е - в мб. Удельная влажность (5) - количество водяного пара в граммах в 1 кг влажного воздуха. Удельная влажность связана с упругостью водяного пара следующей зависимостью: •S=622JL, где е и р берутся в одних и тех же единицах (мб или мм рт. ст.) . Нетрудно сделать следующий опыт (рис. 1 1 ) . В безвоздушное пространство, которое образуется при перевертывании наполненной ртутью трубки, при помощи резиновой груши подается вода. В первое время вода полностью испаряется. Ртуть в трубке при этом опускается, что свидетельствует о том, что упругость водяного пара в закрытом конце трубки возрастает. Однако испарение воды и возрастание упругости водяного пара в некоторый момент времени прекращаются. Начиная с этого момента, упругость водяного пара сохраняет постоянное значение, а между водой и водяным паром в пространстве над ртутью устанавливается равновесие: количество вылетающих из воды молекул равно количеству возвращающихся молекул. 1 Парциальным давлением газа или пара в смеси называют то давление, которое имел бы этот газ или пар, если бы он один занимал весь объем смеси. 24 Это наибольшее значение упругости водяного пара, возможное при данной температуре, носит название упругости насыщения или максимальной упругости Е. Относительная влажность R - отношение фактической упругости водяного пара е к максимальной упругости над плоской поверхностью дистиллированной воды Е. Относительную влажность выражают в процентах Как правило, водяной пар в атмосфере находится в ненасыщенном состоянии. Это значит, что относительная влажность его меньше 100%. Внутри облаков и туманов относительная влажность достигает значений, близких к 100%. Температура, до которой должен быть охлажден водяной пар при неизменном общем содержании его (отсутствии испарения) и постоянном атмосферном давлении, чтобы он достиг состояния насыщения называется температурой точки росы (т). Непосредственно из определения следует, что при температуре точки росы фактическая упругость водяного пара (е), содержащегося при данной температуре (t) в воздухе, равна упругости насыщения при температуре точки росы Рис. 11. Схема опыта для установления зависимости упругости насыщения Е от температуры Относительная влажность при температуре точки росы равна 100%. Температура точки росы, как правило, меньше температуры воздуха •с Ел) под влиянием сублимации водяного пара на них. На рис. 12 прямая, идущая от тройной точки практически параллельно оси ординат (помеченная надписью "Лед и вода"), представляет собой зависимость температуры плавления льда от давления. Кроме тройной точки, эта прямая проходит через точку с координатами / = 0°С, Е = 760 мм рт. ст. "=1013,2 мб. Эта точка - точка плавления льда при нормальном давлении - служит одной из реперных точек стоградусной и абсолютной шкал температуры. В каждой точке, расположенной на кривых (см. рис. 12), существует равновесие между двумя фазами (водой и водяным паром, водяным паром и льдом, льдом и водой). Рассмотрим точку А, которой соответствует упругость е^, мень' шая, чем упругость насыщения при данной температуре (?Д<Я). При таких условиях будет происходить испарение воды, и если температура поддерживается постоянной, то конечным (устойчивым) состоянием, соответствующим точке Л, будет газообразное состояние (водяной пар). Эти рассуждения справедливы для любой точки, расположенной под кривой зависимости упругости насыщения от температуры. В точке В упругость ?в ]> Е, следовательно, происходит процесс конденсации. Устойчивым состоянием в точке В будет жидкое состояние (вода). Таблицы максимальной упругости водяного пара над водой и льдом приведены в приложениях 3 и 4. Они имеются также в так называемых психрометрических таблицах и других справочниках. 29 Помимо температуры и фазового состояния испаряющей поверхности, упругость насыщения водяного пара зависит от кривизны испаряющей поверхности, содержания солей и электрических зарядов. Упругость насыщения водяного пара над выпуклой поверхностью и, в частности, над каплей больше, чем упругость насыщения над плоской поверхностью. Обозначим через Ег упругость насыщения над каплей воды, радиус которой г, и составим отношение упругости над каплей ? к упругости насыщения над плоской поверхностью, т. е. -^-. Ве- ЕГ личина отношения -^-, выраженного в процентах, представлена в табл. 3. Таблица 3 Отношение -~ г в см 10-7 ю-6 ю-5 ю-4 ю-3 р г 1ППР/ 295 112,8 101,2 100,1 100,01 ? 1UU /0 Из табл. 3 видно, что при очень малых размерах капель (порядка размеров молекул и ионов) конденсация на них может начаться лишь при очень значительных пересыщениях. Таких пересыщений в атмосфере не наблюдается. С другой стороны, как только капли вырастают до размеров радиусом в 1 микрон (|л= |0~4 см), упругость насыщения над такими каплями практически становится равной упругости насыщения над плоской поверхностью. В устойчивом облаке, состоящем из капель радиусом более IH-, относительная влажность близка к 100%. В естественных условиях вода всегда содержит некоторое количество солей. Упругость насыщения над раствором соли всегда меньше упругости насыщения над чистой водой. Величина понижения упругости насыщения над раствором зависит от концентрации раствора. Для насыщенного раствора поваренной соли отноше- ? ние -тг составляет 0,78 (Ер - упругость насыщения над раствором). Это означает, что при относительной влажности 78% водяной пар уже достигает состояния насыщения по отношению к раствору поваренной соли. Понижение упругости насыщения над раствором соли приводит к тому, что конденсация на гигроскопических частицах (ядрах конденсации) начинается в атмосфере при относительной 30 влажности меньше 100%. Как только начинается конденсация, концентрация раствора в капле начинает уменьшаться. Благодаря этому упругость насыщения над каплей возрастает. Но так как радиус капли растет, то упругость насыщения должна уменьшаться. График изменения упругости насыщения в зависимости от радиуса капли представлен на рис. 13. На этом рисунке пунктирные кривые представляют зависимость упругости насыщения от 2 4 6 8Ю~6 2 4 6 8Ю~5 2 -ю~ Г(см) Рис. 13. График упругости насыщения над растущими каплями разного размера радиуса над каплей дистиллированной воды (верхняя кривая) и насыщенного раствора поваренной соли. Сплошные кривые выражают зависимость упругости насыщения от радиуса над растущей каплей. Вначале упругость насыщения растет (эффект уменьшения концентрации раствора), а затем, после достижения максимума, начинает падать (эффект увеличения радиуса капли). Наибольшее значение упругости насыщения над растущей каплей всегда несколько больше упругости насыщения над плоской поверхностью при данной температуре (на 1-2%). Присутствие электрических зарядов на капле приводит к понижению упругости насыщения по сравнению с незаряженной каплей. Но влияние зарядов, понижающее упругость насыщения, перестает сказываться на каплях, имеющих размеры обычно встречающихся в облаке (г> 10~~5 см). 31 Распределение влажности по высоте, суточный и годовой ход ее Водяной пар поступает в атмосферу в результате испарения воды с земной поверхности. В атмосфере постоянно происходит подъем и опускание отдельных воздушных частиц. Поднимающаяся влажная воздушная частица на некоторой высоте достигает состояния насыщения. При дальнейшем подъеме происходит конденсация водяного пара. Благодаря конденсации количество врдяного пара уменьшается. Наблюдения показывают, что плотность и упругость водяного пара убывают с высотой значительно быстрее, чем плотность и давление воздуха. Объясняется это той зависимостью упругости насыщения от температуры, о которой мы говорили выше. Согласно наблюдениям, упругость водяного пара на высоте 5-б км в среднем в 10 раз меньше, чем у земной поверхности. В то же время общее атмосферное давление на этой высоте меньше, чем у Земли, всего лишь в 2 раза. Измерения, произведенные с самолета, показывают, что упругость водяного пара особенно мала на высотах 9-15 км и выше. Абсолютная и относительная влажности имеют достаточно выраженный суточный и годовой ход. В течение суток относительная влажность имеет наибольшее значение ночью, что связано с понижением температуры, наименьшее - днем. В течение года наибольшая относительная влажность наблюдается зимой, наименьшая - летом. Абсолютная влажность летом больше, чем зимой, а днем больше, чем ночью. Но над материками летом в околополуденные часы наблюдается уменьшение абсолютной влажности вблизи земной поверхности, что обусловлено сильным перемешиванием воздуха и переносом водяного пара в верхние слои. Измерение влажности. Основным прибором для измерения влажности на метеорологических станциях служит психрометр. В простейшем виде психрометр состоит из двух совершенно одинаковых ртутных термометров, из которых один так называемый "сухой" термометр служит для измерения температуры воздуха. Шарик другого, "смоченного", термометра обертывается батистом, смачиваемым дистиллированной водой. Если воздух не насыщен водяным паром, то с поверхности батиста вода будет испаряться. Благодаря затрате тепла на испарение (около 600 кал на 1 г воды) температура шарика "смоченного" термометра (?} будет ниже температуры воздуха (t), измеряемой "сухим" термометром. Очевидно, чем меньше относительная влажность воздуха (чем суше воздух), тем больше будет разность (t - tr) показаний "сухого" и "смоченного" термометров. При относительной влажности 100% показания этих термометров будут одинаковыми. По показаниям "сухого" и "смоченного" термометров при помощи психрометрических таблиц опреде- 32 ляется упругость водяного пара (е), относительная влажность (R) и точка росы (-с). Для защиты от радиации термометры помещают в психрометрическую будку (см. рис. 2). Психрометр, устанавливаемый на метеорологической площадке в будке, называют станционным. Рис. 14. Вентиляционный психрометр Рис. 15. Волосной гигрометр Для измерения влажности в походных условиях, а также на авиаметеорологических станциях служит вентиляционный психрометр (рис. 14). Термометры этого психрометра заключены в металлическую оправу. Для продувания воздуха служит вентилятор. При помощи психрометров влажность воздуха измеряется в теплое время года. При температуре ниже -5° С измерение влажности (относительной) производится при помощи гигрометра (рис. 15-). Основной частью гигрометра служит подвергшийся специальной обработке обезжиренный человеческий волос. При увеличении влажности воздуха длина волоса увеличивается. Изменение 3 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов 33 в другой пси-будке - будке длины волоса передается стрелке, перемещающейся по шкале. Гигрометр вместе с психрометром, максимальным и минимальным термометрами устанавливается на метеорологической площадке в психрометрической будке. Для непрерывной регистрации относительной влажности служит гигрограф, основной частью которого является пучок обезжиренных человеческих волос. Гигрограф и термограф помещаются на метеорологической площадке хрометрической для самописцев. В свободной атмосфере температура, давление и влажность воздуха измеряются при помощи радиозонда системы проф. П. А. Молчанова (рис. 16) или метеорографа (рис. 17), устанавливаемого на самолетах. Радиозонд профессора П. А. Молчанова явился выдающимся изобретением в области метеорологии. Он позволяет получать данные о температуре, давлении и влажности на высотах до 25-30 км. Приемником температуры в радиозонде служит биметаллическая пластинка, приемником давления - система металлических коробок с выкачанным из них воздухом (как в анероиде), приемником влажности - пучок обезжиренных волос. Показания приемников передаются на землю при помощи специального радиопередатчика. Радиозонд поднимается в атмосферу при помощи шаропилот-ной оболочки большого размера. Огромным достоинством радиозонда является то, что он позволяет получать одновременно данные о температуре, давлении и влажности сразу после выпуска и в любую погоду. В метеорографе (см. рис. 17) изменение температуры, давления и влажности (приемники такие же, как у радиозонда) фиксируется с помощью пера на закопченной ленте, которая укрепляется на барабане, вращаемом часовым механизмом. 34 Рис. 16. Общий вид гребенчатого радиозонда системы проф. Молчанова После соответствующей обработки ленты получают данные о температуре, давлении и влажности на разных высотах. В последние годы на специально оборудованных самолетах-зондировщиках для измерения температуры и влажности воздуха устанавливаются приборы более совершенной конструкции. На Рис. 17. Метеорограф СМ-43 этих самолетах устанавливаются также приборы для измерения водности облаков, интенсивности обледенения, видимости в облаках, болтанки, для фотографирования облачных капель и др. § 5. ОБЛАКА, ТУМАНЫ И ОСАДКИ Водяной пар, содержащийся в атмосфере, может при определенных условиях переходить в жидкое (вода) состояние - процесс конденсации и твердое (лед) состояние - процесс сублимации. В результате конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере образуются облака, туманы и осадки. Облака представляют собой систему взвешенных в воздухе капель воды или кристаллов льда. Если конденсация или сублимация происходит непосредственно у земной поверхности, то система капель воды или кристаллов льда образует туман. На метеорологических станциях ведутся наблюдения за облаками. При наблюдениях фиксируется количество, форма и высота нижней границы облаков. Количество облаков оценивается визуально по 10-балльной шкале: 0 баллов означает отсутствие облаков, 5 баллов - половина неба закрыта облаками, 10 баллов - все небо закрыто облаками (сплошная облачность). 3" 35 Вид (форма) нижней поверхности облачности зависит от физических условий образования ее. Этот вопрос подробно разбирается в главе V. Здесь мы лишь отметим, что различают три основных формы облаков: кучевообразные, волнистообразные и слоистообразные. Кучевообразные облака представляют собой отдельные, изолированные облачные массы, как правило, хорошо развитые по вертикали. К ним относятся такие облака, как кучевые, кучеводождевые, некоторые виды высококучевых и др. К волнистообразным облакам относятся слоисто-кучевые, слоистые, высококучевые и перистокучевые. Нижняя поверхность волнистообразных облаков имеет форму валов, плит, гальки. Слоистообразные облака имеют поверхность в виде однородной пелены. К ним относятся слоистодождевые, высокослоистые и перистослоистые облака. Облака в атмосфере образуются на разных высотах. В зависимости от того, на какой высоте расположена нижняя граница облаков, различают облака верхнего, среднего и нижнего ярусов. К облакам верхнего яруса относятся облака, нижняя граница которых в среднем выше 6 км. Это - перистые, перистослоистые и перистокучевые облака. К облакам среднего яруса относятся облака, нижняя граница которых располагается между 2 и 6 км. Это - высококучевые и высокослоистые облака. К облакам нижнего яруса относятся облака, нижняя граница которых располагается на высоте меньше 2 км. Это - слоистые, слоистокучевые и слоистодождевые облака. Высоту нижней границы облаков определяют или визуально, или при помощи шара-пилота, прожектора, а также во время подъема на самолете или аэростате. Облака имеют различную вертикальную мощность 1. Выпадающие из облака на земную поверхность капли воды, снежинки, град носят общее название осадков. На метеорологических станциях визуально определяется вид осадков (дождь, снег, крупа, град и др.) и при помощи дождемера измеряется количество выпадающих осадков. Количество осадков измеряют в миллиметрах слоя воды, который образуется при выпадении осадков. В отношении туманов отмечается время их образования, интенсивность (густой, умеренный, слабый) и время рассеивания. § 6. ВИДИМОСТЬ Видимость является одним из наиболее важных метеорологических элементов, оказывающих существенное влияние на деятельность авиации. В зависимости от видимости и облачности по- 1 Вертикальной мощностью облака называют разность между высотой верхней и нижней границ его. 36 леты современной авиации подразделяются на полеты в п р о-стых и сложных метеорологических условиях. К полетам в сложных метеорологических условиях относятся такие полеты, которые совершаются, как правило, по приборам, без видимости земли и естественного горизонта, или полеты, выполняемые при низкой облачности и ограниченной видимости земли. Для количественной характеристики видимости вводится понятие дальности видимости. Под дальностью видимости понимается то наибольшее расстояние, на котором при зрительном усилии еще можно обнаружить предмет и отличить его от других предметов (по форме, цвету, яркости). Дальность видимости измеряется в метрах или километрах. Видимость реальных объектов зависит от большого числа факторов. Наиболее важными из этих факторов являются: 1. Прозрачность атмосферы. Слой воздуха между наблюдателем и объектом ухудшает видимость вследствие: - ослабления светового потока, идущего от объекта и фона, на который проектируется предмет, к наблюдателю; - наложения "воздушной дымки" на объект и лежащий за ним фон. Прозрачность атмосферы существенно зависит от физических свойств воздуха: содержания твердых и жидких примесей, водяного пара, турбулентного перемешивания и других факторов. 2. Освещенность предмета и фона. 3. Цвет и яркость объекта и фона. Видимость предмета существенно зависит от того, насколько отличаются яркость и цвет этого предмета от яркости и цвета фона. Если предмет и фон имеют одинаковую яркость и цвет, то при любых условиях предмет будет невидим. 4. Геометрические размеры. Если предмет настолько мал, что его угловые размеры не воспринимаются глазом наблюдателя, т. е. меньше разрешающей способности глаза, то последний не увидит предмета, хотя бы все остальные факторы и были вполне благоприятными. Установлено, что в светлое время суток наименьший разрешающий угол, под которым перестает быть видим черный диск на белом фоне, составляет около 1 минуты. 5. Геодезические и топографические причины. Выпуклость поверхности Земли и наличие естественных и искусственных препятствий ограничивают видимость предметов. Влияние этих факторов существенно зависит от высоты предмета и высоты расположения наблюдателя над поверхностью Земли (высоты полета). Дальность видимости, определяемую геометрическими, геодезическими и топографическими факторами, называют геометрической дальностью видимости. Эту дальность видимости в каждом конкретном случае* можно рассчитать точно. 37 Следует лишь всегда иметь в виду, что угловые размеры предмета существенно зависят от расстояния до предмета, а также от расположения наблюдателя относительно предмета. Если предмет располагается непосредственно под самолетом (рис. 18), то угловой <р и линейный / размеры предмета связаны простой зависимостью где Н - высота самолета. о Рис. 18. Угловые размеры предмета, ра сположенного непосредственно под самолетом Рис. 19. Изменение угловых размеров предмета, находящегося в стороне от самолета При высоте полета 8-9 км угловые размеры таких объектов, как железные, шоссейные и проселочные дороги, здания, мосты, небольшие реки и населенные пункты, настолько малы, что они становятся трудно различимыми даже при ясной погоде. Если предмет находится в стороне от самолета (рис. 19), то угловые размеры предмета и дальность видимости его будут сильно зависеть от величины угла а. При рассмотрении из точки О предмет размером / будет иметь размер d, причем d - /cos a. При увеличении угла а размер проекции d уменьшается. Ниже, говоря о дальности видимости, мы будем иметь в виду, что геометрические, геодезические и топографические факторы не препятствуют видимости предмета. 6. Субъективные свойства зрения наблюдателя, а также свойства приборов, при помощи которых ведется наблюдение. В основе теории видимости, разработанной советскими учеными проф. В. В. Шароновым, проф. В. А. Березкиным и другими, лежит понятие о контрасте яркости или цвета. Под контрастом яркости /С принято понимать отношение абсолютной разности яркостей наблюдаемого предмета и фона к наибольшей из них, 38 Контраст яркости изменяется в пределах от 0, когда предмет и фон имеют одинаковую яркость, до 1, когда предмет или фон имеют яркость, близкую к нулю (абсолютно черное тело). Если контраст яркости равен 0 (/( = 0), то при одинаковом цвете предмета и фона предмет нельзя увидеть при любой его яркости. Для того чтобы предмет можно было отличить от фона, необходимо, чтобы контраст яркости имел некоторое минимальное значение. Это минимальное значение контраста яркости, при котором глаз начинает отличать предмет от фона, называется п о-рогом контрастной чувствительности глаза (е). Предмет виден только тогда, когда контраст яркости (К) больше При нормальном дневном освещении и достаточно больших угловых размерах предмета среднее значение е составляет около 0,02. Это значит, что предмет становится видимым только в том случае, если его яркость отличается от яркости фона не менее чем на 2%. Но величина порога контрастной чувствительности глаза сильно зависит от общих условий наблюдения и прежде всего от величины освещенности, а также от индивидуальных особенностей глаза. С уменьшением освещенности (например, в сумерки и ночью) порог контрастной чувствительности глаза возрастает (до 0,5 - 0,6). Это значит, что в сумерки и ночью при одном и том же контрасте яркости предмет может быть обнаружен на значительно меньшем расстоянии, чем днем. Наблюдения за дальностью видимости на метеорологических станциях производятся при помощи ориентиров видимости. Ориентиры видимости располагаются от наблюдателя на фиксированных расстояниях. Они должны иметь угловые размеры не менее 0,5° (размер предмета должен составлять не менее 0,01 расстояния до него), должны быть достаточно темными и четко проектироваться на фоне неба у горизонта. Определенную по таким ориентирам дальность видимости называют метеорологической дальностью видимости (?"). . Теоретически метеорологическая дальность видимости представляет собой то расстояние, на котором в светлое время суток перестает быть видимым абсолютно черный объект, четко проектирующийся на фоне неба и имеющий угловые размеры не менее 0,5°. Метеорологическая дальность видимости зависит, как показывает теория, только от прозрачности атмосферы и представляет собой наибольшее значение дальности видимости, которую могут иметь реальные объекты при данных метеорологических условиях. Это значит, что дальность видимости любого реального объекта, не являющегося абсолютно черным, всегда меньше 8Щ. 39 Однако, как показывает сравнение, дальность видимости, определяемая по ориентирам на метеорологических станциях, существенно не отличается от метеорологической дальности видимости: разница между ними не превышает 10-15%, которыми в практике можно пренебречь. Для авиации особенно большой интерес представляет дальность видимости в облаках и туманах, которая зависит от их водности (содержания воды в 1 ж3), а также размеров капель и кристаллов льда. Как показывают наблюдения, дальность видимости в облаках нижнего яруса (в слоистых и слоистокучевых) колеблется в пределах от 30 до 80 м и'может снижаться до 10-15 м в слоисто-дождевых и кучеводождевых. В туманах и дымках видимость колеблется в пределах от нескольких метров до 1-2 км. Видимость в осадках зависит от вида и интенсивности осадков, скорости полета и др. Так, например, дальность видимости в слабом и умеренном дожде при небольших скоростях полета достигает 2-4 км, а при больших скоростях 1-2 км, в то время как для наблюдателя на земле дальность видимости может быть более 4 км. Ухудшение видимости из кабины самолета вызывается в основном слоем воды, покрывающим передние стекла кабины. При сильном ливневом дожде дальность видимости резко ухудшается и доходит до нескольких десятков метров. Особенно сильно ухудшает видимость снегопад. Даже при слабом снегопаде видимость не превышает 4 'км, при умеренном и сильном снегопаде- 1000 м, в связи с чем полет при умеренном и сильном снеге должен производиться, как правило, по приборам. Дальность видимости ночью практически можно определять лишь по огням. Видимость огней ночью определяется четырьмя основными факторами: 1) силой света огня; 2) расстоянием от наблюдателя до огня; 3) прозрачностью атмосферы; 4) пороговой чувствительностью глаза, т. е. той предельно малой величиной освещенности, создаваемой наблюдаемым огнем на сетчатке глаза, которую наш глаз способен воспринимать. Некоторое влияние на видимость оказывает также цвет огня. Наибольшие затруднения при определении дальности видимости огней вызывает четвертый фактор - пороговая чувствительность глаза. Эта величина изменяется в широких пределах при переходе из освещенного пространства в темное. При этом чувствительность глаза в первые секунды по выходе из сильно освещенного пространства очень невелика, но затем быстро увеличивается и в течение 10-15 минут практически достигает своего предела. Эта приспособляемость глаза в темноте называется а д а пт а ц и е и глаза. Если принять некоторое среднее значение пороговой чувствительности глаза, то можно теоретически установить зависимость 40 WM 50 GO 70 80 90100 /50 200 300 WO 500 600100'MO900 Iкы I, Ч f> 6 7 S ъ •с-. ) 60 706090100 150 200 300 WO 5006007008009001км /,5 2 3 4 5 б 7 в 9 Ю Видимость огней SQ Рис. 20. Номограмма В. А. Березкина для определения дальности видимости огней по найденному значению метеорологической дальности видимости 6^ дальности видимости огней от силы света и прозрачности атмосферы. Советским ученым В. А. Березкиным были выполнены расчеты дальности видимости огней разной силы света. Результаты этих расчетов представлены в виде сравнительно простой номограммы на рис. 20. По вертикальной оси на этой номограмме отложены значения силы света в свечах (от 0,1 до 200 свечей), по горизонтальной - дальность видимости огней темной ночью. Зависимость дальности видимости огней от прозрачности атмосферы представлена рядом кривых линий, каждая из которых соответствует определенному значению метеорологической дальности видимости (5"), о которой говорилось выше. Пользоваться номограммой В. А. Березкина следует так. Пусть нам нужно знать, какова дальность видимости огня силой 10 свечей при метеорологической дальности видимости Su = 4 км, Для этого находим на вертикальной оси цифру 10 и, двигаясь вдоль горизонтали, обозначенной цифрой 10, до пересечения с кривой, соответствующей Sm = 4 км, находим точку пересечения. От этой точки опускаемся вниз или поднимаемся вверх до горизонтальной оси номограммы и отсчитываем дальность видимости огня SQ = 2,4 км. Основное затруднение при пользовании этой номограммой состоит в том, что при определении дальности видимости огней приходится пользоваться тем значением метеорологической дальности видимости, которое было определено днем, т. е. делать предположение, что прозрачность атмосферы (ее физическое состояние) существенно не изменилась к ночи. Когда такая уверенность есть, номограмма В. А. Березкина дает хорошие результаты. Если же прозрачность атмосферы ночью существенно изменилась по сравнению с дневной (пришла другая воздушная масса, образовался туман и т. д.), то пользоваться номограммой нельзя или, пользуясь ею, необходимо знать, какова характерная метеорологическая дальность видимости при изменившихся метеорологических условиях. Определенная по номограмме В. А. Березкина дальность видимости относится к наблюдениям в условиях полной темноты. При наблюдении из кабины самолета, как показали исследования, дальность видимости огней уменьшается вследствие освещенности кабины примерно в 2 раза по сравнению с дальностью, определенной по номограмме В. А. Березкина. Выше рассматривалась дальность видимости в горизонтальном направлении. Наряду с горизонтальной дальностью видимости большое значение имеет также вертикальная дальность видимости и так называемая полетная, или наклонная, дальность видимости. Теоретические основы вертикальной дальности видимости до настоящего времени разработаны недостаточно. Следует лишь отметить, что вертикальная дальность видимости существенно отличается от горизонтальной: при хорошей горизонтальной видимости может быть плохая вертикальная видимость и наоборот. Основные положения теории горизонтальной дальности видимости можно с некоторым приближением применить и к определению полетной дальности видимости - дальности видимости ориентиров с самолета, если учитывать при этом особенности наблюдения с высоты. К таким особенностям наблюдения с самолета относятся: изменение угловых размеров и конфигурации ориентиров, вибрация кабины и др. Следует отметить, что, несмотря на создание новых технических средств самолетовождения, позволяющих уверенно вести самолет по приборам в сложных метеорологических условиях, визуальная ориентировка все еще занимает важное место в полете. Визуальная ориентировка широко применяется при отыскании цели, при выходе на заданную линию пути по створу ориентиров, во время разведки, для контроля и исправления пути, определения навигационных элементов (угла сноса, путевой скорости, скорости ветра, путевого угла) и т. д. Многочисленными наблюдениями определены некоторые средние значения дальности видимости различных ориентиров с самолета. Эти данные приведены в табл. 4 и 5. Таблица 4 NV Высота \^ наблюдения N. В М NV 300 500 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 Объекты N. наблюдения N. Крупные насе- ленные пункты 12 20 40 50 60 70 80 90 100 120 Мелкие населен- ные пункты . . 5 10 15 20 30 40 50 60 70 70 Большие реки . . 5 10 20 30 40 45 50 65 85 100 Малые реки . . . 3 8 10 15 20 30 35 40 50 60 Железные дороги 5 8 15 20 20 25 25 30 35 40 Шоссе ..... 5 10 15 20 25 30 40 50 60 80 Проселочные до- роги ..... 3 5 10 10 15 15 20 20 20 20 Озера ..... 5 10 20 30 40 45 50 65 85 100 Леса ,,"... 5 10 15 30 35 40 40 50 60 70 Таблица 5 Средняя дальность видимости световых огней и ориентиров в темную ночь с высот 2000-4000 м Световые огни и ориентиры Отблески зенитного прожектора Специальный осветительный снаряд зенитной пушки...... Большие промышленные города (освещение)........... Огни доменных печей ....... Проблесковые маяки ....... Постоянные маяки ........ Костры.............. Свет от осветительных авиабомб Сигнальные ракеты ........ Огни одиночных домов ...... Огни паровозов .......... Свет автомобильных фар ..... Большие железнодорожные станции (освещенные).......... Мелкие железнодорожные станции (освещенные) и большие села . . Небольшие населенные пункты (освещенные).......... Дальность видимости в км 120 100-120 60-100 40-80 20-60 20-60 10-40 30-70 20-30 10-15 10-25 5-15 50-75 15-25 30-50 Приведенные в табл. 4 средние данные относятся к условиям наблюдения в ясную погоду. Практикой полетов установлено, что при средних условиях видимости очертания ориентира можно различать на расстоянии, равном десятикратной высоте полета, а их детали - в зоне, радиус которой равен трем - пяти высотам полета. Распознать ориентир можно лишь в том -случае, когда его размеры не меньше V'soo-Viooo высоты полета, причем лучше всего видны объекты, резко выделяющиеся на общем фоне местности. Крупные ориентиры (озера, железнодорожные узлы, города) при хорошей прозрачности воздуха и отсутствии облачности могут быть видны на расстоянии 200-250 км. Следует помнить, что крупные промышленные центры обычно закрыты мглой и дымкой. При пасмурной погоде видимость ориентиров ухудшается, а при наличии тумана и густой дымки, а также при полете в облаках и за облаками визуальная ориентировка полностью исключается - полет производится по приборам. Сильно ухудшают видимость также осадки, особенно морось и густой снег. Большое влияние на визуальную ориентировку оказывает общий характер местности. Сильно затрудняют ориентировку большие лесные и водные пространства, пустыни, снежный покров и т. д. Затруднена видимость ориентиров также весной и осенью, 44 когда часть местности покрыта снегом (пятна снега и земли сливаются в общий неясный фон). Скорость полета влияет на время, которым располагает штурман или летчик для опознавания ориентиров. Увеличение скорости полета сильно затрудняет ориентировку, особенно на малых высотах и при ограниченной дальности видимости. При наличии облачности с разрывами возможна лишь частичная визуальная ориентировка. Тени от облаков затрудняют опознавание ориентиров, их можно принять за лесные массивы, озера или населенные пункты. В поздние вечерние и ранние утренние часы, а также'в сумерки визуальная ориентировка практически исключена. Поздним вечером и ранним утром вся местность под влиянием солнечных лучей приобретает сплошной красноватый оттенок. В сумерки резко уменьшается дальность видимости под влиянием увеличения порога контрастной чувствительности. § 7. ПЛОТНОСТЬ ВОЗДУХА. УРАВНЕНИЕ СОСТОЯНИЯ Плотность воздуха оказывает существенное влияние на полет самолета. От плотности воздуха зависят такие величины, как сила лобового сопротивления, подъемная сила, мощность двигателя. На принципе измерения плотности воздуха работают приборы - указатель скорости, барометрический высотомер и другие аэронавигационные приборы. Характерной особенностью воздуха является его сжимаемость, т. е. способность изменять свой объем и плотность под влиянием изменения давления и температуры. В аэродинамике различают весовую и массовую плотность. Весовая плотность (у) представляет собой вес, а массовая плотность (р) - массу единичного объема воздуха. Связь между весовой (удельным весом) и массовой плотностями выражается формулой Т=?Р> где g - ускорение силы тяжести. В метеорологии обычно пользуются понятием массовой плотности, которую в дальнейшем мы будем называть просто плотностью воздуха. В системе CGS( сантиметр-грамм-секунда) основными единицами измерения являются 1 см (длина), 1 г (масса) и 1 сек. (время). Единицы измерения всех других величин являются производными от этих основных единиц. В частности единицей измерения плотности служит 1 г/см3, удельного объема - 1 см^/г, силы- 1 гсм/сек2 (1 дина), весовой плотности- 1 дн/см3. В технике широко распространена техническая система единиц, в которой за основные единицы измерения приняты: 1 м (длина), 1 кГ (сила), 1 сек. (время). В этой системе единицей измерения массовой плотности служит 1 кГ • сек2/м, весовой плотности - 1 кГ/мг, ускорения - 1 м/сек2, работы - 1 кГм, давления - 1 техническая атмосфера (1 атм = 1 кГ/см2 = 10 000 кГ(-м2) . Единица массы и массовой плотности в технической системе получается из следующих рассуждений. По второму закону Ньютона произведение массы на ускорение равно силе Р=та. Так как ускорение а измеряется в м/сек2, а сила F в кГ, то из последней формулы для единицы массы в технической системе получаем величину 1 кГ • сек2/м. Так как массовая плотность представляет собой отношение массы к занимаемому ею объему, единицей измерения которого служит 1 м3, то для единицы массовой плотности получаем величину 1 кГ-сек3 _ 1 кГ-сек2 1 = * ' Весовая плотность есть отношение веса, измеряемого в технической системе в кГ, к объему. Поэтому единицей весовой плотности в технической системе служит 1 кГ/м5. В дальнейшем при выполнении расчетов мы преимущественно будем пользоваться технической системой единиц. Плотность воздуха изменяется в зависимости от изменения давления и температуры. Уравнение, связывающее между собой давление, плотность и температуру, носит название уравнения состояния. При температурах, наблюдающихся в атмосфере, воздух по своим физическим свойствам близок к идеальному газу. Уравнением состояния идеального газа служит уравнение Менделеева-Клапейрона (1) или (2) где R - удельная газовая постоянная воздуха; Т - абсолютная температура. Если ввести понятие удельного объема (v) как такого объема, который занимает 1 к,Г воздуха, то уравнение (1) принимает вид (3) так как между удельным объемом и весовой плотностью существует зависимость Для обычного состава сухого воздуха в тропосфере R = 29,27 кГм]кГ.-град. 46 Для того чтобы выяснить физический смысл удельной газовой постоянной, возьмем 1 кГ воздуха, заключенного в цилиндр (рис. 21). Объем заключенного в цилиндр воздуха равен удельному объему (v). При неизменном внешнем давлении р сообщим воздуху такое количество тепла, чтобы его температура увеличилась на 1° (от Г до Т -{- 1). Благодаря повышению температуры произойдет увеличение объема воздуха. Пусть поршень, имеющий площадь 5, переместился на расстояние Д/г. Работа расширения, совершенная воздухом, очевидно, равна произведению силы (pS) на пройденный поршнем путь (Д/г) pSkh-pk.(r), (5) _. , " 1кГ где Д'Г' = лД/г-приращение удельного объема. (ш С другой стороны, уравнение (3) для второго состояния воздуха (после расширения) принимает вид р (v -j- &v) = R(T-{-1), (6) так как удельный объем его равен v + &v, а температура равна Г-f- 1. Произведя вычитание левых и правых частей уравнений (6) и (3), получаем pkv = R. (7) Таким образом, согласно формулам (5) и (7), удельная газовая постоянная численно равна работе расширения, совершаемой 1 кГ воздуха при нагревании его на 1° при постоянном давлении. В реальном воздухе всегда содержится некоторое количество водяного пара. Механическая смесь, состоящая из сухого воздуха и водяного пара, называется влажным воздухом. Реальный воздух всегда влажный. Газовая постоянная водяного пара больше газовой постоянной сухого воздуха примерно в 1,6 раза. Вследствие этого газовая постоянная влажного воздуха всегда несколько больше приведенного выше значения газовой постоянной сухого воздуха. Но так как абсолютное содержание водяного пара в реальном воздухе всегда мало по сравнению с сухой частью воздуха (не превосходит 4%), то газовая постоянная влажного воздуха лишь незначительно отличается от газовой постоянной сухого воздуха. Если уравнение (2) переписать таким образом: Рис. 21. Схема опыта, позволя-выяс-физиче-ский смысл удельной газовой постоянной _ Р gRT (8) то легко видеть, что при постоянной температуре (Т = Т0) между изменением плотности и давления существует прямо пропорциональная зависимость, а при постоянном давлении (р = р0) между 47 Изменением плотности и абсолютной температуры - обратно пропорциональная зависимость. Так как газовая постоянная влажного воздуха всегда несколько больше газовой постоянной сухого воздуха, то из формулы (8) следует, что при одинаковых температуре и давлении плотность влажного воздуха всегда несколько меньше плотности сухого воздуха. Физически это объясняется тем, что плотность водяного пара, входящего составной частью во влажный воздух, при одинаковых температуре и давлении меньше плотности сухого воздуха примерно в 1,6 раза. Благодаря этому при замещении части сухого воздуха водяным паром плотность смеси (влажного воздуха) несколько уменьшается по сравнению с сухим. Однако с количественной стороны различие между плотностью сухого и влажного воздуха всегда невелико. Поправка на влажность при расчете плотности не превосходит 1 %. Поэтому на практике при расчете плотности влажность не принимается во внимание, а плотность рассчитывается по уравнению состояния сухого воздуха. Только в случае очень высоких температур и большой относительной влажности целесообразно вводить поправку на влажность. Так, например, при температуре 40° С и относительной влажности 100% -поправка на влажность при расчете плотности составляет 2,7%. Плотность воздуха в метеорологии не измеряется. Она рассчитывается по измеренным давлению и температуре. § 8. ОСНОВНОЕ УРАВНЕНИЕ СТАТИКИ АТМОСФЕРЫ Для авиации большое значение имеет вопрос об изменении давления, температуры и плотности воздуха с высотой (по вертикали). Метеорологические элементы в вертикальном направлении изменяются наиболее резко, значительно быстрее, чем в горизонтальном направлении. ___^ В этом параграфе мы изучим изменение | РМР давления в вертикальном направлении. С этой целью выделим в атмосфере вертикальный столб воздуха с поперечным сечением в 1 см2 и малой высотой А// (рис. 22). Давление в атмосфере на уровне нижнего основания элементарного столба обозначим через р. Сила давления, действующая на нижнее основание, направлена по вертикали вверх и по величине равна р. На верхнее основание действует сила давления, направленная по вертикали вниз. Как мы уже знаем из § 2, давление воздуха в атмосфере всегда падает с увеличением высоты. Поэтому на верхнем основании рассматриваемого объема воздуха Р+АР- /---- Рис. 22. Вертикальный столб воздуха с поперечным сечением в 1 см2 и малой высотой Д// 48 давление всегда меньше, чем на нижнем его основании. Принято обозначение через р + Д/? величину силы давления, действующей на верхнее основание. Разность (результирующая) сил давления, действующих на нижнее и верхнее основания, равная /7- О + Д/?)=- Д/>> должна быть направлена по вертикали вверх и уравновешивать силу тяжести (веса), действующую на выделенный элементарный объем воздуха. Величина силы тяжести равна произведению ускорения силы тяжести g на массу столба воздуха р 1 смг ДЯ, т. е. ?"рДЯ. Приравнивая эти две силы, получаем основное уравне-ни-е статики (9) Если ввести в рассмотрение весовую плотность -у" то основное уравнение статики примет вид Силы давления, действующие на боковые грани элементарного столба, взаимно уравновешиваются, если воздух находится в состоянии покоя. Основное уравнение статики с физической стороны выражает собой равновесие между результирующей силой давления ( - Д р) и силой тяжести (^рДЯ), действующими на элементарный объем воздуха. TD / ДЯ \ Величина падения давления на единицу высоты ( - -] но- сит название вертикального градиента давления G. Так как - Д/? - величина результирующей всех сил давления, действующих на объем воздуха, величина которого равна Д//, то вертикальный градиент давления представляет собой, очевидно, результирующую всех сил давления, действующих на единицу объема воздуха. Вертикальный градиент давления направлен по вертикали вверх. Если разделить правую и левую части уравнений (9) и (10) на ДЯ, то основное уравнение статики атмосферы можно записать в следующем виде: До До /-, 1\ --Ш = ё? или -^ = т. (И) Уравнения (9), (Ю) и (И) показывают, что при увеличении высоты на одну и ту же величину, например на I м, давление падает тем быстрее, чем больше плотность воздуха. Так, при одинаковом давлении (на одном и том же уровне) в холодном 4 Л. I. Матвеев, I!. И. Смиулоа 49 воздухе давление с высотой падает быстрее, чем в более теплом воздухе. Падение давления с высотой можно охарактеризовать также той высотой, на которую нужно подняться, чтобы давление упало на единицу (1 мб или 1 мм рт. ст.). Эта высота носит название барометрической ступени (h) . Так как при изменении высоты на А// давление падает на - А/?, то на 1 мб или 1 мм рт. ст. давление упадет при подъеме на высоту Согласно уравнению (И), последняя величина равна т. е. барометрическая ступень тем больше, чем меньше плотность. Нетрудно видеть, что h есть величина, обратная G. Так как плотность воздуха зависит от давления и температуры, то от этих же параметров зависит и барометрическая ступень. Нетрудно преобразовать формулу (12) так, чтобы ею удобно было пользоваться при практических расчетах. Для этого в формулу (12) подставим значение плотности (р) по уравнению состояния (8). После замены получим Л-=-^. (13) Р ^ ' Вместо абсолютной температуры введем температуру по стоградусной шкале 7=273 + / = 273(1+ О, где а= ~2уо- - 0,004 - коэффициент объемного расширения идеального газа. Подставляя значение Т в формулу (13), получим Множитель 273/?, имеющий размерность длины, практически можно считать и для сухого и для влажного воздуха постоянной величиной, равной 8000 м. Таким образом, формула для h принимает окончательно следующий вид: А =--^(1+0/). (14) В табл. 6 приведены значения барометрической ступени в метрах на 1 мб для разных значений температуры и давления. • 50 Таблица 6 Значения барометрической ступени h м/мб Температура, /° С Давление в мб -40 -20 0 20 40 1000 6,7 7,4 8,0 8,6 9,3 500 13,4 14,7 16,0 17,3 18,6 100 67,2 73,6 80,0 86,4 92,8 Приведенные в таблице значения барометрической ступени указывают на то, что измерять давление, передаваемое на самолет, нужно с высокой степенью точности (до 0,1 мм рт. ст. или мб). В самом деле, ошибка в измерении давления в 1 мм рт. ст. приводит к ошибке в измерении высоты, равной 9-12 м, а на аэродромах, расположенных высоко над уровнем моря, эта ошибка может доходить до 15-20 м, что во время посадки имеет большое значение. С увеличением температуры при одном и том же давлении барометрическая ступень растет. Это означает, что при одинаковом давлении в теплой воздушной массе давление падает с высотой медленнее, чем в более холодной. При увеличении высоты давление падает, а барометрическая ступень растет. Вблизи земной поверхности барометрическая ступень составляет около 8 м/мб. § 9. БАРОМЕТРИЧЕСКИЕ ФОРМУЛЫ Основное уравнение статики (9) позволяет рассчитать изменение давления лишь для малых промежутков высоты (АЯ). Для расчета изменения давления для больших интервалов высоты основное уравнение статики необходимо проинтегрировать. Получающиеся в результате интегрирования основного уравнения статики формулы носят название барометрических формул. Существует несколько барометрических формул, соответствующих различным предположениям о характере распределения температуры с высотой. Вполне удовлетворительные результаты при расчете высоты по измеренному давлению дает следующая барометрическая формула: Я2 - //!== 18 400(1 + 0,0040 lgJ4 (15) где pi и р2 - давление на нижнем Яг и верхнем Я2 уровнях; tm - средняя температура столба воздуха между уровнями Hi и Hz', tm = ' о 2 (разность высот Яз - Н\ получаем в метрах). 4* 51 При расчете высоты по формуле (15) ошибка обычно не превышает 0,1-0,5% измеряемой высоты. Барометрические формулы позволяют решать несколько практических задач. 1. Если измерено давление на каком-либо уровне Яь например на уровне аэродрома или уровне моря, и измерена температура на разных высотах, то можно рассчитать давление на любой высоте Я, т. е. найти распределение давления по высотам. По измеренной температуре и рассчитанному давлению находим распределение плотности воздуха с высотой. 2. Если измерено давление (pi и pz) и температура (ti и t2) на двух уровнях (Hi и Я2), то по барометрической формуле можно рассчитать превышение одного уровня над другим, т. е. разность высот Я2-Н\, Если первым уровнем служит уровень аэродрома (#i = 0), то рассчитанная по барометри- Пр иемник Рстаг (РН ) Отверстия стати ческой камеры Вакуум_ Высотомер {барограср) Рис. 23. Принципиальная схема устройства барометрического высотомера и указателя скорости Указатель, скорости ческой формуле разность H2 - Hi представляет собой высоту прибора (радиозонда) или самолета над уровнем аэро- дрома. На этом принципе основано определение высоты самолета при помощи барометрического высотомера. Устройство барометрического высотомера принципиально не отличается от устройства анероида. Принципиальная схема устройства барометрического высотомера (который мы в дальнейшем будем называть просто высотомером) и указателя скорости показана на рис. 23. Атмосферное (статическое) давление (рн) передается из статической камеры Е по трубопроводу в полость D высотомера. Из второй полости С высотомера, отделенной от D гибкой диафрагмой (мембраной), воздух выкачан. Под влиянием разности давления диафрагма прогибается; этот прогиб передается стрелке высотомера или самописца высоты (высотографа). Таким образом, высотомер, так же как и анероид, непосредственно измеряет давление. По давлению рассчитывается высота при стандартном распределении температуры (плотности) с высотой. На шкале высотомера нанесена высота в метрах. Высота, отсчитанная непосредственно по высотомеру, будет совпадать с истинной только в стандартных условиях и будет отличаться от истинной высоты при всяких других условиях. Поэтому в показания высотомера при помоши таблиц, графиков и линеек вводятся поправки. Все поправки, вводимые в показа- 52 ния высотомера, подразделяются на методические и инструментальные. Инструментальные поправки обусловливаются неточностью изготовления высотомера и влиянием температуры на механизм прибора. Эти поправки определяются по графику или таблице, имеющимся при каждом приборе. Методические поправки высотомера складываются из поправок на топографиче- 990 ЮОО Рис. 24. Схема, иллюстрирующая введение поправки на барический рельеф ский рельеф (эти поправки вводятся при помощи топографической карты), на изменение давления по горизонтали (барический рельеф) и на плотность воздуха. 1Как известно, при взлете неподвижная стрелка высотомера ставится на величину давления, которое наблюдается на уровне взлетно-посадочной полосы. При перелетах на дальние расстояния давление на земной поверхности может значительно изменяться по отношению к давлению в точке взлета (до 20- 30 мм рт. ст. при полете на расстояние более 1000-2000 км). Пусть полет происходит из района точки А с низким давлением в район точки В с более высоким давлением (рис. 24) при одном и том же показании высотомера (например, 5000 л*).Так как высотомер непосредственно измеряет только давление, следовательно, полет происходит вдоль изобарической поверхности (из точки А' в точку В'). При наклоне изобарической поверхности в сторону низкого давления это будет означать, что над точкой В самолет окажется на большей высоте, чем над точкой А, хотя показание высотомера будет одно и то же. Для того чтобы получить истинную высоту самолета над точкой В, необходимо, как это следует из предыдущих рассуждений, в показание высотомера ввести положительную поправку. Таким образом, приходим к следующему правилу: при полете в область более низкого давления (циклон) поправка на барический рельеф от- 53 рицательна, а при полете в область более высокого давления (антициклон) поправка положительна. Практически эту поправку можно учесть, получая по радио данные о давлении в тех точках, над которыми пролетает самолет. При полетах на небольшие расстояния, а также при слабых градиентах давления эта поправка не вводится. Остановимся также на работе указателя скорости. Полость В указателя скорости (см. рис. 23) соединена со статической камерой ?, а полость А - с камерой полного давления или так называемой динамической камерой F. По уравнению Бернулли полное давление (рй.0) определяется по формуле (без учета сжимаемости) где /7Н - атмосферное (статическое) давление на высоте Я; рн - плотность воздуха на той же высоте; V - скорость самолета (воздушного потока). Если обозначить скоростной напор рнл - />н через q, то формула для определения истинной скорости примет вид V' r h Разбивка шкалы указателя скорости произведена для стандартной плотности (РО) на уровне моря, т. е. указатель скорости показывает скорость (Кпр), рассчитанную по формуле Из двух последних формул получаем .. Vnn где А = -- относительная плотность. Ро . В показания указателя скорости вводятся следующие поправки: а) инструментальная поправка, зависящая от качества изготовления прибора; б) поправка на плотность воздуха (если р<Сро" то поправка положительна); эта поправка на больших высотах может достигать нескольких сотен км/час; при большой скорости полета принципиально нужно вводить также поправку на сжимаемости (на практике не вводится); в) аэродинамическая поправка, зависящая от места установки прибора (в полете вблизи приемника статического давления под влиянием сжимаемости и завихрений появляется некоторое искажение атмосферного давления, что вносит ошибку в показания указателя скорости и высотомера) ; величина этой поправки при большой скорости может достигать 25 км/час. На этом же принципе измерения статического и полного давления построен прибор для измерения числа М, имеющий большое значение при полетах на большой скорости. Его показания также существенно зависят от атмосферных условий. Температура воздуха на современных скоростных самолетах измеряется при помощи термометров торможения. Благодаря трению и сжимаемости воздуха показания термометра всегда выше истинной температуры воздуха на данной высоте. Расчет температуры воздуха производится по следующей приближенной формуле (вне облаков): 7-= Т- 0,265 где Ту - температура по прибору; V - истинная воздушная скорость в км/час', Т - температура воздуха на высоте полета. (Краткий разбор условий работы высотомера и указателя скорости показывает, что атмосферные условия оказывают существенное влияние на показания этих приборов. Для выполнения штурманских расчетов необходимо знать распределение температуры, давления и плотности по вертикали (высоте) и горизонтали (маршруту) и изменение этих метеорологических элементов во времени. В связи с увеличением скорости и высоты полета требования к точности измерения метеорологических элементов повышаются. 3. Если измерены давление и температура на более высоком уровне, например на уровне метеорологической станции, то по барометрической формуле можно рассчитать давление на более низком уровне, например на уровне моря. Это - задача приведения давления к уровню моря. Для приведения давления к уровню моря на каждой метеорологической станции на основе барометрической формулы составлены таблицы. Давление, приведенное к уровню моря, наносится на карты погоды, на которых проводятся изобары. Изменение давления на одном и том же уровне по горизонтали определяет скорость движения воздуха. Экипажу самолета для обеспечения посадки всегда должно передаваться давление на уровне взлетно-посадочной полосы в мм рт. ст. (не приведенное к уровню моря). § 10. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ АТМОСФЕРЫ IK настоящему времени атмосфера изучена при помощи приборов (радиозонд, метеорограф, шар-пилот) и путем проведения непосредственных наблюдений с самолетов, аэростатов и стратостатов до высоты 25 - 30 км. По наблюдениям за сумерками, 55 распространением радиоволн и звука, полярными сияниями, свечением ночного неба, облаками и другими явлениями, а также при помощи измерений во время полетов ракет получены сведения о строении и составе более высоких слоев атмосферы, вплоть до верхней границы атмосферы (1000-2000 км). Измерениями и наблюдениями установлено, что по своим физическим свойствам атмосфера неоднородна. Ее свойства изменяются как по вертикали, так и по горизонтали. Особенно резко изменяются метеорологические элементы в вертикальном направлении. По своему строению атмосфера подразделяется на три основных слоя, или сферы: тропосферу, стратосферу и ионосферу. Впервые на подразделение атмосферы на три слоя (нижний, средний и верхний) указал М. В. Ломоносов еще в середине XVIII в. Открытие стратосферы при помощи приборов относится к концу XIX и началу XX вв. 1В основу деления атмосферы на слои положены различный характер изменения (распределения) температуры с высотой и особенности теплового режима внутри слоя. Это, конечно, не означает, что не существует различий и в других свойствах (облачность, состав, электропроводность и другие), но различие в температурном режиме является определяющим, так как выражено оно наиболее четко. Изменение температуры с высотой характеризуется величиной вертикального градиента температуры. Последний представляет собой изменение температуры на единицу высоты где ДГ= Т* - 7\ - разность температуры между уровнями; Д// = Н2 - //! - разность высот. Величину Р рассчитывают обычно в градусах на 100 ж высоты. Вертикальный градиент температуры положителен (Р>0), если температура на верхнем уровне Hz меньше температуры на нижнем уровне Я-, т. е. температура падает с высотой: .3 Т2 < Ti. При росте темпера- туры с высотой (T2^>Ti) вертикальный градиент температуры отрицателен (Р<СО). Изменение температуры с высотой можно изобразить графически (рис. 25). На рис. 25 по горизонталь-Рис. 25. Виды кривых стратификации ной оси отложена температура 56 (возрастает слева направо), а по вертикальной оси - высота (возрастает снизу вверх). 'Кривая 1 соответствует случаю падения (Р>0), кривая 2 - постоянства ((3= 0) и кривая 3 - возрастания ([3< 0) температуры с высотой. Кривая изменения температуры с высотой называется кривой стратификации. Случай постоянства температуры (Р=0) называют изотермической (изотермия), а. возрастания (Р<0)-инверсионной стратификацией (инверсия). Тропосфера Характерной особенностью тропосферы является падение температуры с высотой. Вертикальный градиент температуры в среднем в тропосфере положителен и составляет: 0,6-0,7 град/lQQ м или 6-7 град/км. Но в тропосфере встречаются слои и с изотермической и инверсионной стратификацией, особенно вблизи поверхности земли. Слои с такой стратификацией имеют, как правило, небольшую вертикальную мощность и наблюдаются над данным пунктом не всегда. Вертикальная протяженность тропосферы составляет в среднем 8-9 км в высоких (полярных), 10-12 км - в умеренных и 16-17 км - в низких (тропических) широтах. В тропосфере образуются и наблюдаются все важнейшие виды облаков и осадков, туманы и грозовые явления. В тропосфере сильно развит турбулентный и конвективный обмен. Состав сухого воздуха в тропосфере приведен в табл. 7. Таблица 7 Состав сухого воздуха в тропосфере Состав воздуха Количество газа п 0/ в /0 Молекулярный вес по объему по массе Азот .............. 78,09 20,95 0,93 0,03 75,52 23,15 1,28 0,05 28,016 32,000 39,944 44,010 Кислород ..... Аргон .......... Углекислый газ . . Сухой воздух . . . 100,00 100,00 28,966 В состав воздуха в ничтожных количествах входят неон, гелий, криптон, водород, ксенон, озон и др. Но содержание их в тропосфере настолько мало, что в сумме они составляют по объему менее 0,01%. Постоянство состава сухого воздуха в тропосфере объясняется перемешиванием воздуха по вертикали. 57 В состав воздуха всегда входит водяной пар, содержание которого колеблется в широких пределах (от 0,1% до 4%). (Количество водяного пара резко уменьшается с высотой (примерно в 3 раза быстрее, чем общее атмосферное давление). IB состав воздуха входят также всевозможные твердые и жидкие атмосферные примеси (пыль, мельчайшие частицы соли, органические вещества, кристаллы и капли облаков, туманов, осадков и другие). Содержание их также достаточно быстро убывает с высотой. Тропосферу в настоящее время в свою очередь подразделяют на несколько слоев: а) нижний слой, или слой трения, - от земной поверхности до высоты 1-2 км; в этом слое наиболее резко сказывается влияние земной поверхности на развивающиеся атмосферные процессы, образуются все виды туманов и облака нижнего яруса; ветер в слое трения, как правило, с увеличением высоты увеличивает скорость и изменяет направление, поворачивая вправо; здесь сильно развит турбулентный обмен; наблюдается хорошо выраженный суточный ход метеорологических элементов; б) средний слой - от 2 до б км; наблюдаются облака среднего яруса и облака вертикального развития; в) верхнийслой - от 6 до 10-11 км (в умеренных широтах) ; наблюдаются облака верхнего яруса, а также проникают вершины мощных кучевых и кучеводождевых облаков; температура всегда отрицательна; вертикальный градиент температуры в этом слое выше, чем в нижнем и среднем слоях (0,7- 0,8 град/Ш м); г) тропопауза - переходный слой между тропосферой и стратосферой вертикальной мощностью от нескольких сотен метров до 1-2 км; в этом слое наблюдается резкое изменение вертикального градиента температуры: от 0,7-0,8 град/100 м на нижней границе этого слоя до значений, близких к 0, на верхней границе; высота тропопаузы колеблется в широких пределах в зависимости от географической широты, времени года, синоптической обстановки и других факторов; характерное для тропосферы падение температуры на уровне тропопаузы прекращается. Стратосфера (Выше тропопаузы лежит второй основной слой - стратосфера. Верхняя граница стратосферы располагается на высоте 80-85 км. Первоначально считали, что для всей стратосферы характерна неизменность температуры с высотой - изотермическая стратификация. В настоящее время достаточно точно установлено, что изо-термия наблюдается лишь до высоты 25-30 км. Выше наблюдается рост, а затем падение температуры. 58 Большую роль в изменении температурного режима стратосферы играет озон (О3). В отличие от водяного пара озон сосредоточен в основном в стратосфере. 'Концентрация озона в тропосфере ничтожно мала. Наибольшей величины она достигает на высоте 20-25 км и практически обращается в нуль выше 55-60 км. Общее количество озона в атмосфере невелико. Оно составило бы слой от 1,5 до 4,5 мм толщиной, если бы весь атмосферный озон привести к нормальному давлению (760 мм рт. ст.) и температуре 0° С. Измерениями установлено, что озона больше в полярных, чем в тропических широтах, а над одним и тем же пунктом больше весной, чем осенью. Благодаря очень сильному поглощению озоном ультрафиолетовой и инфракрасной радиации он оказывает существенное влияние на распределение температуры в стратосфере. Большие концентрации озона в стратосфере могут оказывать вредное влияние на человека (головная боль, раздражение слизистой оболочки носа). По характеру распределения температуры стратосфера подразделяется на три слоя: а) нижний, изотермический слой - от тропопаузы до высоты 25-30 км; температура воздуха в этом слое в среднем постоянна по высоте, но на одном и том же уровне максимальное значение отрицательной температуры колеблется в довольно больших пределах в зависимости от времени года и даже суток. На высоте 22-27 км иногда наблюдаются облака тонкой волокнистой структуры и радужной окраски, получившие название перламутровых; содержание водяного пара и пыли в этом слое ничтожно мало; б) средний, или теплый, слой - от 25-30 до 55- 60 км; для этого слоя характерна инверсионная стратификация ((3 <[ 0); температура растет с увеличением высоты под влиянием поглощения озоном ультрафиолетовой солнечной радиации; наблюдениями за распространением звуковых волн (во время сильных взрывов), падением метеоритов и сумерками, а также измерениями при помощи ракет установлено, что температура на высоте 55-60 км - около +50, +70° С; в) верхний слой - от 55-60 до 80-85 км; температура в этом слое вновь падает, достигая значений -50, -75° С на высоте 80-85 км; в этом слое на высоте 80-85 км иногда наблюдаются светящиеся особым серебристо-синеватым светом так называемые серебристые облака. В пределах стратосферы состав воздуха, как показали анализ проб воздуха и спектральные исследования, остается практически таким же, как и в тропосфере. Так, анализ пробы воздуха, взятой во время полета стратостата СССР-1, показал, что на высоте 18,5 км содержится азота - 78,10%, кислорода - 20,95%, аргона и других газов - 0,95 % (по объему). Постоянство состава воз- 59 духа говорит о том, что и в стратосфере наблюдается значительное турбулентное перемешивание (вертикальное и горизонтальное). Если бы не было перемешивания, в стратосфере под действием силы тяжести установилось бы диффузное равновесие, при котором внизу преобладали бы тяжелые (азот, аргон), а вверху легкие (водород, гелий) газы. Ионосфера Изобретение А. С. Поповым радио сделало возможным открытие третьего основного слоя атмосферы - ионосферы. Характерной особенностью этого слоя является то, что молекулы и атомы воздуха в нем несут на себе электрические заряды, т. е. ионизированы. Под влиянием электрических зарядов радиоволны в ионосфере преломляются (отражаются), благодаря чему увеличивается дальность радиопередач. Ионосфера подразделяется на два слоя: слой Е - на высоте 100-140 км и слой F - на высоте более 200 км. Слой F в свою очередь подразделяется на два слоя: нижний FI и верхний FZ . В стратосфере на высоте около 60 км наблюдается слабо ионизированный слой D. Распределение температуры в ионосфере в настоящее время можно наметить лишь ориентировочно. По наблюдениям за полярными сияниями, сумерками, собственным свечением неба, а также по данным измерений при помощи ракет температура в ионосфере растет с высотой, принимая значения около +100° С на высоте 120 км и 600-800° С в верхней части ионосферы. зоо Абсолютнпя температура 1200" Рис. 26. Кривые распределения температуры в атмосфере: / - по теоретическим расчетам (а - день, б - ночь); 2 - стандартная кривая температуры; 3 - по ракетным подъемам; 4 - по акустическим измерениям В последние годы рядом исследователей (академиком В. Г. Фе-сенковьш и др.) предложено выделять самый верхний слой атмосферы в особую, четвертую сферу - сферу рассеяния. Из этой сферы происходит рассеяние газов в мировое пространство. Академик 6. Г. Фесенков установил, что под влиянием давления солнечного света сфера рассеяния имеет вид "хвоста", вытянутого в сторону, противоположную Солнцу. Кривые распределения температуры в атмосфере, полученные различными методами, приведены на рис. 26. До высоты 40- 50 км все методы дают достаточно согласованные результаты. ;Выше 50 км в данных, полученных различными методами, наблюдаются значительные расхождения. § 11. СТАНДАРТНАЯ АТМОСФЕРА 'Для выполнения различных аэродинамических расчетов вводится понятие стандартной атмосферы. Следует подчеркнуть, что реальная атмосфера всегда отличается от стандартной атмосферы. Поэтому в показания приборов (барометрический высотомер, указатель скорости и др.), проградуированных для стандартных условий, всегда вводятся поправки, учитывающие отклонение реальных условий от стандартных. Стандартная атмосфера, принятая в Советском Союзе, характеризуется до высоты 30 км следующими данными: 1) за "землю" или нулевой уровень принимается уровень моря; 2) давление воздуха на нулевом уровне равно 760 мм рт. ст., или 1013,2 мб; 3) температура воздуха на нулевом уровне ^0 = +150С; 4) плотность воздуха на нулевом уровне: Ро = 0,125 кГ-сек*]м*; т = 1,225 кГ/м*-, 5) вертикальный градиент температуры в тропосфере до высоты 11 км постоянен и равен [3=0,65 грай/100 м; температура на произвольной высоте Н рассчитывается, таким образом, по формуле /н ,= 15 - 0,0065 Н, где Я - высота в м\ 6) в стратосфере, т. е. выше 11 км, температура постоянна и равна *с=-=-56,50С(Гс-=216,5° абс); 7) влажность в пределах всей атмосферы равна нулю. Атмосфера с постоянным вертикальным градиентом температуры называется политропной. 61 Барометрическая формула политропной атмосферы имеет вид где/?и/?0 - давление на высоте (Я) и нулевом уровне; Т0 - температура на нулевом уровне; Р - вертикальный градиент температуры. Стандартная атмосфера в пределах тропосферы является частным случаем политропной атмосферы. Подставляя в последнюю формулу значения ро = 760 мм рт. ст. и Г0 == 288° абс, получаем барометрическую формулу стандартной атмосферы (в пределах тропосферы) Н v 5,256 где Я - высота в м. Расчет плотности на произвольной высоте в стандартной атмосфере до высоты 11 км производится по формуле ,-,0,125(1-j^--)' , (18) где Я - ЕМ, р - в кГ• сек21м*. Атмосфера с постоянной по высоте температурой называется изотермической. Барометрическая формула изотермической атмосферы имеет вид _н- пооо Р=* где е=2,721 828 - основание натуральных логарифмов; Аюоо и Р - давление на исходном (11 000 м) и произ- вольном Я уровне; ==: 286,5° абс - постоянная по высоте температура, равная температуре на уровне 1 1 000 м. В случае стандартной атмосферы = 216,5° абс; давление на высоте 11 000 м, рассчитанное по формуле (17), Аюоо = 169,6 мм рт. ст. Подставляя последние значения в формулу (18), получаем барометрическую формулу стандартной атмосферы в пределах стратосферы н- пооо р = 169,6е Шй . (20) Плотность в стратосфере рассчитывается по формуле н- пооо Л П071 " -34- р = 0,0371 в . 62 По формулам (17), (18), (19) и (20) рассчитаны таблицы стандартной атмосферы (до 30000 м). Изменение температуры, давления и плотности в стандартной атмосфере показано графически на рис. 27. Н КМ 30 26 22 18 К 10 6 2 \ , \ 1 1 \ \ \ \ \ ' L \ V \ \ л \ \ \ т Л \ Ч, S, ч \ V \ Ч, р ч^ V ч ^Xi V, ^ \ ч^ -^ •-*, s ч 4J ч. *^^ - , -^, ^ \ ^ ч, О WO 200 300 Ш 500 600 700 р мм рт СП) О OJ 02 OJ3 Op 0,5 Of 0,7 0,8 0,9 W Л 200 220 IttB 260 280 300 Т°К Рис. 27. Изменение температуры, давления и плотности воздуха в стандартной атмосфере В последние годы выполнены расчеты стандартной атмосферы до высоты 100-120 км, при этом принято во внимание повышение температуры в средней стратосфере и понижение ее в верхней стратосфере. § 12. ВЛИЯНИЕ ПЛОТНОСТИ, ТЕМПЕРАТУРЫ И ДАВЛЕНИЯ ВОЗДУХА НА ПОЛЕТ САМОЛЕТА (Полет самолета происходит в атмосфере. Физические свойства атмосферы оказывают большое влияние на полет самолета. Атмосфера в целом и отдельные метеорологические элементы оказывают влияние на: - скорость полета самолета; - работу двигателя; - аэронавигационные приборы; - экипаж самолета. От плотности воздуха зависит прежде всего величина силы 63 лобового сопротивления (Q) и подъемной силы (у). Формулы для этих сил имеют следующий вид: где р - массовая плотность воздуха; V - воздушная скорость; 6" - характерная площадь тела (миделево сечение); сх - коэффициент лобового сопротивления; су - коэффициент подъемной силы. При установившемся горизонтальном режиме полета (с постоянной скоростью) сила лобового сопротивления уравновешивается силой тяги винта, а подъемная сила - силой веса самолета. Обозначая вес самолета через G, будем иметь с S?Va -О У 2 - ' откуда скорость полета V на любой высоте Я равна Если обозначить при заданных су и G через VQ скорость самолета на уровне моря в нормальных условиях (плотность р0 = = 0,125 кГ • cetfjM*) , то v - V~ Разделив две последние формулы одну на другую, получаем где Д = - - относительная плотность воздуха. • Ро Так как относительная плотность воздуха с увеличением вы- соты уменьшается, то из последней формулы следует, что при сохранении коэффициента су и постоянстве веса скорость самолета растет. Физически это объясняется тем, что при уменьшении плотности воздуха при одной и той же скорости самолета подъемная сила уменьшается, а так как подъемная сила должна уравновешивать силу веса самолета, то отсюда следует, что при уменьшении плотности воздуха скорость самолета должна возрастать. Относительную плотность воздуха можно рассчитать или при помощи уравнения состояния по измеренным температуре и дав- 64 лению, или по следующей приближенной, но дающей достаточную для практики точность формуле В. П. Ветчинкина 20 - Я 20 + Н ' где Н - высота в км. Аэродинамические коэффициенты сх и су можно считать зависящими только от формы тела и от его ориентировки в потоке (например, для профиля крыла - от его угла атаки) лишь в ограниченном диапазоне скоростей. При других скоростях, вне этого диапазона, коэффициенты сх и су оказались зависящими не только от формы тела и его ориентировки в потоке, но еще и от скорости полета, плотности, температуры и вязкости воздуха, размеров тела и ряда других факторов. Теория этого вопроса показывает, что аэродинамические коэффициенты сх и суу а вместе с этим и величина подъемной силы и силы сопротивления зависят не от абсолютных значений скорости полета, плотности, температуры и вязкости воздуха и размеров тела, а от некоторых безразмерных величин, связывающих перечисленные (и некоторые другие) параметры. Наиболее важными из безразмерных величин являются: - число Рейнольдса (Re), учитывающее влияние вязкости воздуха где {J. - коэффициент вязкости воздуха; / - характерный размер тела. Наибольшее влияние на полет при больших скоростях оказывает число М, определяемое по формуле где а - скорость звука. Физически распространение звука можно представить как результат передачи импульса от одних молекул газа, которым этот импульс был сообщен (например, при колебании струны или стальной пружины), к другим. Под влиянием импульса в газе возникают разрежения и сгущения, распространение которых и представляет собой звуковую волну. Скорость звука является исключительно важной величиной (параметром) в современной аэродинамике. Физически очевидно, что скорость распространения любого возмущения в газе тем больше, чем больше импульс (возмущение) . При слабых импульсах скорость распространения волны в газе будет близка к средней скорости теплового движения молекул. 5 JL 1. Матвеев, П. И. Смирно" 65 В самом деле, слабый импульс существенно не может изменить ни скорости, ни направления движения молекул. Однако при наличии хаотического движения молекул даже самое малое возмущение, которое не может заметно изменить действительных скоростей движения молекул, должно передаваться от частицы к частице со скоростью, равной средней скорости хаотического движения молекул. Всякое возмущение, которое вызывает заметное увеличение скорости движения молекул, должно распространяться с большей скоростью, чем средняя скорость теплового движения молекул. Так как звук представляет собой распространение малых возмущений, то скорость распространения звука равна средней скорости хаотического (теплового) движения молекул. Средняя скорость теплового движения молекул, как следует из молекулярной теории, пропорциональна корню квадратному из абсолютной температуры газа, т. е. У Т . Этой же величине согласно сказанному выше должна быть пропорциональна и скорость распространения звука. Строгая теория этого вопроса приводит к следующей формуле для скорости звука: а = 20,05 Ут, где а - в м/сек. С понижением температуры скорость звука уменьшается. Физически это объясняется тем, что при понижении температуры скорость хаотического движения молекул воздуха уменьшается. Величина скорости распространения звука в воздухе при разных температурах приведена в табл. 8. В стандартной атмосфере скорость звука до уровня тропопаузы (11 км) приближенно можно рассчитать по следующей формуле: а = 340,2 - 4Я, где а - в м/сек; Н - высота в км. Таким образом, в стандартной атмосфере скорость звука уменьшается на 4 м/сек при увеличении высоты н'а 1 км (в пределах тропосферы). В нижней стратосфере скорость звука сохраняет постоянное по высоте значение (в условиях стандартной атмосферы) а = 296 м/сек. Исходя из общих физических рассуждений, нетрудно показать, что в неподвижном газе скорость звука служит характеристикой сжимаемости газа. В самом деле по уравнению состояния плотность газа равна 66 Таблица S Скорость звука при разных температурах t°C +40 +30 +20 +15 +10 0 -10 -20 -30 -40 -50 -60 -70 -80 а м/сек 354,7 349,1 343,0 340,2 337,2 331,2 325,2 319,0 312,6 306,0 299,4 292,5 285,7 278,6 а км/час 1276,9 1256,8 1234,8 1224,7 1213,9 1192,3 1170,7 1148,4 1125,4 1101,6 1087,8 1053,0 1028,5 1002,6 Таблица 9 Зависимость критической скорости полета (км/час) от температуры и Л1кр +40 +30 +20 +ю 0 -10 -20 -30 -40 -50 -60 -70 -80 0,6 766,1 754,1 740,9 728,3 715,4 702,4 689,0 675,2 661,0 652,7 631,8 617,1 601,6 0,7 893,8 879,8 864, 4 849,7 834,6 819,5 803,9 787,8 771,1 761,5 737,1 720,0 701,8 0,8 1021,5 1005,4 987,8 971,1 953,8 936,6 918,7 900,3 881,3 870,2 842,4 822,8 802,1 0,9 1149,2 1131,1 1111,3 1092,5 1073,1 1053,6 1033,6 1012,9 991,4 979,0 947,7 925,6 902,3 0,95 1213,0 1194,0 1173,1 1153,2 1132,7 1112,2 1091,0 1069,1 1046,5 1033,4 1000,3 977,1 952,5 О Пусть под влиянием импульса произошло изменение давления на малую величину Д/?. Тогда произойдет и изменение плотности на величину Ар. Но изменение плотности при данном изменении давления будет тем меньше, чем выше температура, т. е. чем больше скорость звука а. Таким образом, чем больше скорость звука (выше температура), тем труднее газ изменяет свой объем и плотность. И наоборот, при уменьшении скорости звука (температуры) газ легче изменяет свою плотность и объем. В движущемся газе величиной, определяющей влияние сжимаемости на режим полета, служит приведенное выше число М, представляющее собой отношение скорости движения газа (или тела относительно газа) к скорости звука. Из предыдущего очевидно, что чем больше число М, т. е. чем меньше а или больше V, тем больше влияние сжимаемости на режим полета. Так как скорость звука с высотой уменьшается, то при одной и той же скорости полета влияние сжимаемости в верхних слоях атмосферы больше, чем в нижних. Практически необходимо различать три режима полета. Число М меньше 0,35-0,40, что соответствует в условиях стандартной атмосферы вблизи уровня моря скорости полета 450-500 км/час. При таких числах М сжимаемостью воздуха на режим полета практически можно пренебречь. Лобовое сопротивление (Q) в горизонтальном установившемся полете при таких числах М с ростом скорости сначала падает, достигая минимальной величины при так называемой наивыгоднейшей скорости, а затем растет. На рис. 28 показана кривая зависимости Q при полете у земли (Н = 0) от скорости, впервые построенная Н. Е. Жуковским для некоторого самолета *. Для этого самолета лобовое сопротивление при минимальной скорости, равной примерно 220 км/час, составляет около 1700 кг. При увеличении скорости сопротивление сначала падает, достигая величины 950 кг при наивыгоднейшей скорости 350 км/час, а затем растет. Уменьшение сопротивления при малых скоростях объясняется влиянием скорости на коэффициент сх. При малых числах М нагрев поверхности самолета за счет сжатия воздуха в лобовой плоскости и под влиянием трения невелик и практически с ним можно не считаться. По мере дальнейшего увеличения числа М лобовое сопротивление и нагрев за счет сжатия становятся более значительными. При М > 0,40 (второй режим полета) необходимо учитывать влияние сжимаемости на лобовое сопротивление и на величину нагрева за счет сжатия воздуха. 1 Данные этого самолета приводятся по статье Э. Микиртумова и Н. Л ы с е н к о, Скоростные свойства современных самолетов, "Вестник Воздушного Флота", № 10, 1952. 68 н--о Третий режим полета наступает тогда, когда кривая Жуковского, приведенная на рис. 28, испытывает резкий перелом, т. е. когда лобовое сопротивление начинает быстро возрастать. Такое быстрое возрастание лобового сопротивления вызывается появлением качественно нового явления - скачков уплотнения и волновых сопротивлений на крыле самолета. Скорость и число М, при которых происходит перелом кривой сопротивления, носят название критических (в разбираемом примере VKp = = 850 км/час; Мкр= 0,73). При достижении критической скорости полета в отдельных точках крыла самолета скорость воздушного потока относительно самолета достигает скорости звука, что и вызывает появление скачков уплотнения .и волновых сопротивлений. (Критическая скорость (Укр\ критическое число (Л^кр) и скорость звука (ан) на высоте полета связаны между собой зависимостью Q кг 5000 4000 3000 2000 WOO О 200 W SCO 800 V км/чае Рис. 28. Зависимость лобового сопротивления Q от скорости при Н = О Критическая скорость зависит от скорости звука на высоте полета, т. е. от температуры на этой высоте. Значения критической скорости полета (км/час) в зависимости от температуры и величины Мкр приведены в табл. 9. Согласно данным табл. 9 изменения температуры от +20° до -50° С ведет при Л/кр = 0,8 к изменению критической скорости от 987,8 до 870,2 км/час, т. е. на 117,6 км/час. Заметим здесь же, что с увеличением высоты уменьшается и величина Жкр. Совместное влияние Жкр и температуры воздуха приводит при подъеме на 10000- 11 000 м к уменьшению VKp на 100-200 км/час. Наибольшее изменение температуры, а вместе с этим и критической скорости происходит при изменении высоты полета. В горизонтальном направлении температура изменяется менее резко, но и в этом случае при пересечении фронтов и полетов на дальние расстояния критическая скорость может изменяться на десятки км/час. Поскольку температура изменяется по высоте, горизонтали и по времени в широких пределах и может существенно отличаться от температуры в стандартных условиях, необходимо знать и учитывать в практике полетов фактическое распределение температуры в пространстве. Давление и температура воздуха оказывают существенное влияние на работу двигателей, в том числе и турбореактивных. С увеличением высоты мощность двигателей падает. Так, например, у разобранного выше самолета мощность турбореактивного двигателя (ТРД) на высоте 5000 м уменьшается (в стандартных условиях) на 30%. Однако у современных высотных поршневых и турбореактивных двигателей мощность падает с поднятием на большую высоту медленнее, чем возрастает скорость за счет уменьшения плотности воздуха. Благодаря этому максимальная скорость самолета (Vmax) возрастает до определенной (расчетной) высоты, а затем падает. Изменение Vmax с высотой при разных оборотах двигателя для рассмотренного выше самолета с ТРД приведено на рис. 29 (сплошные кривые). I/ I- "mace \ max ^ &. 77 2000 400 п-12000 800 1/тях кмрюс Рис. 29. Изменение максимальной и приборной скорости самолета с высотой при разных оборотах турбореактивного двигателя (ТРД) Условные обозначения: ----Зимние условия ----Стандартные условия ---Летние условия Рис. 30. Примерный вид зависимости от высоты Vmax, У1ты и Мтах самолета с ТРД для летних, стандартных и зимних условий Из рис. 29 видно, что при малых оборотах двигателя максимальная скорость сначала растет, а затем, начиная с некоторой высоты, падает. Так, при п = 10 500 об/мин, скорость растет от 700 км/час у земли до 765 км/час на высоте 8000 ж, а затем падает. При больших оборотах, вследствие того что полет производится' на скоростях, близких к критическим, максимальная скорость падает с высотой, начиная от земной поверхности. На рис. 30 * приведен примерный вид зависимости максимальных величин истинной (Утах) и индикаторной скорости (1А тах), а также числа Afmax самолета с ТРД от высоты для летних, стандартных и зимних условий. Изменение максимальной скорости, числа М и Vt в зависимости от температуры может быть весьма значительным; так, на- 1 Рис. 30, 31 и 32 заимствованы из книги В. С. Ведрова а М. А. Тайца, Летные испытания самолетов, Оборонгиз, 1951. 70 пример, при некоторых условиях изменение температуры на 1° ведет в среднем к изменению Утах на 2 км/час, а индикаторной скорости - на 3-4 км/час. При этом с ростом температуры на малых высотах максимальная скорость обычно уменьшается, а на больших - растет (на рис. 30 кривые пересекаются). Из приведенных выше данных следует, что столь большая зависимость летных данных самолета с ТРД от температуры воздуха должна всегда учитываться при их оценке. Рис. 31. Примерный график зависимости от высоты Vmax и Vl max самолета с высотным поршневым двигателем для летних, стандартных и зимних условий На летные характеристики самолетов с поршневыми двигателями температура и давление также оказывают существенное влияние, но менее сильное, чем на реактивные самолеты. На рис. 31 приведен примерный график зависимости от высоты Vmax и V^max самолета с высотным поршневым двигателем для летних, стандартных и зимних условий. Выше границы высотности повышение температуры воздуха ведет к уменьшению максимальной скорости, а ниже - к увеличению ее. Влияние атмосферных условий на величину Vmax самолета с высотным поршневым двигателем тем сильнее, чем больше высота и высотность двигателя. Зависимость от высоты максимальных величин истинной V, индикаторной V.f и вертикальной Уу скорости и максимального числа оборотов ятах для летних, стандартных и зимних условий приведена на рис. 32. При расчете этого графика принималось, что отклонение летней и зимней температуры от стандартной составляет +15° С для всех высот. Влияние изменения температуры на заданной высоте на 71 летные данные самолета с невысотным поршневым двигателем сравнительно невелико на малых и средних высотах и становится значительным лишь на высотах, близких к потолку. Тот факт, что наиболее сильное влияние атмосферные условия оказывают на самолеты с ТРД, лишний раз подчеркивает, что роль метеорологических данных для современной авиации сильно возрастает. О влиянии температуры, давления и плотности воздуха на аэронавигационные приборы (высотомер, указатели скорости и числа М) уже говорилось в § 9 "Барометрические формулы". ----Летние условия Стандартные 5 6VyM/aKt700 ШОО 1900 200 2 3 150 Рис. 32. Зависимость от высоты Vmax, V{ max двигателя для летних, стандартных и зимних условий На экипаж основное влияние оказывает общее атмосферное давление и давление отдельных составных частей воздуха (парциальное давление). Выше, говоря о постоянстве состава воздуха в тропосфере и нижней стратосфере, мы имели в виду относительный (процентный) состав воздуха. Абсолютное количество каждой составной части воздуха (азота, кислорода и др.) с увеличением высоты падает. Наибольший практический интерес представляет абсолютное содержание кислорода и общее давление воздуха на разных высотах. Парциальное давление кислорода вблизи уровня моря в среднем составляет около 160 мм рт. ст., или 210 мб. На высоте 5 км над уровнем моря общее атмосферное давление и парциальное давление кислорода составляют в среднем половину давления на уровне моря, на высоте 10 км - одну четвертую, на высоте 16 км одну десятую. Таким образом, парциальное давление кислорода .оставляет в среднем 80 мм рт. ст. на высоте 5 км, 40 мм - на высоте 10 км и 16 мм - на высоте 16 км. Физиологический потолок, т. е. та высота, до которой можно обходиться без кислородного прибора, составляет в зависимости от натренированности летчика и времени года 6-7 км, 72 Парциальное давление кислорода, как и общее атмосферное давление, подвержено значительным колебаниям. Давление в средней и верхней тропосфере на определенном уровне зимой меньше (на 20-30 мм), чем летом. На одной и той же высоте в средней и верхней тропосфере и нижней стратосфере давление уменьшается с увеличением широты. В тропосфере и нижней стратосфере наблюдаются изменения давления, обусловленные прохождением циклонов и антициклонов, ложбин и гребней. Таким образом, физиологический потолок ниже зимой, чем летом, а в низких широтах и в антициклонах выше, чем в высоких широтах и в циклонах. Высота физиологического потолка в зависимости от этих факторов может изменяться на 1-2 км. ГЛАВА II МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ КОД И КАРТЫ ПОГОДЫ § 1. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКАЯ ИНФОРМАЦИЯ Наиболее удобным методом изучения атмосферных процессов, в первую очередь с целью предсказания погоды, является нанесение результатов одновременных метеорологических наблюдений, проведенных сетью многочисленных метеорологических станций, на географическую карту. Такая карта называется синоптической или картой погоды. Метеорологические наблюдения ведутся за температурой, давлением и влажностью воздуха, изменением давления за последние три часа, скоростью и направлением ветра, горизонтальной видимостью, количеством, формой и высотой нижней границы облаков, осадками и особыми явлениями, к которым относятся дымка, туман, гроза, метель, пыльная буря и т. д. Наблюдения за давлением, температурой и влажностью воздуха, а также за скоростью и направлением ветра на различных высотах в тропосфере и нижней стратосфере производятся аэрологическими станциями. Эти сведения (аэрологические данные) также наносятся на географическую карту, которая получила название аэрологической карты или карты барической топографии. Каждое государство имеет %свою сеть метеорологических и аэрологических станций. Наибольшее количество таких станций насчитывается в Советском Союзе. Частично разрушенная во время Великой Отечественной войны сеть метеорологических и аэрологических станций была быстро восстановлена и оснащена новыми приборами. Все метеорологические станции ведут наблюдения в единые сроки. Для СССР основными сроками являются 03 час., 09 час., 15 час., 21 час. Кроме этого, для обслуживания авиации различных ведомств метеорологические станции Советского Союза производят наблюдения через два часа, в каждый нечетный час, круглосуточно. Аэрологические наблюдения в СССР проводятся два раза в сутки: в 06 и в 18 часов по московскому времени. Результаты наблюдений по телеграфу, телефону или по радио 74 в виде цифровой телеграммы немедленно передаются в областные метеорологические учреждения - бюро погоды - и затем в Москву, в Центральный институт прогнозов. Центральный институт прогнозов передает эти данные уже в виде сводки, охватывающей большую территорию, по радио и телеграфу различным метеорологическим учреждениям и подразделениям, ведущим прогностическую работу. Сводка за основные сроки, передаваемая для прогностической работы на европейской территории Советского Союза, охватывает огромную территорию от восточной части Атлантического океана до Западной Сибири, от арктических морей до Северной Африки. Данные метеорологических наблюдений на зарубежной территории по существующему международному соглашению передаются в виде сводки по радио радиометцентрами соответствующих государств. Карта, составляемая за основные сроки, часто называется основной картой погоды. Кроме этого, через каждые два часа местные радиометцентры передают сводку, включающую данные метеорологических станций с территории нескольких областей. Карты, составляемые каждые два часа по приеме таких сводок, называются кольцевыми картами погоды или, сокращенно, кольцовками. § 2. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ КОД. НАНЕСЕНИЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ДАННЫХ НА КАРТЫ ПОГОДЫ Сведения о погоде передаются в виде цифровой телеграммы, состоящей из нескольких пятизначных групп. Для раскодирования этой телеграммы и нанесения метеорологических данных на карту погоды существует метеорологический код (рис. 33). После раскодирования на основные и кольцевые карты погоды у кружка станции в определенном порядке (рис. 34) цифрами или значками обязательно наносятся следующие данные1 : //-общее количество облаков в баллах; наносится в -кружке станции. В соответствии с количеством баллов определенная часть кружка зачерняется. dd - направление ветра; наносится стрелкой, идущей от той части горизонта, откуда дует ТТЛ. (c)и тгтг См РРР WW (N) рра VV CuNh W TdTd h RR Рис. 34. Порядок нанесения метеорологических ветер, к кружку станции (по данных на карту погоды 1 Соответствующий значок смотри на рис. 33. шкале 00-36). При штиле (dd = 00) станция обводится черным кружком. - скорость ветра в м!сек; изображается оперением на конце стрелки, указывающей направление ветра. Перья обращены влево, если смотреть с конца стрелки на станцию. Большое перо соответствует скорости ветра 3-4 м/сек, а малое - скорости 1-2 м/сек. При скорости ветра 1 м/сек и менее стрелка оставляется без оперения, при порывистом ветре оперение наносится красным цветом. VV - горизонтальная видимость; наносится цифрами в километрах левее и ниже кружка станции. WW - погода во время наблюдения или за последний час перед наблюдением; наносится одним из ста значков кода слева от кружка станции непосредственно над обозначением видимости. Исключение составляют случаи, когда в телеграмме стоят цифры 00, 01, 02, 03, указывающие на характер состояния неба. В этом случае WW изображается в виде черточки у кружка станции в соответствии с кодом (см. рис. 33). Рассмотрим подробнее часть кода, где описывается текущая погода (WW), В первой и второй строчках (^^ = 00,01, . . ., 18, 19) даны значки, обозначающие различные явления погоды, но без осадков, туманов, гроз и бурь на самой станции. (В третьей строчке (№№-=20-29) помещены значки, указывающие, что такое-то явление происходило на станции в течение последнего часа перед наблюдением, но не во время наблюдения. При нанесении на карту этих значков справа от них дополнительно ставится квадратная скобка. В четвертой строчке (30-39) - значки, указывающие на наличие пыльной бури, поземка или низовой метели в момент наблюдения. В пятой строчке (40-49) - значки туманов с их характеристикой (туман усиливается, рассеивается и т.д.). В шестой строчке - значки мороси (50-55), мороси с гололедом (56-'57), мороси с дождем (58-59). В седьмой строчке - значки обложного дождя различной интенсивности (60-65), дождя с гололедом (66-67), дождя или мороси со снегом (68-69). В восьмом - значки обложного снега (70-75), ледяных игл и т. д. В девятой строчке (80-89) - различные виды ливневых осадков (ливневой дождь, снег, крупа, слабый град). В десятой - значки сильного града (90), грозы в течение последнего часа, но не во время наблюдения, с различными видами ливневых осадков (91-94) и грозы во время наблю- дення е различными видами ливневых осадков (95-99). W - погода между сроками наблюдений; наносится красным цветом справа от кружка станции. ррр -давление воздуха, приведенное к уровню моря1; наносится справа сверху от кружка станции тремя цифрами с десятыми долями миллибара. Цифры сотен миллибар отбрасываются. Так, например, если нанесены цифры 005 - это значит, что давление на уровне моря равно 1000,5 мб\ если 885 - соответственно 988,5 мб и т. д. ТТ - температура воздуха, определенная по сухому термометру, установленному в психрометрической будке; наносится красным цветом слева сверху от кружка станции в целых градусах. При отрицательной температуре ставится знак минус. CL - характеристика (форма) облаков нижнего яруса; наносится соответствующим значком непосредственно под кружком станции. Nh-количество облаков, высота которых указана в h, в баллах; наносится цифрой непосредственно справа от значка облачности нижнего яруса. h - высота нижнего основания облаков; наносится в метрах под значком облачности нижнего яруса. Высота h не указывается в следующих случаях: нижняя граница облаков расположена выше 2500 м, облака неразличимы вследствие пыльной бури, метели, тумана. См - характеристика (форма) облаков среднего яруса; наносится значком кода непосредственно над кружком станции. Сн - характеристика (форма) облаков верхнего яруса; наносится красного цвета значком кода над См. TdTd - точка росы, характеристика влажности воздуха; наносится красным цветом в целых градусах под горизонтальной видимостью. При отрицательной точке росы ставится знак минус. рр - величина барической тенденции, т. е. изменение давления за последние три часа перед наблюдением; наносится на карту справа от кружка станции двумя цифрами в десятых долях миллибара. Если давление за последние три часа понизилось, то перед цифрами ставится знак минус. Если давление повысилось, ставится знак плюс. 1 Горные станции, лежащие выше уровня моря на 500 м, давление воздуха к уровню моря не приводят. 77 а - характеристика барометрической тенденции, показывает, как изменилось давление за последние три часа; наносится значком справа от цифр, указывающих величину изменения давления. При равномерном изменении давления никакого значка не ставится. -количество осадков, выпавших за прошедшие двенадцать часов; наносится на карты за 09 и 21 час. в миллиметрах, непосредственно под W. ТеТе -минимальная и максимальная температура, наносится на карту за 09 час. (минимальная) и на карту за 21 час. (максимальная) в целых градусах красным цветом над ТТ. Если на карте у кружка станции стоят буквы XX (буква X)', значит в телеграмме соответствующие данные по каким-либо причинам отсутствовали. Для того чтобы выяснить при помощи карты погоды, какая погода наблюдается в интересующем нас пункте, нужно хорошо знать метеорологический код. Посмотрим, какая погода наблюдалась в 21 час. 28 сентября в Москве и Ленинграде (приложение 10). Пользуясь кодом (см. рис. 33), выясняем, что в Москве наблюдалась перистая облачность в количестве 5 баллов; видимость 10 км; ветер юго-восточный 4 м/сек; температура 15°; между 15 и 21 часами наблюдалась гроза; давление, приведенное к уровню моря, составляло 1003,8 мб; в течение 3 час., т. е. с 18 до 21 час. давление понизилось на 2,2 мб, причем падение давления было равномерным. Совершенно другая погода в то же самое время была в Ленинграде, где зафиксирована дымка при видимости 4 км, сплошная (десять баллов) слоистокучевая облачность с нижним основанием на высоте 300 м, температура 9°, давление 1007,3 мб, причем за 3 часа (с 18 до 21 час.) давление упало на 0,6 мб. По карте погоды можно оценить характер метеорологических условий не только в каком-либо пункте, но и в большом районе или на маршруте. При оценке метеорологических условий особенно следует обращать внимание на характеристику облачности (форму, количество, высоту), видимость, скорость и направление ветра, осадки и особые явления, как-то: туманы, грозы, зимой - метели и т. д. Посмотрим, какая погода наблюдалась в 21 час. 28 сентября на маршруте Минск - Ленинград (см. приложение 10). 1В Минске дождь при видимости 4 км. Затем следует участок маршрута, на котором наблюдалась слоистодождевая и разорваннодождевая облачность. Общее количество облачности 10 баллов, высота нижней границы облаков 300-500 м, местами 200 м. На этом участке маршрута выпадали осадки, за счет которых видимость ухудшена до 4 км. На последней трети маршрута осадков не 78 было, но наблюдалась сплошная слоистокучевая облачность с высотой нижней границы 300-500 м, за счет дымки видимость также ухудшена до 4 км. § 3. КАРТЫ БАРИЧЕСКОЙ ТОПОГРАФИИ В § 2 главы I было указано, что изобарические поверхности, т. е. поверхности одинакового атмосферного давления, располагаются в общем не параллельно поверхности моря, а составляют с ней тот или иной угол. Угол наклона изобарической поверхности относительно поверхности моря невелик: величина этого угла измеряется несколькими десятками секунд, а тангенс угла, т. е. наклон изобарической поверхности, равен около 0,0001. Над областями повышенного давления изобарические поверхности поднимаются в виде холма, а над областями пониженного давления опускаются в виде впадины. Эти обстоятельства дали возможность изображать распределение давления в пространстве при помощи карт топографии изобарических поверхностей. Такие карты получили название карт барической топографии. Метод барической топографии аналогичен методу, которым пользуются в топографии для изображения рельефа земной поверхности путем проведения изолиний равных высот, называемых горизонталями. Высота изобарической поверхности над уровнем моря называется абсолютной высотой изобарической поверхности. Высота одной изобарической поверхности над другой изобарической поверхностью называется относитель-нойвысотой. Расстояние между двумя любыми изобарическими поверхностями, т. е. относительная высота, зависит только от средней температуры слоя воздуха, заключенного между этими изобарическими поверхностями. Там, где средняя температура слоя выше, относительная высота больше, там, где средняя температура ниже, относительная высота меньше. В практике службы погоды составляются карты абсолютной и относительной топографии изобарических поверхностей. (Картой абсолютной топографии изобарической поверхности называется карта абсолютных высот этой изобарической поверхности. На рис. 35 приведен пример построения карты абсолютной топографии изобарической поверхности с давлением р мб. Изобарическая поверхность на этом рисунке показана толстой линией. На нижней части рисунка представлена карта абсолютной топографии изобарической поверхности. На этой карте проведены линии равных высот изобарической поверхности, которые называются изогипсами абсолютной топографии. Буквой В отмечены центры областей высокого давления, буквой Н - центр области низкого давления. Поскольку относительная высота зависит только от средней 79 Рис. 35. Пример построения карты абсолютной топографии температуры слоя, заключенного между изобарическими поверхностями, большие относительные высоты будут там, где средняя температура слоя более высокая, а меньшие относительные высоты там, где средняя температура слоя более низкая. Следовательно, изогипсы относительной топографии представляют собой не что иное, как изотермы средней температуры соответствующего слоя. В практике службы погоды Советского Союза составляются карты абсолютной топографии 850 мб (АТвбо), 700 мб (АТ7оо), 500 мб (АТ5оо), 300 мб (АТзоо) поверхностей. Кроме этого, составляется карта относительной топографии 500 мб поверхности над 1000 мб (ОТ-(tm),). 1Карта АТ85о (приложение 6) характеризует расположение областей высокого и низкого давления на уровне около 1,5 км, карта АТ70о (приложение 7) - на уровне около 3 км, карта АТ5оо (приложение 8) - на уровне около 5 км, карта АТ3оо (приложение 9) -.на уровне около 9 км. По данным наблюдений за давлением, температурой, влажностью и ветром на различных высотах в тропосфере и нижней стратосфере, переданным в сводке, на карты абсолютной топографии наносятся: - высота данной изобарической поверхности над уровнем моря; - высота данной изобарической поверхности над ближайшей нижней изобарической поверхностью, температура, точка росы и при наличии в данном пункте наблюдений за ветром скорость и направление ветра. 80 тгт • ЧЯЯ о ннн ИНД u Порядок нанесения этих данных показан на рис. 36. Высота данной изобарической поверхности над уровнем моря (абсолютная высота) ННН и высота данной изобарической поверхности над ближайшей нижней главной изобарической поверхностью (относительная высота) Н0Н0Н0 наносятся дробью справа от кружка станции, причем в числителе в десятках метров (дкм) указана абсолютная высота, а в знаменателе, также в десятках метров - относительная. Температура ТТ наносится красным цветом сверху слева от кружка станции в целых градусах. При отрицательной температуре ставится знак минус. Точка росы TdTd наносится внизу слева от кружка станции. Направление ветра обозначается стрелкой так же, как и на приземной карте погоды. Скорость обозначается оперением на конце стрелки, причем длинное перо соответствует скорости ветра 20 км/час, а короткое - 10 км/час. На карту AT8so наносится ветер на высоте 1,5 км, на карту АТ7оо - ветер на высоте 3 км, на карту ATsoo - ветер на высоте 5 км и на карту АТ3оо - ветер на высоте 9 км. В отличие от приземной карты отсутствие значка ветра на станции не означает штиля, а показывает, что наблюдения за ветром не велось. На карту ОТ^0 наносится в десятках метров относитель- ная высота, т. е. высота 500 мб поверхности над 1000 мб. Если учесть, что изобарическая поверхность 1000 мб располагается обычно близко к уровню моря, а изобарическая поверхность 500 мб - около 5 км, то приходим К выводу, что карта OT'iooo характеризует распределение средней температуры нижнего, пятикилометрового слоя тропосферы. Существует простое количественное соотношение между относительной высотой и средней температурой слоя, заключенного между 1000- и 500-мб поверхностями Рис. 36. Порядок нанесения данных на карту абсолютной топографии где Н0Н0Н0 - относительная высота, выраженная в десятках метров (дкм) ; ТТ - средняя температура, выраженная в градусах абсо- лютной шкалы. Если, например, относительная высота Н0Н0Н0 = 500 дкм, то средняя температура ТТ = 250° или по стоградусной шкале - 23°. 6 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов ГЛАВА III ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ § 1. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ПО ЗЕМНОМУ ШАРУ. СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ТЕМПЕРАТУРЫ Неравномерное распределение по земному шару притока солнечной радиации и неоднородность земной поверхности приводят к появлению контрастов температуры воздуха в горизонтальном направлении. Так как количество поглощаемой солнечной радиации уменьшается в среднем от экватора к полюсам, то наблюдается прежде всего разность температур воздуха между низкими (экваториальными) и высокими (полярными) широтами. Эта разность больше зимой, чем летом. Объясняется это тем, что зимой полярная область не получает солнечной радиации, в то же время приток солнечной радиации в экваториальной области в течение года почти не изменяется. Разность приземных температур между экватором и полюсами составляет: в северном полушарии летом - около 27°, зимой - 60°; в южном полушарии - летом около 29°, зимой - 75°. На материках тепло проникает на сравнительно малую глубину (в среднем около 20 м), а в океанах тепло распространяется через турбулентное перемешивание до большой глубины (около 300-400 м). По этой причине летом материки и прилегающий воздух сильно нагреваются, а зимой - охлаждаются. Благодаря этому наблюдается разность температур воздуха над материками и океанами. Летом теплее материк, а зимой - океан. Поверхность материков неоднородна: горы, возвышенности, леса, степи, пустыни, болота, поля, озера, снежная поверхность оказывают различное влияние на температуру воздуха. Благодаря теплым и холодным течениям, обширным ледяным полям поверхность морей и океанов также неоднородна. Под влиянием солнечной радиации и земной поверхности температура воздуха изменяется в широких пределах во времени и в пространстве. Для характеристики распределения температуры воздуха в горизонтальном направлении вводится понятие изотерм и горизонтального градиента температуры. 82 Изотермами называют кривые, соединяющие точки с одинаковыми значениями температуры. Изотермы проводятся на картах температуры так же, как и изобары, по измеренным на станциях значениям. На таких картах области холода и тепла очерчиваются изотермами соответственно с низкими и высокими значениями температуры. Горизонтальным градиентом температуры называется падение температуры по перпендикуляру к изотермам на единицу расстояния. На практике величину горизонтального градиента температуры рассчитывают в градусах на 100 км расстояния. Направлен горизонтальный градиент температуры по нормали к изотермам в сторону более низких значений температуры (в сторону "холода"). Чем меньше расстояние между изотермами, тем больше горизонтальный градиент температуры. Наиболее низкие температуры на земном шаре наблюдаются, повидимому, вблизи Южного полюса (в Антарктике); Но измерения температуры здесь не регулярны и охватывают не столь продолжительное время, чтобы можно было определенно сказать, каковы самые низкие температуры в Южном полушарии. Сравнение средних температур самого холодного месяца (январь в Северном полушарии и июль в Южном), наблюдающихся вблизи полюсов, показывает, что температура Южного полюса примерно на 7° ниже температуры Северного полюса. Отсюда можно заключить, что и самые низкие температуры, хотя и не зарегистрированные, наблюдаются в Антарктике. В северном полушарии зимой область наиболее низких температур находится на территории СССР, вблизи Верхоянска и Оймякона (Якутская АССР), т. е. значительно южнее полюса. Средняя многолетняя температура января в районе Верхоянска ниже -48° С, а во всей Якутской АССР ниже -40° С. Вторая область холода лежит над Гренландией. Средняя температура января здесь ниже -40° С. Самая низкая зарегистрированная температура воздуха (на высоте метеорологической будки) на земном шаре - абсолютный минимум - наблюдалась в Оймяконе и составляла около -71° С. В Верхоянске отмечена температура -68° С в 1892 г. Самая высокая температура воздуха (на высоте 2 м] +58° С наблюдалась в Африке близ Триполи и в Южном Иране. В Сахаре, Аравии, Иране, Южной Калифорнии средние июльские температуры превышают +30° С, а наибольшие температуры -}-500 С. Температура около +50° С наблюдается и на территории СССР в среднеазиатских пустынях. На поверхности почвы наблюдаются более низкие (зимой) и более высокие (летом) значения температуры, чем отмеченные выше. Вблизи земной поверхности, как и во всей тропосфере, горизонтальный градиент температуры в среднем за год направлен от низких широт к высоким. Летом над материками образуются §* 83 области тепла, а зимой - области холода с замкнутыми изотермами. Вследствие этого летом горизонтальный градиент температуры направлен с материка на океан, а зимой - с океана на материк. Температурный режим нижней стратосферы и тропопаузы отличается целым рядом особенностей. Его изучению посвящены работы И. А. Клемина, А. Б. Калиновского, Е. С. Селезневой и др. Высота тропопаузы зависит от географической широты, времени года, синоптической обстановки и других факторов. На рис. 37 приведено распределение температуры воздуха с высотой над несколькими пунктами, расположенными на разной широте. По горизонтальной оси откладывается температура, по вертикальной - высота. Положение тропопаузы определяется по резкому излому кривой распределения температуры с высотой (кривой стратификации): до тропопаузы температура падает, а выше ее - остается постоянной (кривая идет параллельно оси высот) или медленно возрастает с увеличением высоты. Сравнивая высоту тропопаузы в двух пунктах, один из которых (Бухта Тихая) расположен в высоких широтах, а другой (Майами) - в низких, видим, что тропопауза находится на высоте около 10 км в Бухте Тихой и около 16 км в Майами. Таким образом, тропопауза располагается в среднем тем выше, чем ближе к экватору расположен пункт наблюдения: она лежит на высоте 16-17 км над экваториальной областью и 7-8 км - над полярной. Так как до уровня тропопаузы температура падает, то между высотой и температурой тропопаузы существует обратная зависимость: температура тропопаузы тем ниже, чем выше тропопауза, и наоборот. По этой причине температура тропопаузы и вместе с этим и нижней стратосферы в Бухте Тихая, расположенной на широте 80°, выше температуры тропопаузы в пунктах, расположенных южнее. Представим теперь, что мы перемещаемся вдоль меридиана от полюса к экватору на высоте, например, 17 км (в нижней стратосфере). В Бухте Тихой на этой высоте температура около -38° С, а в Майами -68° С. Таким образом, в нижней стратосфере в высоких широтах температура выше, чем в низких широтах. 1В то же время, если перемещаться вдоль меридиана в тропосфере (например, на высоте 5 км), то более высокие температуры мы будем иметь в экваториальных широтах и более низкие - в полярных (см. рис. 37). Из сказанного вытекает, что в нижней стратосфере, начиная с высоты 13-14 км, горизонтальный градиент температуры имеет обратное тропосферному направление: он направлен от высоких широт к низким. Над полярной областью в стратосфере располагается область тепла, а над экваториальной - область холода. (Как на интересный факт следует указать, что между высотами 8-9 и 13-14 км наиболее низкие температуры наблюдаются в умеренных широтах. 84 that 20 К п Ю -70° -50° -30° -КГ 0° Ю° 30° ----Майами (У--2В°\ Л =80°Зап.) ----Сиэтл (Y-W0; Д"/22вЗсш)< ----Фербенкс (?-65°; Я=/53°Зал) ----& Гаага/? ГУ-в0°/3', Я"=520"в/8осл1) Рис. 37. Распределение температуры воздуха с высотой летом 85 Так, например, если перемещаться вдоль меридиана от полюса к экватору на высоте 11 км, то самая низкая температура (около -52°) будет в Фербенксе и Сиэтле, в пунктах же, расположенных севернее (Б. Тихая) и южнее (Майами), температура на высоте 11 км выше, чем в Фербенксе и Сиэтле. Такое распределение температуры по высоте и по горизонтали характерно для летней половины года. Зимой, когда в полярный бассейн поступление солнечной радиации полностью прекращается, в распределении температуры наблюдаются некоторые особенности (рис. 38). Под влиянием излучения температура воздуха в полярном бассейне зимой резко понижается на всех высотах как в тропосфере, так и в нижней стратосфере. Например, на высоте 13 км, наиболее высокие температуры наблюдаются в умеренных широтах (Спокэн), в пунктах, расположенных к северу (Б. Тихая) и к югу (Майами), температура ниже, чем в умеренных широтах. Это означает, что в нижней стратосфере зимой горизонтальный градиент температуры направлен от умеренных широт в сторону полюса и экватора. 6 течение года над одним и тем же пунктом тропопауза располагается летом выше, чем зимой. Так, по данным А. Б. 'Кали-новского, над Москвой тропопауза лежит в среднем на высоте 10,56 км летом и 9,97' км зимой. Температура нижней стратосферы, как и тропосферы, в умеренных и высоких широтах имеет значительный годовой ход. Амплитуда годового хода (разность между среднемесячными температурами самого теплого и самого холодного месяцев) в умеренных широтах в тропосфере и нижней стратосфере в глубине материка составляет 40-50°, а на океане 10-15°. Наиболее теплым месяцем в умеренных широтах северного полушария является: на материке - июль, на океане - август; наиболее холодным - январь (материк) и февраль (океан). Температура воздуха изменяется также в течение суток. Суточные колебания температуры воздуха обусловлены изменением притока солнечной радиации к земной поверхности, от которой тепло передается через турбулентный обмен воздуху. Характеристиками суточного хода температуры воздуха служат амплитуда и время наступления наибольших и наименьших значений температуры. Амплитуда суточного хода температуры представляет собой разность между наибольшим и наименьшим значениями температуры в течение суток. Амплитуда суточного хода температуры воздуха зависит от широты места, времени года, свойств земной поверхности и погодных условий. В среднем за год амплитуда суточного хода температуры воздуха на уровне 2 м в тропических областях составляет 10-12°, в умеренных широтах 8-9°, в полярной области 3-4°. Летом амплитуда суточного хода температуры больше, чем зимой; на материке больше, чем на океане; при ясной погоде больше,чем при облачной. 86 -------Т. ... "--------------,--------------.-------------I-----------------:----------------------- -70° -50° -30° ~Ю° О" Ю' 20° Майами (Мб* Л=ВО°Зап) Спокзн tw'tf. * -"7 К Рис 38 Распределение температуры воздуха с высотой зимой 87 Большую роль играют также местные особенности (рельеф, растительность, увлажненность и др.). В котловинах амплитуда суточного хода температуры больше, чем на возвышенных местах; над увлажненной почвой она меньше, чем над сухой. Максимум температуры воздуха наблюдается летом в 14-15, а зимой - в 13-14 час. местного времени, минимум в конце ночи, незадолго до восхода солнца. С увеличением высоты амплитуда суточного хода температуры воздуха уменьшается, а наступление максимума и минимума запаздывает. Суточные колебания температуры почти полностью затухают на высоте около 1-1,5 км. Выше наблюдается сравнительно слабый суточный ход температуры воздуха под влиянием непосредственного поглощения прямой солнечной радиации воздухом. ОКроме периодических суточных и годовых колебаний, наблюдаются непериодические изменения температуры воздуха на всех высотах. Эти изменения температуры обусловлены движением атмосферы. Благодаря движению в каждую точку пространства приходят новые воздушные частицы, вызывая изменение температуры. § 2. АДИАБАТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ Атмосфера находится в непрерывном движении. Первоисточником энергии атмосферных движений является солнечная радиация. На Земле солнечная радиация превращается в другие виды энергии: тепловую, кинетическую и т. д. В 1748 г. великим русским ученым М. В. Ломоносовым был сформулирован один из важнейших законов природы - закон сохранения вещества и движения: "Все перемены, в натуре случающиеся, такого суть состояния, что сколько чего у одного тела отнимается, столько присовокупится к другому... Сей всеобщий естественный закон простирается и в самые правила движения: ибо тело, движущее своею силою другое, столько же оныя у себя теряет, сколько сообщает другому, которое от него движение получает". Из этого общего закона М. В. Ломоносова как частный случай вытекает закон сохранения энергии, который носит название 1-го начала термодинамики. Наиболее краткой формулировкой 1-го начала термодинамики является следующая: невозможно возникновение или уничтожение энергии, возможен лишь переход одних видов энергии в другие. На основе этого закона можно сделать ряд важных выводов относительно закономерностей атмосферных движений. Выделим в атмосфере определенную массу воздуха и сообщим ей некоторое количество тепла. Это тепло идет на изменение внутренней энергии массы воздуха и на работу расширения. (Внутренняя энергия представляет собой энергию хаотического теплового движения молекул воздуха. Установлено, что величина внутренней энергии воздуха при наблюдающихся в атмосфере условиях прямо пропорциональна абсолютной температуре. Математически закон сохранения энергии (уравнение 1-го начала термодинамики) записывается в следующем виде: (1) где Д<7 - приток тепла к 1 кГ воздуха; АУ и Af - изменения температуры и удельного объема, вызван- ные притоком тепла А*/; cv - удельная теплоемкость воздуха при постоянном объеме, т. е. то количество тепла, которое нужно сообщить 1 кГ воздуха, чтобы при постоянном объеме повысить его температуру на 1°. Для сухого воздуха cv = 0,17 б. кал/кГ • град\ А - термический эквивалент тепла; рЪм - работа расширения (см. главу I). Воспользуемся теперь уравнением состояния воздуха (см. главу I) pv = RT. (2) Если газу сообщается некоторое количество тепла, то его температура, объем и давление изменяются. Обозначим через АГ, Lv и А/? - приращения температуры, удельного объема и давления воздуха. Таким образом, после сообщения воздуху тепла его температура, удельный объем и давление будут иметь значения Г+ДГ; /7-Г-Д/7; v + kv. Уравнение состояния справедливо для любого момента времени. Поэтому, подставляя последние значения температуры, удельного объема и давления в уравнение состояния, можем написать (р + Д/7) (v + AzO = R(T+ АЛ. Раскроем скобки в этом уравнении pv + vkp + pbv 4- А/7Д-У = RT+RbT. (3) Сравним два последних слагаемых в левой части полученного уравнения pkv и Д/>Дг>. Вблизи уровня моря давление р имеет значение около 1000 мб; в то же время изменение давления А/? при подъеме на высоту 100 м составляет всего около 12 мб. Поэтому слагаемым Д/гД'р в уравнении (3) можно пренебречь. При вычитании правой и левой частей уравнения (2) из соответствующих частей уравнения (3) получим v A/7 Из последнего уравнения находим При этом мы воспользовались уравнением (2), согласно ко- RT ому удельный объем v = - . Если подставим значение в уравнение (1), то оно принимает следующий вид: /-' (4) где введена новая величина cp = cv~{- AR - удельная теплоемкость при постоянном давлении; для сухого воздуха ср = 0,24 б. кал/кГ • град. Между Ср и cv существует простая связь Процесс называется адиабатическим, если он происходит без притока и отдачи тепла (Д>0), а давление падает (Д/?<^0). Из уравнений (5) и (6) следует, что при адиабатическом подъеме правые, а вместе с этим и 'равные им левые части уравнений (5) и (6) отрицательны; это означает, что температура частицы воздуха при адиабатическом подъеме всегда падает, т. е. ДГ<[0. Для того чтобы количественно оценить величину падения температуры при адиабатическом подъеме, необходимо в уравнение (6) подставить по основному уравнению статики значение Д/? Выполнив подстановку, получаем: Р J) \ J 90 тт < Но по уравнению состояния -^- г - = 1. С учетом этого из уравнения (7) для падения температуры на единицу высоты при адиабатическом подъеме получаем выражение АГ ДЯ _А_ сп 1 с "К (8) где х = ---отношение удельных теплоемкостей. Для сухого С 71 воздуха х = 1Д. Величина падения температуры на единицу высоты в адиабатически поднимающемся сухом и влажном ненасыщенном воздухе носит название сухоадиабатического градиента fta. По уравнению (8) сухоадиабатический градиент равен R _ ДГ _ * - 1 /Q4 Ра ~~ ДЯ ~~ v.R ' v ' Так как удельная газовая постоянная и удельные теплоемкости для влажного ненасыщенного воздуха мало отличаются от постоянных значений этих величин для сухого воздуха, то, подставляя в уравнение (9) численные значения *=1,4 и R = 29,27 кГм/кГ • град, получаем величину сухоадиабатического градиента Ra = 0,98 град/100 м^\ град/100 м. Это значит, что при адиабатическом подъеме влажного ненасыщенного воздуха его температура падает на каждые 100 м высоты примерно на 1°. При адиабатическом подъеме частицы воздуха на высоту в 1 км ее температура понижается почти на 10°, При адиабатическом опускании происходит повышение температуры воздуха. (Кривая, при помощи которой изображается изменение температуры при опускании или подъеме частицы сухого или влажного ненасыщенного воздуха при отсутствии притока тепла, называется сухой адиабатой. Если на одной оси откладывать высоту, а по второй - температуру, то сухая адиабата в таких осях координат изобразится в виде прямой линии (рис. 39). Уравнение сухой адиабаты, при помощи которого можно рассчитать температуру частицы на любой высоте, имеет вид где /о - температура частицы на исходном уровне (Н = 0); Уровень конденсации, Рис. 39. Кривая состояния 91 Н - высота в метрах над исходным уровнем; t - температура частицы на высоте Н. При адиабатическом подъеме влажного ненасыщенного воздуха удельная влажность сохраняет постоянное значение, но благодаря падению температуры происходит увеличение относительной влажности. На некотором уровне относительная влажность достигает 100%. Уровень, на котором влажный воздух становится насыщенным (относительная влажность 100%), называется уровнем конденсации Нк. При подъеме воздуха выше этого уровня происходит конденсация водяного пара, благодаря чему удельная влажность понижается. Благодаря выделению скрытой теплоты парообразования температура насыщенной частицы падает с высотой медленнее, чем температура сухой или влажной ненасыщенной частицы. Падение температуры на единицу высоты (100 м) при адиабатическом подъеме влажной насыщенной частицы носит название влажноадиабатического градиента (fT). Влажно-адиабатический градиент в отличие от сухоадиабатического - величина переменная, зависящая от температуры и давления. При более высокой температуре влажноадиабатический градиент меньше, чем при более низкой температуре. Объясняется это тем, что с ростом температуры растет и максимальная удельная влажность. А чем больше удельная влажность, тем больше водяного пара конденсируется при адиабатическом подъеме воздушной частицы. Выделившееся при конденсации тепло и обусловливает меньшую скорость падения температуры при более высоких значениях ее на исходном уровне. С понижением давления влажноадиабатический градиент уменьшается. Величины влажноадиабатического градиента при разных значениях температуры и давления приведены в табл. 10. Таблица 10 Значения влажноадиабатического градиента (в град/100 м) -20 -10 0 10 20 1000 0,87 0,76 0,65 0,53 0,43 750 0,84 0,71 0,59 0,48 0,39 500 0,78 0,64 0,51 0,41 0,33 Таблица показывает, что наибольшее влияние на величину влажноадиабатического градиента оказывает температура. Так, 92 при изменении температуры от -{-20° С до -20° С влажноадиа-батический градиент изменяется более чем в 2 раза. В то же время при изменении давления от 1000 мб до 500 мб влажно-адиабатический градиент уменьшается лишь примерно на 0,1 град/100 м. Поэтому когда происходит подъем влажной насыщенной частицы, то благодаря падению температуры в ней величина влажноадиабатического градиента возрастает и приближается к величине сухоадиабатичеокого (1°/100 м). Среднее значение влажноадиабатического градиента принимают равным р'а = 0,65 гряд/100 м. (Кривая, при помощи которой изображается изменение температуры при адиабатическом подъеме влажной насыщенной частицы выше уровня конденсации, называется влажной адиабатой. В целом кривая, изображающая адиабатический подъем влажной частицы воздуха, называется кривой состояния (см. рис. 39). § 3. ТЕРМИЧЕСКАЯ УСТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФЕРЫ Изменение температуры с высотой в атмосфере, окружающей поднимающуюся частицу воздуха, может отличаться от изменения температуры в самой поднимающейся частице. Характеристикой изменения температуры атмосферы с высотой служит, как мы уже указывали, вертикальный градиент температуры или вертикальный градиент стратификации р. Величина (- различна на разных высотах, а на одной и той же высоте изменяется со временем. Для дальнейшего изучения метеорологии большое значение имеет понятие термической устойчивости атмосферы. Для выяснения этого понятия выделим на каком-либо уровне частицу воздуха и заставим ее адиабатически смещаться вверх или вниз от этого уровня. Если после малого смещения с исходного уровня частица имеет тенденцию возвращаться на исходный уровень, то стратификация атмосферы называется устойчивой; если же частица после малого смещения в каком-либо направлении с исходного уровня имеет тенденцию и дальше смещаться в том же направлении, то стратификация атмосферы называется неустойчивой. Покажем, что устойчивость атмосферы определяется вертикальным градиентом температуры р. Возможны три принципиально различных случая: а) вертикальный градиент температуры больше сухоадиаба-тического ({->• ра); б) вертикальный градиент температуры равен сухоадиабати-ческому (р = ра); в) вертикальный градиент температуры меньше сухоадиаба-тического (Pj/J, а плотность (вес) частицы меньше плотности атмосферы. В воздухе (как и воде) на каждое тело дей- Сухая адиабата ствует согласно закону Архимеда \ у выталкивающая сила, направлен- Кривая ная вертикально вверх и по вели- стратисрикации чине равная весу вытесненного телом воздуха. Одновременно действует сила тяжести, направленная по вертикали вниз. В данном случае выталкивающая сила больше силы тяжести, ГС 4' *2 ^ *е так как вес вытесненного части- цей воздуха больше веса самой Рис. 40. Неустойчивая страти- частицы фикация (В > Ва) _ Под влиянием разности сил (выталкивающей и тяжести), направленной вверх, частица на уровне Н" будет иметь тенденцию смещаться дальше от исходного уровня Я0. Нетрудно видеть (см. рис. 40), что при смещении частицы вниз (на уровень Н'} ее температура (?.) оказывается ниже температуры окружающего воздуха (^). Под влиянием разности сил (тяжести и выталкивающей), направленной вниз, частица будет иметь тенденцию смещаться дальше от уровня Н0. Это означает, что стратификация атмосферы с вертикальным градиентом температуры больше сухоадиаб этического ({- > ра) является неустойчивой. При такой стратификации создаются благоприятные условия для вертикального движения частиц воздуха, для развития сильного турбулентного перемешивания и тепловой конвекции. Неустойчивая стратификация наблюдается, как правило, вблизи земной поверхности в летнюю половину года днем. При градиенте стратификации, равном сухоадиабатическому ($ = $й), ' температура поднимающейся частицы на каждом уровна равна температуре окружающей атмосферы (рис. 41). Благодаря этому на каждом уровне частица находится в равновесии с окружающей атмосферой. Такая стратификация атмосферы ((3 = Ра) называется сухобезразличной. В третьем случае (р << (За) температура воздуха падает с высотой медленнее, чем в поднимающейся частице. Согласно рис. 42 на уровне Н" частица оказывается холоднее окружающего воздуха (f.<^fe). Поэтому она имеет тенденцию возвращаться на исходный уровень. 94 Будучи смещена на нижний уровень Я', частица также имеет тенденцию возвращаться в исходное положение. Стратификация атмосферы с вертикальным градиентом температуры меньше сухоадиабатического называется сухо-устойчивой. В средней и верхней тропосфере, а также в нижней стратосфере стратификация, как правило, сухоустойчивая. Сухая адиабата. кривая тратисриксщии, Рис. 41. Сухобезразличная стратификация (р = ра) Кривая I \А стратификации. fe t[ С С Рис. 42. Сухоустойчивая стратификация (Р < ра) Если поднимается влажная насыщенная частица, как, напри- • мер, в облаках, то сравнивать вертикальный градиент стратификации нужно с влажноадиабатическим градиентом ф'й. При этом возможны также три случая стратификации; влажнонеустой-чивой (Р>Р'а), влажнобезразличной (Р = ^) и влажноустойчи-вой (р<р;). В нижней тропосфере (до 1-2 км) и особенно вблизи земной поверхности вертикальный градиент температуры колеблется в широких пределах. В средней и верхней тропосфере вертикальные градиенты температуры более устойчивы. Их значения в средней и верхней тропосфере близки к влажноадиабатиче-скому. Нередко наблюдаются значения вертикального градиента температуры, с одной стороны, меньше сухоадиабатического, а с другой - больше влажноадиабатического (Ра^Р^Ра)- Такая стратификация слоя будет сухоустойчивой (Р<Сра)) н° влажнонеустойчивой (Р>Р'а). Влажный насыщенный воздух, например в облаках, будет находиться при такой стратификации в неустойчивом состоянии. Это приводит к развитию сильного вертикального перемешивания и конвекции. Вертикальное перемешивание и конвекция в облаках служат причиной болтанки самолета, 95 § 4. ТЕМПЕРАТУРНЫЕ ИНВЕРСИИ В АТМОСФЕРЕ Температурной инверсией называется такое распределение температуры, когда температура с увеличением высоты возрастает. Слой, в котором наблюдается возрастание температуры с высотой, называется слоем инверсии. В слое инверсии вертикальный градиент температуры отрицателен: Р<0. Инверсионная стратификация является наиболее устойчивой формой стратификации, так как в этом слое Р<Ра. Слой с инверсионной стратификацией затрудняет развитие вертикальных движений воздуха и задерживает развитие конвекции, в связи с чем этот слой часто называют задерживающим слоем. Ниже будет показано, насколько велика роль температурных инверсий в формировании облачности и туманов. В настоящем параграфе мы познакомимся с типами температурных инверсий и условиями их образования. По условиям своего образования температурные инверсии (в дальнейшем мы их будем называть просто инверсиями) удобно разделить на три следующих типа: 1. Инверсии термического происхождения, подразделяющиеся в свою очередь на радиационные, адвективные и весенние. 2. Инверсии динамического происхождения, подразделяющиеся на инверсии сжатия или оседания и турбулентные инверсии. 3. Фронтальные инверсии (рассматриваются в § 1 главы VII). Инверсии термического происхождения а) Радиационные инверсии образуются вследствие радиационного выхолаживания подстилающей поверхности и прилегающего слоя воздуха. Радиационные инверсии подразделяются на приземные ночные, приземные зимние и надоблачные. Приземные радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности и прилегающего к ней слоя воздуха в ночное время суток. Наиболее сильно под влиянием излучения охлаждается земная поверхность (почва). Благодаря этому ночью самая низкая температура наблюдается на почве, а с высотою она возрастает, т. е. образуется инверсия. Радиационное выхолаживание земной поверхности наиболее значительно при безоблачной или малооблачной погоде. Путем турбулентного перемешивания и излучения слой воздуха, прилегающий к земной поверхности, тоже охлаждается; однако, если перемешивание происходит интенсивно, инверсия может и не образоваться. Поэтому наряду с безоблачной (малооблачной) погодой развитию приземной инверсии способствует слабый ветер, скорость которого не превышает 2-3 м/сек. Вертикальная мощность ночной радиационной инверсии колеблется в пределах от 10-15 м до нескольких десятков метров. Разность температуры на верхней и нижней границах инверсии составляет в среднем несколько градусов, достигая иногда 10-15°. Наибольшие вертикальные градиенты температуры по абсолютной величине наблюдаются в нижней части слоя инверсии. С восходом солнца земная поверхность начинает нагреваться, вследствие чего ночная инверсия разрушается. Зимние приземные инверсии образуются зимой, когда в течение длительного времени над каким-либо районом удерживается безоблачная или малооблачная погода со слабыми ветрами, что чаще всего наблюдается на общем фоне повышенного атмосферного давления над этим районом. Образование зимней радиационной инверсии происходит так же, как и ночной. Различие состоит лишь в том, что в условиях короткого зимнего дня покрытая снегом земная поверхность нагревается настолько незначительно, что это может привести лишь к некоторому ослаблению инверсии, но отнюдь не к ее уничтожению. Толщина зимних радиационных инверсий доходит до 1 км и более. Такая инверсия обычно распространяется от земли до высоты в несколько сотен метров, а при особо благоприятных условиях - до километра. Повышение температуры в слое инверсии достигает 15-20°. Зимние инверсии образуются над материковыми районами. Особенно характерны такие инверсии для Сибири и Арктики (где морская поверхность покрыта слоем льда и снега). Надоблачные радиационные инверсии образуются в слое воздуха, непосредственно прилегающем к верхней границе облачности. Причина образования инверсии заключается в радиационном охлаждении верхней поверхности облачности. Вертикальная мощность надоблачной инверсии незначительна, однако иногда путем фиксации надоблачной инверсии можно установить положение верхней границы облачности. б) Адвективные инверсии образуются при перемещении воздушной массы над холодной подстилающей поверхностью. В этом случае слой воздуха, прилегающий к земной поверхности, охлаждается за счет турбулентного теплообмена с последней. Адвективные инверсии в умеренных широтах наблюдаются преимущественно в холодную часть года, т. е. зимой, ранней весной и поздней осенью. Так, например, адвективные инверсии образуются зимой при вторжении на сильно выхоложенный материк сравнительно теплого и влажного воздуха с океана или осенью при вторжении в умеренные широты воздуха из субтропиков. Адвективные инверсии наблюдаются при сравнительно сильном ветре. в) Весенние или снежные инверсии являются частным случаем адвективных инверсий. В образовании их значительную роль играет затрата тепла на таяние снега. Температура тающего снега не превышает 0°, в то время как на высоте нескольких метров температура воздуха может достигать 10° выше нуля. 7 Л. 1. Матвеев, П. И. Смирнов У/ В умеренных широтах эти инверсии наблюдаются в начале весны, а в Арктике снежные инверсии характерны для теплого (для Арктики теплого) времени года вообще. Инверсии динамического происхождения Инверсии динамического происхождения образуются, как правило, в свободной атмосфере. Распространенным видом инверсии в свободной атмосфере являются инверсии оседания или сжатия. Эти инверсии образуются в результате адиабатического опускания воздуха в области повышенного давления (в антициклоне). Опускание воздуха в антициклоне происходит за счет горизонтального растекания воздуха в приземном слое антициклона от центра к периферии (см. § 8, гл. IV). Более полное объяснение образования инверсии оседания выходит за рамки настоящей книги, поэтому мы его не приводим. Инверсии оседания имеют большую горизонтальную протяженность и покрывают иногда значительную часть континентов или океанов. Эти инверсии чаще всего развиваются на высоте 1-2 км. В инверсионном слое наблюдается очень низкая относительная влажность (20-30%), причем резкое убывание влажности начинается на нижней границе инверсии. Инверсии оседания играют важную роль в формировании погоды над обширными географическими районами. ft км 05 t°C • Кривая стратификации до перемешивания "-----Кривая стратификации после перемешивания Рис. 43. Образование турбулентной инверсии 98 Кроме инверсий оседания, в атмосфере часто наблюдаются турбулентные инверсии и инверсии трения. Турбулентные инверсии возникают на высоте нескольких сотен метров над земной поверхностью, а именно, на той высоте, до которой практически сказывается (вследствие вертикального перемешивания воздуха) воздействие земной поверхности 1. Образование инверсии трения приближенно может быть объяснено следующим образом. Вследствие вертикального перемешивания в слое трения в нижней части этого слоя температура несколько повышается, а в верхней - несколько понижается, причем устанавливается стратификация, близкая к адиабатической, и кривая стратификации из положения а переходит в положение б (рис. 43). В результате этого над уровнем трения образуется инверсия (отрезок АВ). Толщина таких инверсий обычно незначительна - всего несколько десятков метров. 1 Эта высота называется уровнем трения, а слой воздуха, заключенный между земной поверхностью и этой высотой, слоем трения. 7* ГЛАВА IV ВОЗДУШНЫЕ ТЕЧЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ Для авиации большой практический интерес представляет вопрос о воздушных течениях на разных высотах в атмосфере. Изучению атмосферных движений посвящены труды академиков Н. Е. Кочина, А. Н. Колмогорова, А. А. Дородницына, профессоров А. М. Обухова, Е. Н. Блиновой, И. А. Кибеля и др. Движение воздуха порождается действующими в атмосфере силами. В предыдущих главах мы уже рассмотрели некоторые из них (силу тяжести, вертикальный градиент давления, выталкивающую силу). Но все эти силы действуют в вертикальном направлении, поэтому они не могут привести в движение воздух в горизонтальном направлении, которое является преобладающим для перемещений в атмосфере. То, что принято называть ветром, представляет собой горизонтальное движение воздуха относительно земной поверхности. Для того чтобы воздух пришел в движение в горизонтальном направлении, необходимо, чтобы появилась неуравновешенная горизонтальная сила. Такой силой, приводящей к возникновению движения воздуха, является горизонтальный градиент давления или барический градиент. В свою очередь, горизонтальный градиент давления появляется там, где давление воздуха изменяется в горизонтальном направлении, в частности вдоль поверхности уровня моря. После, того, как движение под действием барического градиента возникло, появляются новые силы, такие, как отклоняющая сила вращения Земли, сила трения, центробежная сила. Все эти силы и возникающие под их действием движения и рассматриваются в этой главе. § 1. ГОРИЗОНТАЛЬНЫЙ ГРАДИЕНТ ДАВЛЕНИЯ Как показывают карты погоды, давление на уровне моря и на любом другом уровне не остается постоянным по горизонтали, а изменяется. Об изменении давления по горизонтали можно судить по густоте изобар: чем гуще изобары, тем быстрее изме- 100 няется давление в горизонтальном направлении, перпендикулярном изобарам. Поставим перед собой задачу: найти результирующую всех сил давления, действующих по горизонтали на единичный объем воздуха. Заметим, что в атмосфере на любую площадку действует сила давления, направленная по нормали к площадке, независимо от того, как эта площадка ориенти- J / рована. * - t Для решения по- /\ * ставленной задачи выделим в атмосфере не- _____ большой объем воздуха, имеющий форму ----параллелепипеда (рис. 44) . Одну из сторон его расположим параллель-но изобарам. Силы давления на боковые стороны, перпендику- лярные изобарам, равны по величине и направлены в противоположные стороны. Они взаимно уравновешиваются. Но на стороны, параллельные изобарам, действуют разные силы давления. Со стороны высокого давления действует большая сила давления. Сила давления на переднюю сторону согласно рис. 44 по величине равна рДб'АЯ, а на заднюю - - (р 4- А/?) А5ДЯ, где Д<У и А// - длина и высота параллелепипеда. Действуют эти силы в противоположные стороны. Разность этих двух сил давления р ASA// - (р -|- A/?) A"SA// = - A^ASA// направлена в сторону низкого давления. Если эту разность разделить на величину объема параллелепипеда, то мы получим результирующую силу давления, которая действует на единицу объема воздуха (1 еж3) Рис. 44. Схема, поясняющая направление действия сил давления на элементарный объем воздуха __ _ Ал * где Ал - ширина основания параллелепипеда, равная расстоянию между изобарами р и р -J- А/?. Эта результирующая сила давления, действующая на единичный объем воздуха в горизонтальном направлении, называется горизонтальным градиентом давления, или барическим градиентом. Барический градиент давления направлен по нормали к изобаре от высокого давления к низкому, а его величина равна .*?. Дл 101 Барический градиент характеризует падение давления на единицу расстояния в направлении, перпендикулярном изобаре. Рассчитывают барический градиент давления в мб на 100 км расстояния, а также в мб на длину дуги одного градуса меридиана (111 км). Так как изобары на синоптических картах проводятся через 5 мб, то разность давлений А/; = -5 мб. Поэтому формула для барического градиента давления принимает вид 0 = -^ Дл ' где А п-расстояние между двумя соседними изобарами, проведенными через 5 мб. Из этой формулы следует, что барический градиент тем больше, чем меньше расстояние между изобарами. Обычно наблюдающиеся значения барического градиента заключены в пределах от 1 до 5 жб/100 км; при этом они больше в циклоне, чем в антициклоне. Барический градиент в циклоне направлен к центру, а в антициклоне - от центра к периферии. Разность сил давления на нижнее и верхнее основания (вертикальный градиент давления) направлена по вертикали вверх. Эта разность уравновешивается силой тяжести (основное уравнение статики). Барический же градиент давления не уравновешивается никакой другой силой. Под его влиянием объем воздуха приходит в движение - возникает ветер. Барический градиент давления является важнейшей силой, приводящей к возникновению атмосферных движений. Барический градиент и ветер возникают, в первую очередь, под влиянием изменения температуры воздуха по горизонтали. В статике было выяснено, что в холодной воздушной массе давление падает с высотой быстрее, чем в теплой массе. Поэтому на определенной высоте давление в холодной массе оказывается ниже, чем в теплой, т. е. возникает барический градиент, направленный от теплой массы к холодной. Наблюдения показывают, что в средней и верхней тропосфере действительно преобладает направление барического градиента от теплой массы к холодной. § 2. ОТКЛОНЯЮЩАЯ СИЛА ВРАЩЕНИЯ ЗЕМЛИ Ветер - это движение воздуха относительно поверхности вращающейся Земли. Атмосфера также участвует во вращательном движении Земли. Суточное вращение Земли оказывает существенное влияние на движение атмосферы, 102 Для того чтобы представить себе влияние суточного вращения Земли на движение атмосферы, рассмотрим вращение диска вокруг центра О против часовой стрелки. Пусть из центра диска в направлении наблюдателя А (рис. 45), находящегося на вращающемся диске, выпущено с определенной скоростью тело (например, пуля). Если на тело никакие силы не действуют, то оно по инерции полетит в точку В, где находится не участвующий во вращении диска наблюдатель. По отношению к неподвижному наблюдателю В траектория тела представляет ,/ А \ " прямую линию ОБ. С его точки зрения ' на тело никакие силы не действовали, а перемещалось оно с постоянной скоростью по инерции. Но совершенно другое представление о движении тела будет по отноше-нию к наблюдателю Л участвующему рис 45 Схема ния во вращении диска. Наблюдатель в диска) поясняющая появле-центре диска О, сообщивший телу ско- ние кориолисовой силы рость по направлению к точке А, рассчитывал, что оно окажется именно в этой точке. Но за время, в течение которого тело проходит путь от центра диска до точки А, эта точка сместилась в положение А1. Наблюдателю в точке О, не замечающему вращения диска, будет казаться, что тело отклонилось от своего прямолинейного пути вправо на отрезок А1А. Траектория движения тела по отношению к вращающемуся диску изобразится в виде сплошной кривой (см. рис. 45). Наблюдатель в точке О заключит, что отклонение тела от прямолинейного пути произошло под влиянием некоторой силы. Эта сила и носит название отклоняющей силы вращения, или кориолисовой силы. Хотя эта сила и кажущаяся (для наблюдателя, находящегося в точке -3, ее не существует), но для наблюдателей, участвующих во вращении диска, эта сила вполне реальна. Под влиянием отклоняющей силы вращения происходит изменение направления относительного движения. Нетрудно видеть, что при вращении диска против часовой стрелки отклоняющая сила направлена вправо от направления движения и что отклонение тела вправо происходит при любом направлении движения. Пусть, например, телу (пуле) сообщена скорость в направлении из С в D (см. рис. 45). Пока тело движется по прямой из С в D, наблюдатель переместится из С в С1 и увидит мишень в направлении С1/)1. Так как тело в это время будет находиться в точке D, вращающийся наблюдатель сделает вывод о том, что на тело подействовала сила, отклонившая его вправо. Применительно к Земле приведенные простые рассуждения строго справедливы только для полюсов. В других точках Земли отклоняющая сила имеет две составляющие: горизонтальную и 103 вертикальную. Наибольшее значение имеет горизонтальная составляющая, которую часто и называют отклоняющей силой вращения Земли, или кориолисовой силой. Отклоняющая сила вращения Земли направлена под прямым -> углом к вектору скорости ветра (U) вправо от направления движения - в северном полушарии и влево - в южном (рис. 46, а). а 6 Рис. 46. Направление действия отклоняющей силы вращения Земли а, центробежной силы б и силы поверхностного трения в Величина отклоняющей силы- вращения Земли, действующей на единичный объем (1 л*3), равна где о)=7,29 Ю~5 сек."1 - угловая скорость вращения Земли; <р - географическая широта; р - плотность воздуха; U - скорость ветра. При одной и той же скорости ветра величина отклоняющей силы уменьшается с приближением к экватору. На экваторе при горизонтальном движении кориолисова сила (ее горизонтальная составляющая) обращается в нуль. § 3. ЦЕНТРОБЕЖНАЯ СИЛА И СИЛА ТРЕНИЯ Если частица воздуха перемещается по криволинейной траектории, то на нее, кроме силы барического градиента и отклоняющей силы вращения Земли, действует центробежная сила. В простейшем случае движения воздуха по окружности радиусом г величина центробежной силы, действующей на единичный объем воздуха (1 ж3), равна Центробежная сила всегда направлена вдоль радиуса окружности, от центра (рис. 46,6). 104 Сила трения возникает в результате взаимодействия воздушного потока с твердыми и жидкими поверхностями и одних частей потока с другими. Реальные твердые поверхности всегда шероховаты, т. е. на них имеются такие неровности (шероховатости), с которыми молекулы воздуха сталкиваются и теряют скорость поступательного движения. Благодаря этому скорость поступательного движения воздуха непосредственно на неподвижной твердой поверхности обращается в нуль. Это явление носит название прилипания. Прилипание можно рассматривать как результат действия некоторой силы со стороны поверхности на воздушный поток. Эта сила называется силой поверхностного трения. -> Сила поверхностного трения (R) направлена в сторону, противоположную направлению движения воздуха (рис. 46, в). Величина ее зависит от размеров шероховатостей, скорости движения воздуха и его термической устойчивости. Шероховатостями на земной поверхности являются: кусты, деревья, растительный покров, здания, выступы почвы и др. Водная поверхность благодаря волнению также не является гладкой. Трение между различными частями воздушного потока возникает тогда, когда они перемещаются с различной скоростью или по величине, или по направлению. Опыты с подкрашенной струей, выпускаемой в поток жидкости, наблюдения за распространением дыма в воздухе показывают, что характер движения жидкостей и газов может быть различным. В одних случаях подкрашенная струя жидкости или дыма сохраняет отчетливую форму на большом расстоянии, в других, наоборот, сразу же размывается, окрашивая или за-дымляя соседние объемы жидкости или газа. Первый вид движения, при котором частицы жидкости или газа перемещаются по отчетливо видимым траекториям, представляющим собой плавные, лишь слегка изменяющиеся со временем кривые, называется ламинарным. При ламинарном режиме течения взаимодействие между различными частями потока осуществляется лишь благодаря тепловому движению молекул воздуха. Возникающие при этом силы взаимодействия называются силами молекулярного трения. В атмосфере преобладает второй вид движения - с хаотически переплетенными и быстро изменяющимися во времени траекториями, с поперечными и даже попятными по отношению к общему движению перемещениями отдельных небольших объемов воздуха. Такое неупорядоченное, хаотическое движение жидкостей и газов называется турбулентным. При турбулентном движении происходит интенсивный обмен и.взаимодействие между различными частями потока. Часть потока, имеющая большую скорость движения, увлекает более медленно дви- 105 жущиеся части. Возникающие при турбулентном перемешивании силы воздействия называются силами турбулентного трения. Эти силы тем больше, чем больше разность скоростей между различными частями потока и чем интенсивнее турбулентный обмен. Интенсивность турбулентного обмена зависит от термической устойчивости атмосферы и величины средней скорости движения. С увеличением термической неустойчивости и скорости ветра возрастает и интенсивность турбулентного обмена. При турбулентном характере движения наблюдается сильная порывистость ветра: вектор скорости ветра резко изменяется во времени как по величине, так и по направлению, или, как говорят, пульсирует. Для характеристики общего переноса (перемещения) воздушной массы вводится понятие средней скорости ветра за определенный промежуток времени, обычно 1 минуту. Средняя скорость более устойчива во времени. Когда в метеорологии говорят о скорости ветра, то имеют в виду именно среднюю, а не мгновенную скорость. В предыдущих и последующих формулах под U имеется в виду также средняя скорость ветра, которая измеряется при помощи метеорологических и аэрологических приборов. Этот же средний ветер используется при аэронавигационных расчетах. § 4. ГРАДИЕНТНЫЙ ВЕТЕР Силы поверхностного и турбулентного трения оказывают существенное влияние на движение воздуха лишь в нижнем слое, прилегающем к земной поверхности. Высота этого слоя, называемого слоем трения, зависит от шероховатости земной поверхности, термической устойчивости и скорости ветра. С увеличением шероховатости (высоты неровностей земной поверхности), термической неустойчивости и скорости ветра высота слоя трения возрастает. Для средних условий высоту слоя трения принимают равной 1 км. Выше этого уровня роль сил трения мала по сравнению с барическим градиентом давления и отклоняющей силой вращения Земли. Рассмотрим движение воздуха при отсутствии сил трения в прямолинейных изобарах. Выделим на каком-либо уровне в атмосфере, выше слоя трения, единичный объем воздуха (рис. 47). Под влиянием силы -> барического градиента G выделенный объем воздуха получит ускорение н начнет перемещаться (согласно второму закону Ньютона) перпендикулярно изобарам в сторону низкого давле- -> ния. Но как только объем воздуха приобретет скорость UQ, на 106 него начнет действовать под прямым углом к скорости движения отклоняющая сила вращения Земли. Под влиянием этой силы объем воздуха отклонится вправо (в северном полушарии) от направления первоначального движения (скорости С/-., С/2...)- И так бУдет продолжаться до тех пор, пока сила барического градиента не будет уравновешена отклоняющей силой вращения Земли. н 995 -ЮОО в Рис. 47. Установление движения в атмосфере. Градиентный ветер Равновесие между этими двумя силами наступит тогда, когда движение воздуха будет происходить вдоль изобар, оставляя низкое давление в северном полушарии слева, а в южном - справа (рис. 48). Такое установившееся горизонтальное движе- сз -995 -ЕИ -юоо к 6 -995 К Северное полушарие Южное полушарие Рис. 48. Равновесие сил при градиентном движении ние воздуха при отсутствии сил трения носит название градиентного ветра. При градиентном движении в прямолинейных изобарах сила барического градиента---- уравновешивается отклоняющей силой вращения Земли, т. е. получается равенство K=G или 2 CD sin y?Ug = -д^-. Из последнего соотношения получаем формулу для величины градиентного ветра 1 Д/т 2 о) sin Результирующая сила трения (R) вблизи земной поверхности имеет направление, близкое к противоположному направлению -> скорости ветра (U0). Барический градиент (G) от скорости ветра не зависит и на- -> правлен по нормали к изобарам. Отклоняющая сила (/() всегда направлена под прямым углом к скорости ветра. При установившемся движении (скорость ветра не изменяется во времени) ->->-> между силами G, К, и R должно существовать равновесие, т. е. -> •> векторная (геометрическая) сумма сил /( и R должна быть ->• равна по величине G и противоположна по направлению. На рис. 50 видно, что такое равновесие может быть достигнуто -> только в том случае, когда вектор скорости ветра (U0) отклонен от изобары (градиентного ветра) в сторону низкого давления. Угол между изобарой и вектором скорости ветра называется углом отклонения. Его величина зависит от результи- -> рующей силы трения, чем больше R, тем больше угол отклонения По этой причине угол отклонения над сушей больше, чем над морем. На суше угол отклонения в среднем составляет 35-45°, на море - 25-35°. С увеличением высоты результирующая .сила трения ослабевает. Благодаря этому ветер с увеличением высоты увеличивает скорость и под влиянием отклоняющей силы поворачивает вправо, приближаясь к градиентному. Точный расчет показывает, что вблизи земной поверхности (до высоты 50-100 м) быстро возрастает величина скорости ветра (примерно как логарифм высоты) и сравнительно мало изменяется угол отклонения (на 2-5°) 1Выше величина скорости ветра изменяется медленнее, а угол отклонения быстрее. Если векторы скорости ветра на разных высотах спроектировать на одну и ту же плоскость, то мы получим картину, изображенную на рис. 50. На каждом более высоком уровне вектор скорости ветра больше по величине и ближе по направлению к градиентному ветру. Это значит, что в слое трения наблюдается правое вращение (на каждом следующем уровне вектор ветра отклонен вправо от вектора ветра на более низком уровне) и возрастание величины скорости ветра с увеличением высоты (северное полушарие). Вблизи земной поверхности (например, на уровне флюгера) ветер дует так, что если встать лицом по направлению ветра, то низкое давление (Я) остается слева и несколько впереди, а высокое давление (В) - справа и немного позади. Это правило ПО позволяет по наблюдениям за ветром (по флюгеру) составить представление о распределении давления в горизонтальной плоскости при отсутствии синоптической карты. Имея же карту изобар, можно, опираясь на это правило, сказать, каково направление ветра на разных станциях вблизи земной поверхности. § 6. СУТОЧНЫЙ ХОД СКОРОСТИ И НАПРАВЛЕНИЯ ВЕТРА. БРИЗЫ, ГОРНО-ДОЛИННЫЕ ВЕТРЫ В слое трения наблюдается хорошо выраженный суточный ход скорости и направления ветра. Днем скорость вблизи земной поверхности больше, чем ночью. Днем с увеличением термической неустойчивости и турбулентного обмена усиливается взаимодействие нижних и верхних слоев воздуха, усиливается приток в нижние слои быстро движущихся частиц с верхних уровней, а в верхние слои - медленно движущихся частиц с нижних уровней. Поэтому скорость ветра днем в нижнем слое (до высоты 100-150 м) возрастает, а в верхнем слое (.от 100-150 м до 1 -1,5 км)-уменьшается по сравнению со скоростью ветра ночью. Амплитуда суточного хода скорости ветра в умеренных широтах составляет 3-5 м/сек. Угол отклонения в нижнем слое меньше днем, чем ночью, а в верхнем - наоборот. Такой суточный ход скорости и направления ветра наблюдается над однородной земной поверхностью. Он бывает хорошо выражен при установившейся безоблачной погоде. Над неоднородной земной поверхностью суточные колебания скорости и направления ветра значительно резче выражены. Рассмотрим, например, суточный ход ветра на станции, расположенной на берегу моря или большого озера. Днем после восхода солнца суша нагревается значительно быстрее, чем море. Под влиянием интенсивного нагревания на суше в утренние часы возникают восходящие вертикальные движения 1. Отток воздуха из приземного слоя в верхние слои компенсируется притоком воздуха с моря на сушу 2, т. е. возникает ветер, который носит название дневного бриза (рис. 51). В верхнем слое (от 200 м до 1 -1,5 км) возникает движение воздуха с суши на море 3, а над морем - нисходящие течения 4. Такая замкнутая циркуляция воздуха, называемая бризовой, Рис. 51. Брйзовая "циркуляция^ днем: ' СОХраНЯеТСЯ В Течение ВСеГО /-восходящее движение воздуха; 2-приток 7ШЯ ВгЛУбь ГУТТТИ и мппа в°-ДУха с М°Р*; 3-движение воздуха с суши ДНЯ. ГНЛуиъ суШИ И МОрЯ на море; 4 - нисходящее движение ш Суша бризовая циркуляция распространяется в зависимости от разности температур между сушей и водоемом на 10-20 км (иногда до 100 км). Скорость морского бриза составляет 3-5 м/сек. Ночью благодаря сильному выхолаживанию суши циркуляция изменяется на противоположную дневной: в приземном слое дует ветер с суши на море (ночной бриз), в верхнем слое - с моря на сушу. 6 низких, тропических широтах бризовая циркуляция наблюдается круглый год, в умеренных и высоких широтах - только летом. Горно-долинным ветром называется ветер, также имеющий суточную периодичность; днем такой ветер дует из долины вдоль склона горы, ночью- со склона горы на долину. Причиной возникновения горно-долинных ветров является различие в условиях нагревания и охлаждения гор и долин: днем более сильно нагреваются склоны гор, ночью выше температура долины и воздуха над ней. Бризовая и горно-долинная циркуляция более развиты и распространяются до большей высоты при неустойчивой стратификации, чем при устойчивой. Детальное исследование бризовой и горно-долинной циркуляции произведено Е. С. Селезневой, А. X. Хргианом ((Кавказ) и П. А. Воронцовым (Черное море). Теория бризовой и горно-долинной циркуляции разработана академиком А. А. Дородницыным и А. С. Мониным, а теория суточного хода скорости ветра над однородной поверхностью - одним из авторов книги. Слабо выраженная циркуляция воздуха возникает также над любой другой неоднородной земной поверхностью: между лесом и полем, над озерами, долинами рек, городами и др. Местная циркуляция оказывает влияние на полет самолета. Так, например, при переходе с суши на море днем самолет теряет высоту, а ночью набирает. Особенно сильные восходящие и нисходящие течения наблюдаются в горах, где они достигают нескольких м/сек. § 7. ИЗМЕНЕНИЕ СКОРОСТИ ВЕТРА С ВЫСОТОЙ 1В СВОБОДНОЙ АТМОСФЕРЕ В слое трения (до высоты 1 -1,5 км) ветер изменяется с высотой в основном под влиянием земной поверхности и турбулентного обмена. Слой атмосферы выше слоя трения носит название свободной атмосферы. В свободной атмосфере ветер также изменяется с высотой и по величине и по направлению. Но основную роль в изменении ветра с высотой в свободной атмосфере играют не силы трения, а изменение барического градиента с высотой под влиянием температурной неоднородности воздушных масс по горизонтали (горизонтального градиента температуры). 112 Рассмотрим следующий простой случай. Пусть на высоте 1 км барический градиент отсутствует. Это значит, что на этой высоте изобарическая поверхность (например, 900 мб) совпадает с уровенной поверхностью, а ветер обращается в нуль. Но в то же время пусть температура столба воздуха над точкой А выше температуры столба воздуха над точкой В (рис. 52). Это означает, что выше 1 км существует горизонтальный градиент температуры Г, направленный от А к В. Давление падает с высо- ----* -4----|--.---3 км 7/0 70S 700 В (Т) Рис. 52. Изменение барического градиента с высотой той быстрее в холодной массе, чем в теплой. Это приводит к тому, что, например, изобарическая поверхность 800 мб будет располагаться над точкой А выше, чем над точкой В: чтобы давление упало на 100 мб, нужно подняться в теплой массе выше, чем в холодной. Наклон изобарических поверхностей в сторону холодной массы с высотой будет увеличиваться. Появление наклона изобарических поверхностей приводит к тому, что на любом уровне выше 1 км, например на уровне 3 км, появляется барический градиент, направленный от теплой массы к холодной. В нижней части рис. 52 приведено распределение давления в горизонтальной плоскости на уровне 3 км. Изобары на этом рисунке представляют линии пересечения изобарических Ь Л. I. Матвеев, П. И. 113 поверхностей с уроненной поверхностью. Следует обратить внимание на то, что изобарические поверхности опускаются в атмосфере в сторону низкого (Н) давления и приподнимаются в сторону высокого (В) давления. Появление барического градиента на уровнях выше 1 км приводит к возникновению движения воздуха на этих уровнях, которое после установления будет градиентным: ветер дует вдоль изобар. Так как наклон изобарических поверхностей с высотой увеличивается, то величина градиентного ветра растет с высотой. Таким образом, наличие горизонтального градиента температуры приводит к изменению барического градиента и градиентного ветра. Нетрудно видеть, что приращение градиентного ветра (MJg) направлено по перпендикуляру к горизонтальному -> градиенту температуры (Г), причем область холода остается слева, а область тепла - справа от направления движения воздуха. Для расчета приращения величины градиентного ветра теория, развитая выдающимся метеорологом С. И. Троицким, дает следующую формулу: Ш -=-• gA// Г *--*\_/ ff ----- О . 'i-ч Л . S 2 cosm у Гт ' где Д// - разность высот между исходным уровнем (в нашем примере 1 км) и тем уровнем, где рассчитывается приращение ветра; Г-горизонтальный градиент средней температуры в слое от одного уровня до другого; Тт - средняя температура в этом слое. В общем случае, когда на исходном уровне (1 км) градиентный ветер не обращается в нуль, ветер на любом другом уровне в свободной атмосфере представляет собой векторную сумму •-> -*• ветра на исходном уровне (Ug()) и приращения ветра 'Приращение ветра направлено под прямым углом к среднему горизонтальному градиенту температуры, т. е. вдоль средних изобар, а величина его рассчитывается по приведенной выше формуле. Практический интерес представляют следующие два принципиально различных случая. В первом случае (рис. 53) горизонтальный градиент темпе- -> ратуры (Г) отклонен вправо от барического градиента на исходном уровне (G0). В этом случае общий перенос воздушной массы происходит из области тепла (Т) в область холода (X). Это значит, что в каждую точку пространства в этом случае прихо- 114 дят частицы с более высокой температурой. Такой горизонтальный перенос воздушной массы называют адвекцией тепла. --> Вектор скорости ветра (Ug) в этом случае с увеличением высоты, как показывает рис. 53, поворачивает вправо, приближаясь по направлению к изотерме (пунктирные линии на рис. 53). (X) Рис. 53. Правый поворот ветра в свободной атмосфере. Адвекция тепла Во втором случае (рис. 54) изотермы отклонены влево от изобар.! Вектор скорости ветра (Ug) с увеличением высоты поворачивает влево, также приближаясь по направлению к изотермам средней температуры слоя. При этом общий перенос воздушной массы происходит из области холода (X) в область тепла (Т), т. е. имеет место адвекция холода. Справедливо, таким образом, следующее правило: с правым поворотом скорости ветра выше слоя трения связана адвекция тепла, с левым поворотом - адвекция холода. При движении циклонов и антициклонов с западно-восточной составляющей адвекция тепла и правый поворот ветра с высотой обычно наблюдаются в передней (восточной) части циклона и тыловой (западной) части антициклона; адвекция холода и левый поворот ветра - в тыловой (западной) части циклона и передней (восточной) части антициклона. 1 За положительное направление всех изолиний (изобар, изотерм и др.) принимается такое направление, встав по которому низкие значения величин наблюдаются слева, а высокие - справа. 8* 115 Часто в одних слоях атмосферы наблюдается левый поворот, а в других слоях - правый. При этом возможны два принципиально различных случая. В первом случае в нижнем слое (например, от 1 до 5 км) наблюдаются правый поворот и адвекция тепла, а в вышележащем слое (например, от 5 до 9 км) - левый поворот и адвекция (Т) Рис. 54. Левый поворот ветра в свободной атмосфере. Адвекция холода холода (рис. 55). Такое распределение адвекции по высоте приводит к изменению кривой стратификации во времени. Нетрудно видеть, что под влиянием адвекции тепла в нижнем слое (от 1 до 5 км) происходит потепление, а в верхнем под влиянием адвекции холода происходит похолодание. В целом стратификация тропосферы в этом случае становится со временем более неустойчивой (вертикальный градиент температуры увеличивается со временем). Такой разворот кривой стратификации .приводит к образованию "учеводождевой облачности. Во втором случае в нижнем слое наблюдаются левый поворот ветра и адвекция холода, а- в верхнем - правый поворот ветра и адвекция тепла (рис. 56). 'Кривая стратификации в этом случае поворачивается в сторону большей устойчивости (вертикальный градиент температуры уменьшается). Эти признаки изменения кривой стратификации имеют большое значение для прогноза на короткие сроки (6-12 час.). >Кроме важных выводов о связи поворота скорости ветра с характером адвекции, эта теория позволяет сделать заключение о господствующих ветрах на разных высотах в атмосфере. 116 Нкм W 9 8 7 Б 5 k 3 2 I ь°с ------Кривая стратификации. В последующие моменты времена Рис. 55. Изменение кривой стратификации во времени при адвекции тепла в нижнем слое и адвекции холода - в верхнем t°c 1 Кривая стратификации В начальный, момент Кривая стратификации в последующие моменты Рис. 56. Изменение кривой стратификации во времени при адвекции холода в нижнем слое и адвекции тепла - в верхнем 17 100 _, 80 I6" о -О В тропосфере средний горизонтальный градиент температуры направлен от низких широт к высоким. Благодаря этому в тропосфере с высотой усиливается западная составляющая скорости ветра, а направление ветра приближается к западному. Наблюдения за ветром показывают, что в средней и верхней тропосфере, действительно, преобладает ветер западного направления, усиливающийся с высотой. 120' - На рис. 57 приведено распределение средней скорости ветра с высотой в тропосфере и стратосфере (по С. С. Ключареву). Максимальные значения скорости ветра наблюдаются вблизи уровня тропо-/ паузы. Скорость ветра вблизи уровня тро- / попаузы может достигать 60-80 м!сек. s Выше тропопаузы горизонтальный гра- диент температуры, как было указано 20 (^ в предыдущей главе, направлен в среднем от высоких широт к низким. о "/Q 20 30 w so ^° этой пРичине в нижней стратосфе- ре ветер, оставаясь западным по направ-Скорость(м/сек) лению, по величине убывает. Наимень-_, ^ шие значения скорости ветра наблюдают- Рис. 57. Распределение пыггт- 94-ЯП км RMUTP =rmrn средней скорости ветра СЯ на высоте *b-6U KM. Ьыше ЭТОГО с высотой в тропосфере Уровня, в средней и верхней стратосфере, и стратосфере (по преобладающим ветром над всем полуша- С. С. Ключареву) рием является восточный ветер. До высоты 25-30 км основным методом измерения скорости и направления ветра служит метод измерения при помощи шаров-пилотов. При отсутствии данных, полученных путем непосредственных измерений, ветер на высотах определяется при помощи карт барической топографии. На высотах от 30 до 125 км данных о ветре сравнительно немного; получены они путем наблюдений за следами метеоритов и наблюдением за серебристыми облаками. Эти наблюдения показывают, что в средней и верхней стратосфере скорость ветра может достигать 100-120 м/сек (360-430 км/час). Выше'80-90 км преобладающим ветром является опять западный ветер. Данные о движении атмосферы выше 125 км в настоящее время отсутствуют. Приведенные данные о ветре относятся к умеренным широтам. В экваториальной области в пределах всей тропосферы и стратосферы преобладают восточные ветры. § 8. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ На огромную роль вертикальных движений в атмосфере указал более 200 лет назад основоположник отечественной метеорологии М. В. Ломоносов, В последние десятилетия вертикальные 118 Вертикальный, разрез по АВ Горизонтальная 1000 плоско шь Вертикальный, разрез по АВ А - Горизонтальная плоскость Рис. 58. Схема траекторий воздушных частиц и вертикальных движений: а - в циклоне; 6 - в антициклоне 119 движения изучались учеными М. Е. Швецом, А. Ф. Дюбюком, Н. И. Булеевым, Г. И. Морским и др. В слое трения скорость ветра по направлению всегда отклонена от изобары в сторону низкого давления. Это значит, что вблизи земной поверхности и во всем слое трения в циклоне ветер отклонен от изобары по направлению к центру, а в антициклоне - от центра. Схемы воздушных течений в циклоне и антициклоне представлены на рис. 58. В слое трения траектории воздушных частиц в циклоне представляют собой сходящиеся к центру (см. рис. 58, а), а в антициклоне расходящиеся от центра (см. рис. 58, б) спиралеобразные кривые. Сходимость воздушных течений и приток массы воздуха к центральной части циклона в горизонтальной плоскости приводят к оттоку воздуха из слоя трения в вышележащие слои, т. е. к возникновению восходящих воздушных течений над циклоном. Над антициклоном, наоборот, под влиянием расходимости воздушных течений и оттока массы воздуха по горизонтали возникают нисходящие вертикальные движения. Восходящие движения (подъем) воздуха приводят, как это было выяснено в главе III, к охлаждению воздуха и образованию облачности, а нисходящие движения - к нагреванию воздуха и размыванию облачности. Повседневный опыт убеждает нас в том, что в целом в области циклона преобладает облачная, а в антициклоне, особенно летом, - безоблачная погода. Зимой и в антициклонах часто наблюдаются слоистые и слоистокучевые облака, которые образуются под задерживающими слоями (инверсии) в результате радиационного выхолаживания. Под влиянием порождаемой силами трения сходимости воздушных течений восходящие движения возникают также и в области ложбин, а под влиянием расходимости - нисходящие движения в области гребней. Возникающие под влиянием сходимости и расходимости воздушных течений вертикальные движения имеют скорость порядка нескольких сантиметров в секунду. Эти вертикальные движения имеют упорядоченный характер и горизонтальную протяженность в несколько сотен и даже тысяч километров. Вертикальные движения в мощных кучевых и кучеводожде-вых облаках могут достигать скорости в несколько метров в секунду и даже десятков метров в секунду (до 30-40 м/сек). Основной причиной возникновения таких мощных вертикальных движений является неустойчивая термическая стратификация атмосферы. Мощные вертикальные движения в облаках и вне облаков носят, как правило, неупорядоченный характер в том смысле, что 120 зоны сильных восходящих движений сменяются зонами нисходящих движений. Такие вертикальные движения носят название конвективных (конвекция). В мощных кучевых и кучеводождевых облаках восходящие движения преобладают в центральной и передней части, а нисходящие - на периферии и в тыловой части облака. Но следует иметь в виду, что и в центральной части облака происходит чередование восходящих • струй с нисходящими. Конвективные вертикальные движения и турбулентное перемешивание служат основной причиной болтанки самолета. Горизонтальная протяженность областей с конвективными вертикальными движениями значительно меньше областей с упорядоченными вертикаль- Наветренная сторона Рис. 59. Схема обтекания холма воздушным потоком Подветреннця сторона ными движениями. Она колеблется в пределах от нескольких километров до десятков километров. Большое влияние на воздушные течения оказывает рельеф местности. Это влияние очень многообразно. На наветренном склоне горы, холма или возвышенности наблюдается восходящее движение, а на подветренном - нисходящее (рис. 59). По закону сохранения массы скорость на вершине горы больше, чем у основания. Благодаря этому давление на одной и той же горизонтали над вершиной будет меньше, чем над склонами (следствие закона Бернулли). Под влиянием этой разности давлений поток на наветренной стороне будет ускоряться, а на подветренной - затормаживаться. Так как вблизи земной поверхности ветер сильно ослаблен трением (прилипание), то под влиянием перепада давлений на подветренной стороне может возникнуть движение в обратном направлении. Так возникает на подветренной стороне завихренность воздушного потока (см. рис. 59). Отдельные вихри отрываются от земной поверхности и уносятся общим потоком. " Завихренность потока образуется также с подветренной стороны лесной полосы. Наблюдения показывают, что возмущающее влияние леса, холмов и возвышенностей распространяется в направлении' потока на расстояние, превышающее высоту возмущения в 30-40 раз. Скорость восходящего и нисходящего движения в горах достигает большой величины: от нескольких метров в секунду до 15-20 м/сек. В таких случаях на подветренной стороне горы самолет сильно бросает вниз. При полете в горах необходимо иметь достаточный запас высоты над вершинами гор. При обтекании отдельного холма подъем воздуха и усиление ветра на вершине холма происходит только при сильных ветрах. т При слабых и умеренных ветрах воздушный поток обтекает холм с боков, изменяя свое направление в горизонтальной плоскости. Восходящее движение воздуха возникает также при переходе воздуха с водной поверхности на сушу. Теоретически вопрос обтекания возвышенности воздушным потоком был изучен акад. Н. Е. Кочиным и акад. А. А. Дородницыным. Из работ А. А. Дородницына следует, что возмущающее влияние гор, возвышенностей и других неровностей земной поверхности распространяется до больших высот (5-7 км). При обтекании неровности возникает система волн с чередованием слоев с восходящими и нисходящими движениями. Под влиянием этих волновых движений образуются высококучевые (чечевице-образные) облака, часто наблюдающиеся в горах. Опускание воздуха на подветренной стороне сопровождается адиабатическим нагреванием. По этой причине дующий вдоль подветренного склона горы ветер является, как правило, горячим и сухим. Такой ветер носит название фена. На наветренной стороне горы часто образуется облачность. Характер ветра в лощинах и оврагах зависит от расположения их относительно направления ветра. ЕСЛИ ветер дует вдоль лощины, то она хорошо продувается, если же ветер дует перпендикулярно лощине, то ветер в ней сильно ослаблен. § 9. ВЛИЯНИЕ ВЕТРА И ТУРБУЛЕНТНОГО ОБМЕНА НА ПОЛЕТ Ветер является одним из наиболее важных метеорологических элементов, оказывающих существенное влияние на полет самолета. Самолет, помимо движения относительно воздуха, участвует в движении атмосферы. В связи с этим вводится понятие о воздушной (по отношению к воздуху) и путевой (по отношению к земной поверхности) скорости. Путевая скорость (W) представляет собой векторную (геометрическую) сумму воздушной •-> -> скорости (V) и скорости ветра (?/). При полетах и перелетах, особенно на большие расстояния, необходимо учитывать влияние ветра. Умелое использование данных о ветре на разных высотах при выборе маршрута помогает увеличить радиус действия самолета и уменьшить время полета. Следует учитывать, что ветер изменяется по величине и направлению во времени (в одной и той же точке), по вертикали и горизонтали. Зная скорость и направление ветра на разных высотах (по непосредственным измерениям или по данным карт барической топографии), всегда можно так рассчитать маршрут, что полет будет выполняться при попутном или попутно-боковом ветре. Это 122 Р мб 90 100 150 1000 65° 60° 55° 50 Условные обозначения -Западно-восточная составляющая ......" скорости ветра в м/сек. 45° 40' Тропопауза -~ - - -Изотермы Рис. 60. Вертикальный разрез атмосферы вдоль меридиана позволит сократить время полета, что особенно важно при полетах на большие расстояния. При полетах на малые расстояния ветер не оказывает столь существенного влияния, но и в этих случаях ветер может оказать благоприятное влияние на радиус действия и время полета. При этом необходимо учитывать изменение скорости ветра с высотой и по горизонтали. Это изменение часто бывает резким. Так, например, на юге Польши 21 августа 1949 г. на высоте 5000-6000 м наблюдался западный ветер 70-90 км/час, на высоте 7000-12000 м ветер почти того же направления, но по величине 240-265 км/час. Совершенно очевидно, что при полете на запад в этом случае целесообразно использовать высоты ниже 6000 м, а возвращаться на высоте больше 7000 м. В верхней тропосфере и в нижней стратосфере могут нередко наблюдаться скорости ветра 250-300 км/час; отмечались случаи, когда наблюдалась скорость ветра 350-400 км/час и более; при таком встречном ветре некоторые типы самолетов не могут двигаться вперед. Наиболее сильные ветры в умеренных и субтропических широтах наблюдаются в слое, расположенном на 1000-2000 м ниже тропопаузы, т. е. на высоте 8000-10000 м. На этих высотах часто приходится встречаться с явлением, которое получило название "струйного течения", или высотной планетарной зоны. Струйное течение ограничено по высоте и широте. Вертикальные размеры струйного течения составляют 1000-2000 м, размеры по широте - 5-10°. Струйное течение имеет большую протяженность вдоль круга широты и нередко охватывает весь земной ша]5. На рис. 60 представлен вертикальный разрез атмосферы вдоль меридиана. По горизонтальной оси на этом рисунке отложена географическая широта, возрастающая справа налево. По вертикальной оси отложено давление в мб, убывающее вверх (справа), и высота в км (слева), пунктирными линиями изображены изотермы, толстыми сплошными - тропопауза. Сплошными тонкими линиями на этом рисунке представлены кривые, соединяющие точки с одинаковыми значениями западно-восточной составляющей скорости ветра в м/сек. На рисунке видно, что в атмосфере наблюдается такая зона, в которой скорость ветра достигает наибольшей величины. В рассматриваемом примере эта зона располагается на широте 45-48° и на высоте 8-11 км. Скорость западного ветра в этой зоне достигает 80 м/сек (288 км/час). В умеренных и субтропических широтах наблюдается западный ветер 3, в высоких широтах севернее 60° - восточный В. Скорость ветра внутри и вблизи струйного течения подвергается наибольшим изменениям, т. е. здесь наблюдаются наибольшие градиенты скорости ветра. Большие градиенты скорости 124 ветра приводят к развитию сильного турбулентного обмена, нередко отмечаемого при полетах на больших высотах. Ветер оказывает большое влияние на взлет и посадку самолетов (особенно легких). Встречный ветер, создавая дополнительную подъемную силу, уменьшает длину разбега и пробега, а также способствует увеличению устойчивости и управляемости самолета. Длина разбега при ветре рассчитывается по следующей формуле: где Кв - взлетный коэффициент, зависящий от мощности мо- тора, веса самолета, почвы аэродрома и др. Знак минус берется при встречном, а знак плюс при попутном ветре. Заметим здесь лее, что на длину разбега и пробега оказывает влияние и плотность воздуха. С понижением температуры длина разбега уменьшается. Сильный боковой ветер может привести к перевертыванию легких самолетов. Вертикальный градиент скорости ветра оказывает влияние на скороподъемность самолетов (особенно скоростных). Так, например, если встречный ветер возрастает на 10 м/сек на 1000 м высоты, то вертикальная скорость самолета в этом случае на 15% выше его вертикальной скорости при отсутствии изменения ветра с высотой. С ветром тесно связано возникновение и развитие турбулентного обмена в атмосфере. Как мы уже указывали, различают турбулентный обмен термического (конвекция) и динамического происхождения. Конвективный турбулентный обмен сильно развит в мощных кучевых и кучеводождевых облаках, а также в ясную солнечную погоду летом в нижних слоях атмосферы. Перегрузки самолета, вызванные турбулентным обменом, в облаках могут достигать 2g - 3g и более (в грозовых облаках). Турбулентность динамического происхождения представляет собой пульсации или порывистость скорости ветра (отклонение ветра от средней величины) . Эти пульсации тем больше, чем больше скорость ветра и ее изменение по вертикали и горизонтали. Кроме слоя трения, большие градиенты скорости ветра и сильный турбулентный обмен наблюдаются в области струйного течения (вблизи тропопаузы) В струйных течениях на высоте 8 - 11 км отмечались случаи исключительно сильного развития турбулентного обмена (при отсутствии облачности), оказывающего большое влияние на полет самолета. Данные о ветре на высотах позволяют в каждом конкретном случае сделать вывод о развитии турбулентного обмена и на больших высотах. ГЛАВА V ТУМАНЫ, ОБЛАКА И ОСАДКИ В результате конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере образуется все то многообразие облаков, туманов и осадков, которое наблюдается в природе. Содержащийся в атмосфере водяной пар может переходить в твердое и жидкое состояние лишь тогда, когда его упругость достигает упругости насыщения или несколько превосходит ее по отношению к той поверхности, на которой происходит конденсация или сублимация водяного пара. Водяной пар достигает состояния насыщения главным образом благодаря понижению температуры. Конденсация водяного пара без непосредственного охлаждения воздуха возможна лишь в редких случаях. Понижение температуры массы воздуха (частицы) происходит вследствие: - радиационного выхолаживания (потери лучистой энергии); - турбулентного и молекулярного теплообмена с соседними массами воздуха и земной поверхностью; - адиабатического расширения. Это - важнейшие атмосферные процессы, приводящие к понижению температуры воздуха и конденсации водяного пара. Состояние насыщения водяного пара может быть достигнуто также в результате испарения с более теплой, чем воздух, земной поверхности или испарения более теплых капель воды. Эта, вторая причина играет, как правило, лишь вспомогательную роль. Конденсация водяного пара может происходить непосредственно на земной поверхности (наземная конденсация), в прилегающем к земной поверхности слое воздуха (туманы) и в свободной атмосфере (облака). Укрупнение капель облаков под влиянием ряда причин приводит к образованию различного вида осадков. Из всех метеорологических явлений для авиации наибольший практический интерес представляют явления, связанные с конденсацией и сублимацией водяного пара. 126 § 1. ОБЩИЕ УСЛОВИЯ КОНДЕНСАЦИИ И СУБЛИМАЦИИ ВОДЯНОГО ПАРА Первым необходимым условием для начала конденсации водяного пара является наличие водяного пара в атмосфере в состоянии насыщения или небольшого перенасыщения по отношению к той поверхности, над которой начинается конденсация. Если бы в атмосфере не содержалось примесей (ионы, частицы солей, кислот), то конденсация в таком совершенно чистом воздухе должна была бы начаться на отдельных молекулах-воздуха под влиянием колебаний плотности водяного пара. Расчет показывает, что необходимо 3-4-кратное перенасыщение водяного пара (по отношению к плоской поверхности) для того, чтобы началась конденсация в совершенно чистом воздухе. Такого перенасыщения в реальной атмосфере никогда не наблюдается. Из предыдущего следует, что вторым необходимым условием начала конденсации водяного пара является наличие в атмосфере твердых или жидких примесей (ионы, гигроскопические частицы солей, кислот и др.). Эти мельчайшие, как правило, гигроскопические частицы атмосферных примесей носят название ядер конденсации. При наличии ядер конденсации, а наблюдения показывают, что в атмосфере они всегда имеются в достаточном количестве, конденсация водяного пара может начаться при относительной влажности меньше 100%. Наряду с каплями в атмосфере наблюдаются при отрицательных температурах кристаллы льда. До последнего времени считали, что кристаллы льда при отрицательных температурах могут образовываться только путем сублимации водяного пара, т. е. путем перехода водяного пара в твердое состояние (лед), минуя жидкое (вода). Для объяснения сублимации водяного пара и образования кристаллов льда, имеющих строение, отличающееся от строения капель воды, немецким метеорологом Финдайзеном была высказана гипотеза о существовании в атмосфере особых ядер сублимации. Появление этой гипотезы было вызвано тем, что часто, казалось бы при одинаковых прочих условиях, в одних случаях при отрицательных температурах образуются переохлажденные капли воды, а в других - кристаллы льда. Последнее приписывали наличию в атмосфере ядер сублимации, которыми могут служить, например, кристаллы кварца. Однако советские метеорологи в последние годы доказали, что образование кристаллов льда происходит без особых ядер сублимации. Они доказали, что первоначально в атмосфере, как правило, образуются капли воды, а кристаллы льда образуются в результате замерзания переохлажденных капель. При этом одной из наиболее важных причин, приводящих к замерзанию 127 капель при отрицательных температурах, является колебание (флюктуация) плотности переохлажденной воды. Совершая тепловые колебательные движения, молекулы переохлажденной воды в отдельных точках сближаются настолько, что образуется элементарный зародышевый кристалл льда. Согласно теории, развитой советскими учеными, переохлажденное состояние капель в атмосфере является естественным состоянием. Советскими метеорологами теоретически и экспериментально доказано, что при понижении температуры ниже 0° С капли, как правило, не замерзают, а находятся в переохлажденном состоянии. Кристаллы льда образуются в атмосфере при температурах выше минус 40° С только за счет замерзания переохлажденных капель. Скорость замерзания переохлажденных капель ничтожно мала при температуре от 0 до минус 8° С; затем при понижении температуры она начинает быстро возрастать и при температуре от -10° до -16° С (в зависимости от скорости охлаждения) достигает максимума. При более низких температурах скорость замерзания переохлажденных капель вновь убывает. Только при температурах ниже -40° С возможно образование кристаллов льда путем непосредственной сублимации. § 2. НАЗЕМНАЯ КОНДЕНСАЦИЯ Находящийся вблизи земной поверхности водяной пар при определенных метеорологических условиях конденсируется как на самой поверхности земли, так и на отдельных предметах. Это приводит к образованию таких видов наземной конденсации, как: 1) роса и иней, 2) жидкий и твердый налет, 3) изморозь. Роса и иней. После захода солнца в ясную тихую погоду начинается интенсивное охлаждение земной поверхности. Благодаря излучению, молекулярному и турбулентному теплообмену охлаждается и прилегающий к земной поверхности воздух. При понижении температуры воздуха до температуры точки росы водяной пар достигает состояния насыщения. При дальнейшем понижении температуры начнется конденсация водяного пара. При этом конденсация в первую очередь начнется на поверхности земли, так как последняя будет иметь самую низкую температуру. В результате конденсации водяного пара образуются мелкие капли воды, которые сливаются затем в более крупные как на поверхности земли, так и на отдельных предметах. Так образуется роса. При росе конденсация водяного пара происходит не в воздухе, а на земной поверхности, температура которой ниже точки росы. Наблюдениями установлено, что часть росы образуется в результате конденсации водяного пара, поступающего из почвы, из внутренних частей растений и т. п. Так, по наблюдениям известно, что 60% росы образуется за счет конденсации водяного пара из воздуха и 40% из почвы. 128 Если охлаждение Поверхности земли и воздуха происходит при температуре ниже 0° С, то наблюдается сублимация водяного пара в виде кристаллов льда, образуется иней. При образовании росы и инея интенсивного тумана, как правило, не бывает. Благоприятные условия, способствующие образованию росы и инея, - это те условия, которые способствуют интенсивному лучеиспусканию (охлаждению) земной поверхности, а также повышают абсолютную и относительную влажность воздуха. Такими условиями являются: 1. Отсутствие облачности или тонкая высокая облачность. 2. Большая относительная и абсолютная влажность в вечерние часы; в теплых воздушных массах роса обильнее, чем в холодных воздушных массах. 3. Слабый ветер. При штиле конденсируется лишь тот водяной пар, который находится над рассматриваемым местом, в результате роса выпадает слабая. При сильном ветре развивается значительный турбулентный обмен, благодаря которому водяной пар переносится в более высокие слои атмосферы, что также не способствует образованию обильной росы. И только при слабом ветре не развивается сильный турбулентный обмен и в то же время обеспечивается достаточно быстрая смена воздуха, из которого происходит выпадение росы. 4. Плохая теплопроводность почвы. При выпадении росы выделяется скрытая теплота парообразования, которая предохраняет растения от вымерзания. Жидкий и твердый налет. Жидкий налет представляет собой довольно обильный слой воды, покрывающей стены зданий, камни, стволы растений и др., когда после умеренно холодного периода подует теплый влажный ветер. Если периоду сильного потепления предшествовали сильные морозы, то оседает твердый ледяной налет. Жидкий или твердый налет образуется, как правило, с наветренной стороны вертикально расположенных предметов. Изморозь представляет собой рыхлый лед кристаллической формы, осаждающийся на ветках деревьев, телеграфных проводах и других тонких предметах, когда в атмосфере наблюдается туман или когда при сильном морозе в воздухе носятся ледяные кристаллы. С физико-метеорологической стороны различие между инеем и изморозью состоит в том, что при образовании изморози водяной пар сублимируется в самой атмосфере, в воздухе, и лишь затем уже образовавшиеся кристаллы льда осаждаются на тонких предметах. При образовании же инея сублимация происходит непосредственно на земной поверхности и отдельных предметах. 9 Л. Г. Матвеев, П. И. Смирное 129 § 3. ТУМАН И ДЫМКА Туман и дымка образуются в результате конденсации водяного пара в непосредственной близости от земной поверхности. Туманом называют такое явление, когда взвешенные в воздухе капли воды или кристаллы льда уменьшают дальность видимости до 1 км и менее. При видимости более 1 км, но менее 10 км такое явление носит название дымки. Однако следует отличать дымку от мглы, которая представляет собой систему взвешенных в воздухе твердых частиц (дыма или пыли), ухудшающих видимость до 10 км и менее. Мгла отличается от тумана и дымки тем, что относительная влажность в ней, как правило, значительно меньше 100%. Различают: очень сильный туман - видимость до 50 м, сильный туман - видимость от 50 до 200 м, умеренный туман - видимость от 200 до 500 м, слабый туман - видимость от 500 м до 1 км, дымку - видимость от 1 до 10 км. 1. ФИЗИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ И КЛАССИФИКАЦИЯ ТУМАНОВ Для начала образования тумана необходимо, чтобы воздух достиг состояния насыщения. Для образования тумана той или другой интенсивности в воздухе должно сконденсироваться определенное количество водяного пара. Масса капель воды и кристаллов льда (в граммах) в 1 м3 воздуха носит название водности тумана. Обозначим ее через Д<7 г/м3. Водность тумана одной и той же интенсивности (при одной и той же види-/ мости) существенно зависит от температуры. Для тумана средней интенсивности (видимость от 200 до 500 м) водность составляет: 0,1-0,2 г/м* при температуре-15-20° С, 0,5-1 г/м3 при температуре 5-10° С и 3-5 г/м3 при температуре 25-30° С. С увеличением интенсивности тумана водность возрастает. Капли и кристаллы льда, из которых состоит туман, имеют различные размеры. Измерениями установлено, что радиус капель в тумане колеблется в пределах от 1р (и менее) до 50- 60ц (1ц =---0,0001 см). Большинство капель имеет радиус 7-15^ при положительных температурах и 2-5р при отрицательных. Число капель в 1 см3 колеблется в пределах от 50-100 для слабого тумана и до 500-600 - для сильного. Наблюдения показывают, что до температуры минус 8-10° С туманы преимущественно состоят из капель воды, а при более низких температурах - из кристаллов льда. Но наблюдались случаи образования переохлажденных капельножидких туманов при температуре -30° С и даже -40° С. По современным представлениям первоначально в атмосфере всегда образуются капли воды. Кристаллы образуются в результате замерзания капель. Только при очень низких температурах 130 (ниже - 40° С) возможно образование кристаллов льда путем сублимации, а не замерзания капель воды. Ненасыщенный воздух может стать насыщенным в результате: а) испарения воды в воздух; б) горизонтального и вертикального перемешивания (молекулярного и турбулентного); в) охлаждения. Каждый из этих процессов может привести к образованию тумана. В зависимости от физических условий образования туманы подразделяются на следующие виды: радиационные, адвективные, фронтальные, туманы склонов, туманы испарения и туманы смешения. Остановимся на характеристике этих видов туманов и тех физических процессов, которые приводят к их образованию. а) Испарение. Скорость испарения пропорциональна разности Ео - е, где ЕО - упругость насыщения при температуре испаряющей поверхности; е - истинная упругость водяного пара в воздухе. Испарение может происходить лишь до тех пор, пока Пусть Е - упругость насыщения при температуре воздуха. Если температура воздуха больше температуры испаряющей поверхности, то Е^>Ео. Испарение прекратится, когда е = Е0<^Е. Это означает, что в этом случае состояния насыщения не может быть. Если же температура испаряющей поверхности выше температуры воздуха, то EQ^>E. Это означает, что испарение будет продолжаться и после того, как воздух достигнет состояния насыщения е = Е<^Ео. При отсутствии ядер конденсации воздух оказался бы перенасыщенным. При наличии ядер конденсации начнется конденсация водяного пара, которая и приводит к образованию тумана. Таким образом, туман может образоваться при испарении воды в относительно холодный воздух. Такие условия наблюдаются при движении холодной воздушной массы над более теплой водной поверхностью или при выпадении капель теплого дождя через холодный воздух. Туманы, образовавшиеся путем испарения, подразделяются на фронтальные туманы (эти туманы рассматриваются в главе VII) и туманы испарений. Туманы испарений. Такие туманы образуются в тех случаях, когда холодный воздух перемещается над водной поверхностью, температура которой значительно выше температуры воздуха. Туманы испарений особенно часто образуются над арктическими морями, где температура поверхности льда значительно ниже температуры воды. Поэтому воздух, протекавший над льдом или материком, над водной поверхностью оказывается^ значительно холоднее воды. Благодаря интенсивному испарению с водной поверхности образуется туман. 9* 131 CQ Следует заметить, что в связи с прогреванием воздуха снизу он становится неустойчивым над водной поверхностью. Неустойчивость способствует оттоку водяного пара в верхние слои. Но неустойчивость развивается, как правило, лишь в нижнем слое. Выше этого слоя сохраняется инверсия, которая образовалась в воздушной массе при движении ее над льдом или материком (рис. 61, сплошная кривая). Благодаря этой инверсии водяной пар задерживается под ней, вследствие чего образуется туман во всем нижнем слое от поверхности воды до уровня ^ инверсии. ~7~^1 ~~ Испарение воды ература играет заметную роль --Кривая стратификации, до вступления в образовании тумана "а водную поверхность над озерами и реками ---Кривая стратификации, после вступления осенью, а также НОЧЬЮ, Рис. 61. Изменение кривой стратификации когДа воздух При перепри движении воздуха над теплой водной мещении С суши оказы-поверхностью вается холоднее воды. Основную роль в образовании таких туманов играет охлаждение воздуха. Испарение усиливает эффект охлаждения. б) Перемешивание. Перемешивание может происходить как в горизонтальном, так и в вертикальном направлении. Горизонтальное перемешивание. При определенных условиях благодаря горизонтальному перемешиванию (или смешению воздушных масс1 может образоваться туман. В самом деле, пусть до смешения было две воздушных массы с температурой t\ и t2) удельной влажностью Si и s2 и упругостью водяного пара е\ и е2. Если для простоты рассуждений предположить, что смешиваются одинаковые объемы воздуха, то температура / и удельная влажность s смеси будут равны /_А±А • с_5i + s- t- ---, 5- - . Так как процесс смешения происходит при неизменном атмосферном давлении, т. е. изобарически (р = const), то, переходя в последней формуле с помощью равенства 5 = 0,622-^ от удельной влажности к упругости, получаем ~ 2 ' где е - упругость водяного пара в смеси. 132 В качестве примера рассмотрим случай, когда смешиваемые массы близки к состоянию насыщения (R ^ 100%) и имеют температуру ti = 5° С и /2 =15° С. Тогда согласно психрометрическим таблицам е\ ^ EI = 8,72 мб, е2 "* Е2 = 17,05 мб, температура смеси / _ * ~^~ ' _ч л° Р 1г •--- п --- JLV/ V-<" Упругость насыщения, соответствующая температуре смеси (10° С), равна ?"=12,28 мб. В то же время истинная упругость водяного пара в смеси е = -^р-= 12,88 мб. Таким образом, в смеси при отсутствии ядер конденсации образовалось бы перенасыщение. При наличии ядер конденсации произойдет конденсация водяного пара. В 1 кг смеси сконденсируется масса водяного пара, равная р При р = 1000 мб масса образовавшихся капель тумана в рассматриваемом примере равна fi22 12,88---12,28 ^ Q 07 г воды 1000 ' ' кг вл. возд Такое содержание воды при рассмотренных температурах характерно для умеренных и слабых туманов. Нетрудно видеть, что чем больше разность температуры и чем выше относительная влажность в смешиваемых воздушных массах, тем больше водяного пара конденсируется в смеси. Расчет показывает, что эффект смешения воздушных масс в образовании тумана перестает сказываться, если относительная влажность воздушных масс меньше 95% и разность температур меньше 10°, Поэтому процесс смешения воздушных масс играет, как правило, вспомогательную роль при образовании туманов и облаков. Турбулентный вертикальный обмен (перемешивание) приводит, как было выяснено в главе III (§ 4), к тому, что вертикальный градиент температуры в слое приближается к сухоадиабатическому (если воздух не насыщен) или влажно-адиабатическому (в насыщенном воздухе). Если стратификация до начала перемешивания в некотором слое была устойчивой, то перемешивание приведет к похолоданию в верхней части слоя и потеплению в нижней. Содержание водяного пара под влиянием обмена выравнивается по вертикали: уменьшается внизу и увеличивается наверху. Обе причины (потепление и уменьшение содер- 133 жания водяного пара) неблагоприятны для образования тумана. Более того, если туман образовался в силу других причин, то под влиянием турбулентного перемешивания он должен рассеяться. Одновременно с рассеиванием тумана в нижней части слоя вверху под влиянием турбулентного обмена могут образоваться облака (слоистые или слоистокучевые), поскольку в верхней части (под инверсией) происходит похолодание и увеличение содержания водяного пара. в) Охлаждение. Понижение температуры воздуха является основной причиной конденсации водяного пара и вблизи земной поверхности, и в свободной атмосфере. Благодаря понижению температуры образуются наиболее интенсивные туманы: радиационные, адвективные и туманы склонов (вдоль склонов возвышенностей и гор). Радиационные туманы. Этот вид туманов изучен наиболее полно. Условиям образования и прогнозу радиационных туманов посвящены работы Б. В. Кирюхина, А. С. Зверева и др. В настоящее время существует достаточно надежная методика прогноза радиационных туманов. • Радиационные туманы образуются в результате охлаждения земной поверхности и прилегающего слоя воздуха под влиянием потери тепла через процесс излучения. Понижение температуры благодаря излучению составляет в среднем 1° в час. Наибольшая повторяемость радиационных туманов приходится на ночные часы, когда нет притока прямой солнечной радиации, а земная поверхность и воздух теряют тепло в результате излучения. Физическую сущность образования радиационных туманов можно наглядно представить при помощи графика (рис. 62), на котором по горизонтальной оси отложена температура, а по вертикальной-давление (упругость водяного пара). Пусть в вечерние часы, перед заходом Солнца, измерены давление, температура и относительная влажность воздуха. По этим данным определяем истинную упругость водяного пара и удельную влажность. В отличие от туманов испарений при образовании радиационных туманов упругость водяного пара и удельная влажность при охлаждении воздуха до температуры точки росы остаются постоянными. т TeMnspamypa(t°c) Рис. 62. График, поясняющий процесс образования радиационного тумана При понижении температуры ниже точки росы начинается конденсация водяного пара, которая приводит к уменьшению удельной влажности и упругости водяного пара. Точка В на рис. 62 изображает состояние воздуха в исходный срок наблюдений. От точки В смещаемся параллельно оси температуры до пересечения с кривой зависимости упругости насыщения от температуры. В точке С воздух достигает состояния насыщения (е,. = Ес). Температура воздуха в точке С - температура точки росы для исходного состояния воздуха: -гс==тв; Ес = ев] 5С = SB- Для образования тумана необходимо, чтобы температура воздуха была ниже температуры точки росы настолько, чтобы сконденсировалось определенное количество водяного пара. Разбирая зависимость упругости насыщения от температуры, мы отмечали, что если температура понижается (ниже точки росы) на одну и ту же величину, то при высоких положительных температурах сконденсируется значительно большая масса водяного пара, чем при низких отрицательных температурах. Так, например, при понижении температур на 5° от tc =25° С до tD = 20° С упругость насыщения уменьшается на величину AE = EC - ED=-- 31,68 - 23,38 = 8,3 мб. Соответствующая этому понижению упругости водяного пара масса воды в 1 кг воздуха равна (давление р = 1000 мб) As = 5С - SD = 622 •- = 622 - = 5,16 г/кг. В то же время при понижении температуры на те же 5° С от /с = - 15° С до tD= - 20° С соответствующее понижение упругости насыщения и количество воды в 1 кг воздуха равны: Д? = 1 ,65 - 1 ,03 = 0,62 мб\ As == 0,622 • 0,62 = 0,39 г/кг. При этом считается, что в последнем случае туман состоит из кристаллов льда, поэтому берется упругость насыщения над льдом, а не над водой. При понижении температуры от точки С до точки D удельная влажность воздуха уменьшается, а общее влагосодержание воздуха (водяной пар -}- вода) при образовании радиационного тумана остается неизменным 5 -f As = 5С Из приведенных выше примеров вытекает, что водность туманов при положительных температурах больше, чем при отрицательных температурах. Но из этого нельзя делать вывода о том, что и видимость в тумане летом также значительно больше, чем зимой. Наблюдения показывают, что туманы зимой и летом имеют примерно одинаковую интенсивность (в смысле видимости). Это обусловлено 135 тем, что при низких температурах размеры кристаллов льда значительно меньше, чем при положительных температурах размеры капель воды. А чем меньше размеры ухудшающих видимость частиц, тем при одной и той же массе их меньше дальность видимости. Следует иметь в виду следующее простое соотношение: из капли радиусом Юр при распылении образуется 1000 капель радиусом 1>, а из капли радиусом lOOf* образуется 1 000000 капель радиусом 1 р. Совершенно очевидно, что 1000 капель радиусом 1р ухудшают видимость значительно больше, чем 1 капля радиусом Юр, хотя их масса (водность тумана) одна и та же. Существует следующая полуэмпирическая формула, связывающая дальность видимости с размерами капель тумана и его водностью: где SM_ - дальность видимости; г - средний радиус капель или кристаллов льда тумана; Д'<7 - водность тумана; а - постоянная величина. Из этой формулы следует, что при одних и тех же размерах капель тумана с увеличением водности дальность видимости уменьшается (интенсивность тумана возрастает), а при одной и той же водности дальность видимости растет вместе с увеличением размеров капель. При переходе от высоких положительных температур (летом) к низким отрицательным температурам (зимой) уменьшаются примерно в одинаковой степени и водность тумана (Д<7) и средние размеры элементов тумана. Поэтому дальность видимости в туманах летом и зимой примерно одинакова. Основное значение для прогноза радиационных туманов имеет прогноз понижения температуры. Если понижение температуры известно, то рассчитать интенсивность тумана можно с вполне достаточной степенью точности при помощи аэрологической диаграммы или других специальных графиков. Методы расчета ночного понижения температуры предложены в последние 10 лет советскими учеными А. А. Дородницыным, М. Е. Швецом, А. С. Зверевым и Б. В. Кирюхиным. Благоприятными условиями для образования радиационных туманов являются: - отсутствие облачности или облачность только верхнего яруса. Увеличение количества облачности и понижение ее основания приводят к уменьшению потерь тепла через излучение, что задерживает охлаждение земной поверхности; - высокая относительная влажность в вечерние сроки наблюдений. Чем выше относительная влажность, тем меньше величина охлаждения, необходимого для достижения состояния насыщения и образования тумана; 136 - увеличение абсолютной влажности с высотой. Молекулярный и турбулентный обмен всегда приводит к выравниванию количества водяного пара по вертикали. Если абсолютная влажность в приземном слое возрастает с высотой, то благодаря обмену количество водяного пара будет увеличиваться вблизи земной поверхности за счет переноса его из более высоких слоев; - умеренно устойчивая стратификация и слабый турбулентный обмен (слабый ветер). При очень устойчивой (сильной инверсии) стратификации турбулентный обмен прекращается. Благодаря же молекулярному обмену охлаждение от земной поверхности распространяется крайне медленно (за 6-8 часов на 1 -1,5 м). Туман образуется в этом случае в очень тонком слое вблизи земной поверхности, а чаще всего выпадает лишь роса. К тому же при инверсионной стратификации поток тепла направлен сверху вниз и тем он больше, чем более устойчива стратификация. При очень устойчивой стратификации молекулярный и турбулентный потоки тепла из воздуха к почве могут сильно замедлить охлаждение, вызываемое излучением. При сильном и умеренном ветре интенсивного тумана не образуется вследствие того, что под влиянием турбулентного обмена происходит перенос водяного пара из приземного слоя в вышележащие слои. И только при средиеустойчивой стратификации и слабом ветре (1-3 м/сек) создаются наиболее благоприятные условия для образования достаточно мощного по вертикали тумана. Зимой радиационные туманы в антициклонах могут сохраняться в течение нескольких дней подряд. Так как инверсионная стратификация (зимние радиационные инверсии) распространяется в таких случаях до высоты 1-2 км, то и туман в таких случаях имеет вертикальную мощность 1000 м и более. Образование высоких радиационных туманов начинается сверху. Туману предшествует образование слоистых облаков. Особенно высок и плотен туман в центральных частях антициклона. Адвективные туманы образуются в теплой воздушной массе, перемещающейся на более холодную подстилающую поверхность. Зимой адвективные туманы образуются, как правило, в воздушной массе, перемещающейся с океана на материк, летом - с материка на океан. Благоприятными условиями для образования адвективных туманов являются: - высокая относительная влажность воздуха в исходном положении; - возрастание абсолютной влажности с высотой; - средние скорости ветра (2-7 м/сек). Если скорость ветра велика, то развивается сильный турбулентный обмен, препятствующий образованию тумана. При слабом ветре воздушная масса медленно перемещается и, следовательно, медленно охлаждается от подстилающей поверхности; - устойчивая стратификация воздушной массы до вступления на холодную поверхность; 137 - большая разность температур между воздушной массой и подстилающей поверхностью. Чем больше эта разность, тем быстрее происходит охлаждение воздуха. Следует заметить, что образование туманов над материками зимой в воздушной массе, пришедшей с океана, обусловливается как адвективными, так и радиационными причинами. Такие туманы наиболее интенсивны и занимают большие площади. Они представляют наибольшую опасность для авиации. Адвективные туманы могут образоваться в любую часть суток и могут сохраняться в течение длительного времени. Туманы восхождения (склонов) образуются в результате восходящего движения воздуха вдоль склонов, возвышенностей и гор. Воздух при этом адиабатически охлаждается, что приводит к конденсации водяного пара. Стратификация воздуха, поднимающегося по склону, должна быть устойчивой, иначе вместо тумана разовьются кучевые облака. Образованию этих туманов препятствует турбулентный обмен. Ниже приводится краткая характеристика туманов (табл. 12). Таблица 12 Краткая характеристика туманов Процессы, приводящие к образованию тумана Название тумана Процессы, приводящие к рассеиванию тумана Благоприятные условия образования тумана I. Охлаждение, вы- Нагревание, обус- зываемое: ловленное: а) излучением под- Радиа- а) притоком пря- а) безоблачное не- стилающей поверх- цион- мой солнечной ра- бо; умеренно устой- ности и воздуха; ный диации, поглощаемой чивая стратификация воздухом и земной при слабом ветре; поверхностью; б) адвекцией теп- Адвек- б) переходом воз- б) большая раз- лого воздуха на хо- тивный душной массы на бо- ность температур лодную поверхность; лее теплую подсти- между воздухом и лающую поверхность; подстилающей по- прогреванием поверх- верхностью, средняя ности Земли; скорость ветра, вы- сокая относительная влажность в исход- ном положении; в) адиабатическим Туманы в) адиабатическим в) устойчивая стра- подъемом воздуха склонов нисходящим движе- тификация воздуха, по склону нием высокая относитель- ная влажность II. Испарение: а) более теплого, Фрон- а) сублимация на а) сильная фрон- чем воздух, дождя; тальный снегу при темпера- тальная инверсия туре ниже 0° С (за температуры; высо- исключением тумана кая относительная из ледяных кристал- влажность холодного лов); воздуха под фрон- тальной поверх- ностью; 138 Продолжение Процессы, приводящие к образованию тумана Название тумана Процессы, приводящие к рассеиванию тумана Благоприятные условия образования тумана б) с более теплой, чем воздух, водной поверхности Туманы испарений б) турбулентный обмен; сублимация на снегу б) большая разность температур между водной по- верхностью и воздухом; устойчивая (инверсионная) стратификация до прихода на открытую водную поверхность III. Горизонтальное Туманы Вертикальное пе- Большая разность перемешивание смешения ремешивание, имеющее большое значе- температур между смешиваемыми воз- ние для рассеивания душными массами; туманов всех видов и образования слоистых облаков высокая относительная влажность воздушных масс (состояние, близкое к насыщению) 2. ВЛИЯНИЕ СНЕЖНОЙ ПОВЕРХНОСТИ НА ОБРАЗОВАНИЕ ТУМАНОВ Значительная часть земной поверхности в холодную половину года покрыта снегом. Поэтому знания особенностей образования тумана над снежной поверхностью имеют большое практическое значение. Упругость насыщения над водной поверхностью (поверхностью капель тумана) больше, чем над снегом. Поэтому если капельножидкий туман натекает на снежную поверхность, то происходит испарение капель тумана и сублимация водяного пара на снегу. Этот эффект, приводящий к рассеиванию тумана, будет тем значительнее, чем больше разность упругостей насыщения водяного пара над водой (Е) и льдом (Д-), т. е. ЬЕ = Е - ЕЛ. Эта разность обращается в ноль при температуре 0° С. При понижении температуры от 0° до - 12° разность АЕ увеличивается. Зависимость разности упругостей насыщения водяного пара (Ь.ЕЛ = ~Е - Ел) над водой и льдом от температуры представлена графически на рис. 63. Эта разность, как видно из графика, достигает максимума при температуре около - 12° С. На том же рисунке пунктирной линией показана зависимость от температуры относительной влажности воздуха, достигшего состояния насы- Эта величина щения по отношению ко льду, т. е. =- уменьшается вместе с понижением температуры. Поскольку суточный ход температуры воздуха при отрицательных темпера- 139 турах невелик, над снежной поверхностью туманы образуются главным образом благодаря натеканию более теплого, чем снежная поверхность воздуха. При понижении температуры воздух достигает состояния насыщения по отношению к снежной поверхности раньше, чем по отношению к воде. Например, при температуре -10° С упругость насыщения по отношению ко льду составляет 2,60 мб, к воде -2,87 мб. Таким образом, как только о г>г\ относительная влажность воздуха превысит 91 % (R=-~-lOQ), так на снежной поверхности начнется сублимация водяного пара. Сублимация будет препятствовать конденсации водяного -30 -20 70 o°t°c Рис. 63. Зависимость разности упругостей насыщения над водой и льдом и относительной влажности от температуры пара в воздухе в виде капель тумана. Если в воздушной массе образовался капельно-жидкий туман до вступления на снежную поверхность, то благодаря сублимации водяного пара туман над снежной поверхностью начнет рассеиваться. Рассеивание тумана может быть задержано только в том случае, когда температура воздуха, вступившего на снежную поверхность, быстро понижается. В этом случае туман может усиливаться. Наиболее благоприятные условия для образования тумана над снежной по< верхностью наблюдаются при температурах, близких к 0° С. В этом случае разность упругостей насыщения водяного пара над водой и льдом (&ЕЛ) невелика, в то же время охлаждение воздуха от снежной поверхности является сильным туманообра-зующим фактором. Поэтому наиболее часто над снежной поверхностью туман образуется при температурах, близких к 0° С (температура воздуха от +5°С до -5°С). Наибольшее рассеивающее влияние снежная поверхность оказывает при температурах от -10° С до -15° С. Поэтому над снежной поверхностью даже при очень больших контрастах температуры туманы образуются редко, значительно реже и меньшей интенсивности, чем при тех 140 же контрастах температуры над водной или не покрытой снегом поверхностью. При очень низких отрицательных температурах (ниже -25- -30° С) туманы большей частью состоят из ледяных кристаллов и поэтому находятся в состоянии равновесия по отношению к снежной поверхности. Благодаря этому повторяемость туманов при очень низких температурах вновь возрастает. 3. СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ТУМАНОВ Так как основной причиной образования туманов является охлаждение воздуха, то благодаря суточному ходу температуры наблюдается хорошо выраженный суточный ход туманов с максимумом в ранние утренние часы и минимумом после полудня. Наиболее отчетливый суточный ход имеют радиационные туманы. При прочих равных условиях суточный ход выражен тем отчетливее, чем выше температура. Это следует из того, что при больших значениях температуры дальнейшее возрастание ее приводит к быстрому увеличению упругости насыщения. При низких же температурах необходимо повысить температуру на значительно большую величину для того, чтобы упругость насыщения изменилась на одну и ту же величину. Поэтому после восхода солнца летом туманы рассеиваются быстро, а зимой значительно медленнее. Нужно также иметь в виду, что зимой и повышение температуры в утренние часы происходит медленнее, чем летом. В годовом ходе в умеренных широтах наблюдаются два максимума повторяемости туманов: осенью и весной. 4. ГОРОДСКИЕ И "ПЕЧНЫЕ" ТУМАНЫ Этот вид туманов образуется в больших промышленных городах и в их пригородных районах, а также в более мелких населенных пунктах. Благодаря большому количеству крупных активных гигроскопических ядер конденсации образование туманов в городах начинается при относительной влажности меньше 100%. По данным С. А. Данилина и Е. В. Кирюхина, туман начинает образовываться при относительной влажности около 90%, а при низких отрицательных температурах - около 80%. Повторяемость туманов в городах в несколько раз больше, чем в загородных районах. Туман в городах может сохраняться в течение нескольких дней. Особенно интенсивны знаменитые лондонские туманы. Помимо ядер конденсации и засорения атмосферы твердыми примесями, значительную роль в образовании городских туманов играет (по А. Г. Амелину) конденсация водяного пара, который образуется в результате сжигания различных видов топлива и затем выбрасывается в атмосферу. Именно так образуются так называемые "печные" туманы, особенно часто наблюдающиеся в Сибири при низких температурах и при слабом ветре. 141 § 4. ОБЛАКА Облака представляют собой одно из интереснейших явлений природы. Современная авиационная техника позволяет проводить полеты в облаках, над облаками и между облачными слоями. Несмотря на это, облака все же оказывают существенное влияние на полет самолета и деятельность авиации. Проводить полет в облаках значительно труднее, чем вне облаков. Трудности полета в облаках заключаются в следующем: - отсутствует визуальная ориентировка; - значительно ухудшаются условия видимости по сравнению с безоблачным пространством; - пилотирование самолета производится только по приборам; - при отрицательных температурах наблюдается обледенение, оказывающее существенное влияние на аэродинамические свойства самолета; - во многих видах облаков сильно развит турбулентный обмен, являющийся причиной болтанки и перегрузок самолета. При правильном и своевременном определении формы, количества, высоты, вертикальной мощности, горизонтальной протяженности и внутреннего строения облака не только не препятствуют выполнению задания, но, наоборот, могут способствовать успешному выполнению его. Для этого необходимо тщательно изучить и учитывать условия погоды на маршруте и внимательно следить в полете за ее изменениями. Результаты наблюдения за погодой в полете и особенно за облаками представляют большой интерес для метеоспециалистов и экипажей других самолетов. Поэтому они должны быть своевременно переданы на метеостанцию. IK полетам в облаках нужно тщательно подготовиться. Одним из необходимых условий такой подготовки является изучение облаков. Советскими метеорологами уделялось и уделяется большое внимание исследованию облачности. Большое научное и практическое значение имеют работы П. А. Молчанова, В. Н. Оболенского, Е. С. Селезневой, А. М. Боровикова, Е. Г. Зак, В. А. Зайцева, 1В. -И. Унукова и др. Облако представляет собой систему взвешенных капель воды или кристаллов льда, образующих как бы туман на некоторой высоте над поверхностью земли. С точки зрения микрофизического строения принципиальной разницы между облаками и туманами не существует. Различие между облаками и туманами наблюдается только в условиях их образования, в вертикальной мощности их и др. Облака играют огромную роль в деятельности атмосферы: - они оказывают существенное влияние на тепловой режим земной поверхности и атмосферы; 142 - они являются источником осадков, играющих решающую роль в жизни растительного и животного мира Земли; - они служат показателем тех физико-метеорологических процессов, которые протекают в свободной атмосфере. При отсутствии данных самолетного или радиозондирования атмосферы облака являются, кроме того, единственным источником для определения и изучения процессов, происходящих в атмосфере. Данные об облаках дают возможность метеорологу более точно оценить синоптическую обстановку и дать прогноз погоды. Облака - один из важнейших факторов того сложного комплекса метеорологических явлений и процессов, который носит название погоды. 1. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ОБЛАКОВ Облака образуются в результате конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере. Поэтому необходимыми условиями образования облаков являются: - достижение состояния насыщения водяным паром по отношению к той поверхности, на которой начинается конденсация или сублимация; - наличие в атмосфере ядер конденсации, на которых конденсация водяного пара может начаться при относительной влажности меньше 100%. Анализ условий роста капель облака позволяет сделать следующие выводы: - если упругость водяного пара в атмосфере меньше упругости насыщения по отношению к плоской поверхности чистой воды (е < EQ, R < 100%), то рост капель на ядрах конденсации происходит крайне медленно, а в результате конденсации могут образоваться лишь очень мелкие капли, наличие которых в атмосфере приводит к сравнительно слабому помутнению; - для образования в атмосфере крупных облачных капель необходимо увеличение упругости водяного пара и относительной влажности до значений, соответствующих состоянию небольшого перенасыщения (порядка 2-3%). После того как такое перенасыщение достигнуто, начинается быстрый рост облачных капель; - чем больше размеры зародышевых ядер конденсации, тем меньше необходимое перенасыщение водяного пара для образования облака. При наличии очень крупных гигроскопических ядер конденсации облако может образоваться при относительной влажности меньше 100%. Состояние насыщения в свободной атмосфере достигается главным образом благодаря понижению температуры воздуха. Важнейшими процессами, приводящими к состоянию насыщения и последующей конденсации водяного пара, служат: - адиабатическое расширение отдельных объемов воздуха, 143 поднимающегося по вертикали при развитой тепловой конвекции и турбулентном перемешивании; - упорядоченное восходящее движение теплого воздуха по клину холодного вдоль фронтальных поверхностей (фронтальные поверхности и облачность детально рассматриваются в главе VII); - волновые движения внутри задерживающих слоев в атмосфере; - излучение; •- горизонтальное перемешивание (смешение). Каждый из этих процессов приводит к образованию различных форм облачности. В зависимости от условий образования облачность имеет различный внешний вид нижней и верхней границ, различную вертикальную мощность и различное внутреннее строение. В реальных условиях атмосферы наблюдается большое разнообразие форм и видов облачности. Каждое облако имеет свои особенности, в большей или меньшей степени отличающие его от других облаков. Однако между облаками существует также и много общих признаков, позволяющих объединить их в отдельные группы. По условиям образования и внешнему виду нижней поверхности, облака подразделяются на три формы: а) кучевообразные, б) волнистообразные и в) слоистообразные. Остановимся на более подробной характеристике каждой из форм облаков и физических процессов, приводящих к их образованию. Кучевообразные облакаг Кучевообразные облака имеют вид изолированных облачных масс. Эти облака сильно развиты по вертикали и имеют, как правило, небольшую горизонтальную протяженность. Между ними наблюдаются значительные просветы голубого неба. Основным процессом, приводящим к образованию кучевообразных облаков, является конвекция и турбулентный обмен. 'Конвекция возникает в результате перегрева отдельных масс воздуха над неоднородной земной поверхностью при неустойчивой стратификации в нижних слоях. Наиболее благоприятные условия для возникновения конвективных движений создаются над сушей в летнюю половину года днем. Под влиянием притока прямой солнечной радиации вблизи земной поверхности возникает неустойчивая стратификация. Пусть распределение температуры с высотой (кривая стратификации) изображается в виде ломаной линии ABCDE (рис. 64). При неустойчивой стратификации в нижнем слое воздушные частицы начинают ускоренно подниматься вверх. Изобразим на том же рисунке подъем отдельной воздушной частицы 1 Эти облака часто называют конвективными. 144 (кривую состояния). В главе III было выяснено, что кривая состояния, изображающая изменение температуры с высотой в поднимающейся воздушной частице, состоит из участков сухой адиабаты АА' и влажной адиабаты А'А"Е. На уровне конденсации Нк воздух достигает состояния насыщения (#^100%). При * • * * * • *.*•.* •*. -40° -20 О tK --- Кривая стратификации ----Кривая состояния Рис. 64. Схема кривой стратификации и кривой состояния при образовании кучеводождевого облака: Нк - уровень конденсации; Я" - уровень нулевой изотермы; #конв - УР°-вень конвекции; а - зона кристаллов; б - зона преобладания кристаллов; в - зона интенсивного замерзания; г - зона преобладания переохлажденных капель; д - слой дождя; е - зона водяных капель; ж - смешанная зона наличии активных и достаточно крупных ядер конденсации состояние насыщения достигается несколько ниже уровня, где Я =100%. Выше уровня конденсации изменение температуры поднимающейся частицы происходит по влажной адиабате. Благодаря понижению температуры происходит конденсация водяного пара и образование облачности. Так как конвекция возникает под влиянием неоднородности земной поверхности, то и образующиеся в результате конвекции облака носят изолирован- 10 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов 145 ный характер. Они значительно больше развиты по вертикали, чем в горизонтальном направлении. Практический интерес представляют следующие уровни, связанные с развитием конвективного облака (см. рис. 64): 1. Первый уровень - уровень конденсации Нк - примерная нижняя граница облака. Если исходить из предположения, что воздушная масса начинает адиабатически перемещаться от земной поверхности, то высота уровня конденсации может быть рассчитана по следующей формуле: где //к - высота уровня конденсации в метрах; -\) и т0 - температура воздуха и точки росы у земной поверх- ности. Проверка материалов наблюдений показала, что результаты расчетов, проведенные по этой формуле, не вполне удовлетворительные, ошибка в определении высоты облачности составляет в среднем 100 ж, а в отдельных случаях может быть в 2 - 3 раза больше. Несколько лучшие результаты дает эмпирическая формула А. Н. Ипполитова Як = 22(100 - /?), где R - относительная влажность в % . 2. Второй уровень - это уровень нулевой изотермы HQ. На этом уровне температура частицы равна 0°С. Он представляет практический интерес в том отношении, что выше этого уровня капли облака находятся в переохлажденном состоянии и, следовательно, самолет может подвергаться опасности обледенения. 3. Третий уровень - это уровень свободной конвекции //КОНв" на котором пересекаются кривая состояния АА'А"Е и кривая стратификации ABCDE. До уровня конвекции, как показывает рис. 64, частица на любой высота имела более высокую температуру, чем окружающий частицу воздух. Благодаря этому частица имела возможность подниматься: плотность частицы на каждой высоте меньше плотности окружающего воздуха. На уровне //конв (точка Е) температуры частицы и атмосферы выравниваются. Если же частица будет подниматься выше этого уровня (Мконв), то согласно рис. 64 температура его окажется ниже температуры окружающего воздуха, а плотность будет больше плотности окружающей атмосферы. А это значит, что подъем частицы выше уровня //конв будет затруднен. Верхняя граница развивающегося конвективного облака будет располагаться несколько выше уровня конвекции. " Облако будет располагаться между уровнями конденсации и конвекции. В зависимости от взаимного расположения уровней конден- 146 сации и конвекции могут встретиться следующие типичные случаи: Случай 1. Уровень конвекции лежит ниже уровня конденсации. В этом случае поднимающиеся воздушные частицы не достигают уровня конденсации - облако не образуется. Такие условия наблюдаются в утренние часы, когда неустойчивая стратификация распространяется лишь на тонкий приземный слой. Такие же условия наблюдаются и в антициклонах, где под влиянием инверсии оседания уровень конвекции лежит также ниже уровня конденсации. Кривая стратификации ----- Кривая состояния Рис. 65. Схема относительного расположения кривых стратификации и состояния при образовании кучевых облаков хорошей погоды Случай 2. По мере прогревания земной поверхности и распространения неустойчивой стратификации на более мощный по вертикали слой уровень конвекции приподнимается. Если уровень конвекции располагается несколько выше уровня конденсации (рис. 65), то образуются сравнительно слабо развитые по вертикали облака с плоскими основаниями. Такие облака носят название кучевых облаков хорошей погоды. Вертикальная мощность таких облаков не превышает 1000- 2000 ж. Состоят они из мелких капель. Самолет, попадая в них, едва смачивается, не подвергаясь обледенению; болтанка слабая. Осадков такие облака не дают. В горизонтальном направлении кучевые облака перемещаются обычно с небольшой скоростью (15-25 км/час). Случай 3. Если неустойчивость распространяется в более высокие слои и уровень конвекции располагается значительно выше уровня конденсации (рис. 66), то образуется сильно развитое по вертикали облако с куполообразными вершинами или с вер- 10* Н7 шинами в виде выступов, иногда нагромождающихся друг на друга. Такие облака называют мощными кучевыми облаками. Нижнее основание их - плоское и лежит обычно на высоте 500-1000 м. Вершины же мощных кучевых облаков достигают высоты 4-5 км. Состоит мощное кучевое облако из капель воды различных размеров. Осадки из такого облака выпадают в виде мороси под самым основанием облака. До земной поверхности осадки не доходят, н Кривая стратификации. ---Кривая состояния Рис. 66. Схема относительного расположения кривых стратификации и состояния при образовании мощного кучевого облака Уровень нулевой изотермы летом лежит обычно на высоте 2-3 км. Поэтому в верхней части мощного кучевого облака, располагающейся выше уровня нулевой изотермы, капли воды находятся в переохлажденном состоянии (их температура ниже 0°С). В этой части облака самолет подвергается обледенению. В мощном кучевом облаке наблюдаются сильные вертикальные токи. При этом наряду с восходящими струями наблюдаются нисходящие. Благодаря этому полет в мощном кучевом облаке сопровождается сильной болтанкой самолета. В горизонтальном направлении мощное кучевое облако смещается обычно также с небольшой скоростью (5-25 км/час). Случай 4. В своем развитии мощное кучевое облако часто в послеполуденные часы превращается в кучеводождевое облако (см. рис. 64). Последнее образуется в том случае, когда уровень конвекции, располагаясь значительно выше уровня конденсации, находится на таких высотах, где температура воздуха составляет -10, -15° С и ниже. При таких температурах переохлажденные капли в верхней части облака начинают быстро замерзать, превращаясь в кристаллы льда. Под влиянием разности упругостей насыщения водяного пара над водой и льдом кри- 148 сталлы льда растут. Растущие кристаллы вскоре становятся настолько тяжелыми, что восходящие потоки уже не могут поддерживать их в воздухе и они начинают падать. По пути кристаллы сталкиваются с каплями и кристаллами. В результате из облака начинают выпадать осадки ливневого характера. Принципиальная разница между мощным кучевым и кучево-дождевым облаком в том и состоит, что в кучеводождевом облаке, наряду с каплями воды, образуются кристаллы льда. Благодаря этому облако становится неустойчивым и дает осадки. Обледеневшая вершина кучеводождевого облака имеет часто волокнистую структуру, иногда в форме наковальни. Такое облако называется кучеводождевым с наковальней. Верхняя часть кучеводождевого облака состоит из кристаллов льда, средняя (а зимой и нижняя) - из снежинок и переохлажденных капель, нижняя (летом) - из капель воды. В зоне переохлажденных капель и снежинок самолет сильно обледеневает. В кучеводождевом облаке наблюдаются мощные вертикальные движения, скорость которых достигает 30-40 м/сек. Вертикальные движения носят характер отдельных струй - восходящие течения чередуются в горизонтальном направлении с нисходящими. Такой характер распределения вертикальных потоков в кучеводождевом облаке приводит к сильной болтанке и броскам самолета. Болтанка часто носит опасный характер и может привести к разрушению самолета. Вертикальная мощность кучеводождевого облака летом может достигать 8-10 км. Горизонтальные размеры кучеводожде-вых облаков составляют несколько километров, реже - несколько десятков километров. Учитывая трудности полета в кучеводождевом облаке и его сравнительно небольшие горизонтальные размеры, при встрече с кучеводождевым облаком рекомендуется обходить его стороной. Выпадение ливневых осадков из кучеводождевого облака часто сопровождается грозовыми разрядами; такие кучеводождевые облака называют также грозовыми, или ливневыми. Описанные выше кучеводождевые облака образуются внутри одной и той же воздушной массы в результате сильного нагрева земной поверхности, преимущественно в летнюю половину года. Поэтому их называют внутримассовыми, или тепловыми. Кучеводождевые облака образуются также на холодных фронтах (см. главу VII). Основания кучевых и кучеводождевых облаков расположены ниже 2 км. Иногда конвекция развивается на высотах больше 2 км. В этом случае развиваются сравнительно небольшие по мощности облака, имеющие вид отдельных разбросанных хлопьев или башенок. Такие облака называют высококучевыми 149 хлопьевидными и высококучевыми башен к о-образными. Образуются такие облака, как правило, в утренние часы. Их развитие свидетельствует о неустойчивости атмосферы на средних уровнях (от 2 до 6 км], поэтому, когда в околополуденные часы появляется неустойчивость и в нижних слоях, создаются благоприятные условия для развития мощного по вертикали кучеводождевого облака. Высококучевые башенкообразные и хлопьевидные облака являются, таким образом, предвестниками развития кучеводождевого облака и грозы (на материке). Их необходимо всегда отмечать при разведке погоды. На верхних уровнях (выше 6 км) также образуются облака, имеющие вид небольших белых комочков, от которых вниз тянутся белые полосы в виде запятых. Эти облака называют перистокучевыми кучевообразными. Волнистообразные облака Волнистообразные облака имеют вид распространенного по горизонтали облачного слоя, состоящего из валов, гряд, плит, барашков и т. д. Эти облака имеют сравнительно небольшую вертикальную мощность: в несколько десятков и сотен метров, реже 2-3 км. По горизонтали Волнистообразные облака могут распространяться на большие площади (десятки и сотни тысяч квадратных километров). Волнистообразные облака образуются в результате волновых движений на задерживающих слоях, а также под влиянием излучения и турбулентного перемешивания. В свободной атмосфере внутри одной и той же воздушной массы часто встречаются слои с инверсионной, изотермической или сильно устойчивой стратификацией. Эти слои препятствуют развитию турбулентного обмена и являются задерживающими слоями для водяного пара, ядер конденсации и других атмосферных примесей. Под таким слоем водяной пар достигает состояния, близкого к насыщению. Под влиянием различных по направлению или величине воздушных потоков под и над задерживающим слоем этот слой приходит в колебательное (волновое) движение. Длина и амплитуда волны зависят от разности температур и разности скоростей ветра на нижней и верхней границе задерживающего слоя. Частицы воздуха, совершая восходящее движение (рис. 67) попадают в гребне волны в состояние насыщения, поэтому в гребне волны происходит конденсация водяного пара и образование облачности (воздух поднимается и адиабатически охлаждается), а в нижней части волны облачность отсутствует, так как воздух опускается, уходя из зоны состояния насыщения. В результате волновых движений задерживающих слоев образуются облака сравнительно небольшой вертикальной мощности (несколько со- 150 тен метров, реже 1-2 км), имеющие вид отдельных гряд или плиток. Последние образуются в результате наложения одной системы волн на другую. Образованию задерживающих слоев в атмосфере и накоплению водяного пара и ядер конденсации под ними способствует мелкомасштабный турбулентный обмен (динамическая турбулентность). Разбирая вопрос об инверсиях, мы указывали, что под влиянием турбулентного обмена кривая стратификации приближается к сухой адиабате. На верхней границе слоя с хорошо Теплый воздух слои Холодный воздух-"- Рис. 67. Схема образования волнистообразных облаков под задерживающим слоем развитым турбулентным обменом образуется турбулентная инверсия (см. рис. 43). Под инверсией происходит скопление водяного пара и увеличение относительной влажности. Дальнейшее понижение температуры, обусловленное волновым движением, и увеличение количества водяного пара в верхней части слоя с развитым обменом приводят к образованию облачности. Скопление водяного пара под задерживающим слоем способствует также увеличению потока инфракрасной (тепловой) радиации. Надо отметить, что водяной пар является наиболее сильным поглотителем инфракрасной радиации, а значит, по законам физики, и наиболее сильно излучает ее. Чем больше плотность водяного пара, тем интенсивнее излучение воздуха. Атмосфера и Земля излучают невидимую (инфракрасную) радиацию. Излучение приводит к понижению температуры и образованию облачности. Условия образования облачности этого типа аналогичны условиям образования радиационных туманов. Под влиянием волновых движений задерживающих слоев, а также под влиянием потерь тепла через излучение образуются облака на всех высотах. В нижнем ярусе образуются слоисто-кучевые (плотные и просвечивающие) ислоистые облака. В среднем ярусе образуются волнистообразные облака, к которым относятся высококучевые облака (плотные и просвечивающие) , в верхнем- перистокучевые. В горной и пересеченной холмистой местности при натекании воздушного потока на вытянутый по направлению движения воздуха хребет на средних высотах образуются облака, получившие 151 название высококучевых чечевицеобразных. Причиной образования таких облаков является подъем воздуха по склону хребта или холма. Процесс смешения двух воздушных масс с разными температурами и влажностью подробно рассмотрен в предыдущем параграфе "Туман и дымка". Облачность, образующаяся в результате смешения воздушных масс, имеет, как правило, небольшую вертикальную мощность и водность. Слоистообразные облака Слоистообразные облака представляют собой более или менее равномерный покров, покрывающий, как правило, всю или большую часть неба. Слоистообразные облака образуются в результате восходящего упорядоченного подъема теплого воздуха по клину холодного вдоль фронтальных поверхностей. К этим облакам относятся: в нижнем ярусе - с л о и с т о д о ж д е в ы е, в среднем - высокослоистые и в верхнем - перисто-слоистые облака. Подробно Слоистообразные облака и условия их образования рассматриваются в главе VII в связи с фронтами. Кроме перечисленных выше процессов, приводящих к образованию облачности трех форм (кучевообразной, волнистообраз-ной и слоистообразной), играют роль и другие процессы, как, например, испарение падающих капель и испарение с земной поверхности, охлаждение воздуха в результате теплообмена (молекулярного и турбулентного) с подстилающей поверхностью и др. Но эти процессы могут играть лишь вспомогательную роль в образовании облачности. Наибольшее значение для образования облаков имеет процесс адиабатического охлаждения. Благодаря этому процессу образуются наиболее важные (особенно для авиации) виды внутри-массовой и фронтальной облачности. Велика также роль волновых движений на задерживающих поверхностях и излучения. 2. МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Первые попытки классификации облаков относятся к началу прошлого столетия. Принятая в настоящее время международная классификация облаков разработана международной облачной комиссией в 1929-1932 гг. Согласно международной классификации облака подразделяются по форме и высоте расположения. I принцип - классификация по форме, рассмотренная в предыдущем параграфе. II принцип - классификация по высоте. В зависимости от высоты расположения все облака подразделяются на четыре семейства или класса. Каждое семейство 152 облаков включает в себя несколько основных родов облаков. Во всех четырех семействах насчитывается десять основных родов. Каждый основной род в свою очередь подразделяется на несколько видов и разновидностей. I семейство - облака верхнего яруса. Нижняя граница в среднем выше 6 км над земной поверхностью. Верхняя граница облаков этого яруса может достигать высоты 9-11 км. Указанные высоты для нижней и верхней границ относятся к умеренным широтам. В высоких широтах нижняя граница облаков верхнего яруса может находиться на значительно меньшей высоте. При низких отрицательных температурах (зимой) и в умеренных широтах облака верхнего яруса могут лежать ниже 6 км. Облака верхнего яруса состоят из ледяных кристаллов. До последнего времени значение облаков верхнего яруса недооценивалось. Считалось, что эти облака имеют небольшую вертикальную мощность, легко пробиваются и не сильно ухудшают видимость. 1В связи с полетами на больших высотах обнаружено, что облака верхнего яруса могут иметь большую вертикальную мощность (верхняя граница может лежать в пределах нижней стратосферы) и хотя дальность видимости в облаках не бывает меньше 200-300 м, но при большой скорости полета (около 800 км/час) и такое ухудшение видимости оказывает серьезное влияние на полет. В семейство облаков верхнего яруса входят три основных рода облаков; каждый род относится к форме "в" или "с". Перистые облака (рис. 68) - это отдельные облака белого цвета, часто в виде волокон или перьев, иногда отдельных нитей или длинных полос. Перистые облака в виде длинных полос, вытянутых в одном направлении (перистые когтевидные), являются часто предвестниками ухудшения погоды (см. главу VII). По форме перистые облака относятся, как правило, к волнистообразным. Перисто кучевые облака (рис. 69) - это мелкие барашки, располагающиеся группами или отдельными рядами, как правило, устойчивые, по форме - волнистообразные. Перистослоистые облака (рис. 70) - белесоватая пелена, затягивающая часто все небо, а если все небо со временем не затягивается, то отчетливо заметна граница облаков. Вокруг Солнца при этих облаках нередко образуются- большие цветные круги - "гало". Иногда же более или менее явственно обнаруживается волокнистое строение. Если за перистыми когте-видными следуют перистослоистые, то это верный признак ухудшения погоды. По форме эти облака слоистообразные. II семейство - облака среднего яруса. Средняя высота нижней границы 2 км, верхней - 6 км, при этом возможны также значительные отклонения от этих средних значений. Это семейство включает два основных рода. Высококучевые облака (рис. 71) имеют форму Рис. 68. Перистые облака Рис. 69. Перистокучевые облака 154 Рис. 70. Перистослоистые облака Рис. 71. Высококучевые облака 155 более или менее крупных барашков белого или серого цвета и располагаются группами или рядами. Образуются эти облака в результате волновых процессов на устойчивых поверхностях раздела или в результате распада облаков других родов. Это, как правило, устойчивые облака, не дающие осадков. Цвет - от блестяще белого до темносерого и темного. Толщина облаков колеблется в значительных пред$лах (от сотен метров до 2-4км). Солнце и Луна через одни облака этого рода просвечивают в виде размытых пятен, через другие не просвечивают. По форме эти облака относятся преимущественно к волнистообразным, некоторые разновидности - к кучевообразным. Высококучевые облака состоят, как правило, из переохлажденных капель воды. В них наблюдается обледенение. Высокослоистые облака (рис. 72). Это достаточно плотные однородные облака светлосерого и серого цвета. Луна или Солнце сквозь них просвечивают весьма слабо в виде размытых пятен. Образуются высокослоистые облака в результате упорядоченного восходящего движения теплого воздуха вдоль фронтальной поверхности. Из них всегда выпадают осадки, которые не доходят до земной поверхности (кроме зимнего периода). Под этими облаками образуются разорваннодождевые облака, имеющие вид темных пятен. Высокослоистые облака - это фронтальные облака. Они состоят из переохлажденных капель и кристаллов льда. В них наблюдается обледенение. III семейство - облака нижнего яруса. Нижняя граница этих облаков располагается вблизи земной поверхности, верхняя - в среднем на высоте 2 км. Это семейство включает два рода облаков. Слоисто кучевые облака (рис. 73) имеют вид гальки или валов, причем самые мелкие элементы слоя, еще сохраняющие правильное расположение, достаточно крупны, размыты и имеют серый цвет с темными частями. Эти отдельные элементы располагаются в виде групп или рядов по одному или двум направлениям. Слоистокучевые облака бывают просвечивающие и плотные. Образуются слоистокучевые облака в результате волновых процессов, радиационного выхолаживания, смешения, а также в результате распада облаков других родов. По форме эти облака относятся к волнистообразным, некоторые разновидности - к кучевообразным. Осадки из этих облаков, как правило, не выпадают и лишь редко они могут давать морось. Состоят слоистокучевые облака из капель воды, при отрицательных температурах - переохлажденных. Слоистые облака (рис. 74)-это сравнительно однородный слой облаков, похожий на туман, но приподнятый над земной поверхностью. Иногда этот слой разрывается, образуя разорванные слоистые облака. Принципиально по условиям образования и строению слоистые облака существенно не отличаются от слоистокучевых. Различие заключается лишь в величине Рис. 72. Высокослоистые облака Рис. 73. Слоистокучевые облака 157 Рис. 74. Слоистые облака облачных элементов. Основной процесс, который приводит к образованию слоистых облаков,- радиационное выхолаживание под задерживающим слоем. Слоистые облака часто образуются в результате подъема тумана с восходом солнца (приподнятый туман). По форме было бы более правильно отнести слоистые облака к волнистообразным, а не слоистообразным, как это сделано в международном атласе облаков. Слоистодождевые облака имеют вид плотного равномерного покрова, сквозь который Солнце и Луна не просвечивают. Из них всегда выпадают в течение длительного времени осадки, дождь или снег. Под этими облаками образуются темные разорваннодождевые облака. По строению и условиям образования слоистодождевые облака принципиально отличаются от слоистых облаков, хотя их внешне различить иногда бывает трудно. Слоистодождевые облака образуются в результате упорядоченного восходящего движения теплого воздуха вдоль поверхности разделяющей массы с разной температурой. Слоисто-дождевые облака - только фронтальные. В нижней части состоят они из капель, в средней - из капель и кристаллов, в верхней - из кристаллов льда. В этих облаках наблюдается сильное обледенение. Хотя слоистодождевые облака и отнесены к облакам нижнего яруса, но вертикальная мощность их, как правило, значительно больше 2 км (в среднем 4-5 км). По этой причине этот род облаков было бы логичнее отнести к IV семейству. 158 IV семейство - облака вертикального развития. Это семейство включает два рода облаков. Нижнее основание облаков этого семейства лежит в пределах нижнего яруса (в среднем около 500 м), вершина может простираться до значительных высот (вплоть до перистых облаков). По форме-это кучевообраз-ные облака. Рис. 75. Мощные кучевые облака Кучевые облака (рис. 75) - отдельные более или менее мощные облака, развитые по вертикали, с куполообразными вершинами в виде выступов, иногда нагромождающихся друг на друга основания их, как правило, сравнительно плоские. Эти облака устойчивые, осадков не дают. Кучевые облака - типичные внутримассовые облака, образующиеся в результате неупорядоченной тепловой конвекции, состоят они из капель. В мощных кучевых облаках наблюдается сильная болтанка самолета. 159 Рис. 76. Кучеводождевые облака Кучеводождевые облака (рис. 76). Часто их называют ливневыми или грозовыми. Это мощные облачные массы с большим вертикальным развитием, поднимающиеся в виде гор или башен. Верхняя часть имеет часто волокнистую структуру, иногда в форме наковальни. Вершина кучеводождевых облаков обледеневает. Это облака неустойчивые, всегда дающие ливневые осадки. С этими облаками часто связаны грозы. Кучеводождевые облака образуются в результате мощной тепловой конвекции и восходящего движения вдоль поверхности холодного фронта. Принципиальное различие между мощными кучевыми и куче-водождевыми облаками состоит в том, что вершина мощных кучевых облаков еще не обледенела и все облака состоят из капель (в том числе и переохлажденных), вершина же кучеводож-девого облака состоит из ледяных кристаллов. В средней части кучеводождевого облака наблюдается интенсивное обледенение, внутри всего облака - сильная болтанка. 3. НИЖНЯЯ ГРАНИЦА И ВЕРТИКАЛЬНАЯ МОЩНОСТЬ ОБЛАКОВ Для определения высоты нижней границы облаков применяется несколько способов. Наиболее широко распространено определение нижней границы облаков при помощи шаров-пилотов. Зная вертикальную скорость шара-пилота и отмечая момент, когда шар-пилот начинает входить в облако, получаем возможность определить высоту нижней границы облака. 160 Ночью для определения высоты нижней границы облака используются прожекторы. Наиболее надежные данные по высоте нижней границы облака дает самолет. При помощи самолета производится определение и вертикальной мощности облачности. С этой целью в ряде пунктов страны ежедневно производится зондирование облачности при помощи самолета. В последние годы в практику начинает внедряться новый прибор для определения границ и вертикальной мощности облачности - облакомер. Результаты исследований нижней границы облаков показывают, что нельзя представлять нижнюю границу их в виде некоторой плоской поверхности, высота которой изменяется постепенно (например, понижается при приближении фронта). Нижняя граница облака представляет собой слой переменной плотности с постепенным ухудшением видимости от легкого затуманивания до полной потери видимости. Этот слой, как и все облако в целом, находится в непрерывном сложном движении и изменении. Измерение высоты облаков при помощи шаров-пилотов, самолета и привязных аэростатов показало, что высота нижней границы облаков резко изменяется над одним и тем же пунктом в течение небольших промежутков времени (10-20 минут), а также может быть существенно различной в двух близко расположенных пунктах. Изменение высоты нижней границы облака в течение 10-20 минут может составлять 100 ж и более. Для облаков нижнего яруса колебание высоты облака может доходить до 50% от средней высоты. На рис. 77 представлены кривые изменения высоты нижней границы облака, определенные в короткие промежутки времени различными методами. Наименьшую высоту облака дает метод определения ее по потере горизонтальной видимости (на самолете или аэростате, положение 1); шар-пилот дает, в среднем, высоту на 80-120 м большую (положение II); наибольшую высоту облака дает метод определения ее по потере вертикальной видимости земных ориентиров (с самолета или аэростата, положение III). Эта, последняя высота отличается от шаро-пилотной .на 10-30 м. Высота нижней границы облаков, определенная при помощи прожектора, оказывается заниженной в среднем на 30 м по сравнению с высотой по данным шаров-пилотов. Из предыдущего следует, что на практике необходимо как можно чаще определять высоты нижней границы облаков, а в метеорологических консультациях сообщать данные о средней высоте облаков и об отклонениях их от средней. В прогнозе также нужно указывать среднюю высоту облачности и те пределы, в которых она будет колебаться. По определению вертикальной мощности облаков проведено значительное количество исследований. Наибольшую вертикаль- 11 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов --Ь! 300 10S20 40 2BS 20 40?0? 20 40^002040 tjOO QOJ20 40 yllBZ04O Q002040 QUO 20 40 tfjQS Время (час. мин] Рис. 77. Кривые изменения высоты нижней границы облаков, определенные за короткие промежутки времени: / - с самолета (аэростата) по потере горизонтальной видимости; // - при помощи шара-пилота; /// - с самолета (аэростата) по потере вертикальной видимости нуго мощность имеет слоистодождевая и кучеводождевая облачность. По наземным данным и внешнему виду о вертикальной мощности облаков можно составить лишь самое общее представление. Так, темные облака имеют, как правило, большую вертикальную мощность. Но зимой отмечались случаи, когда сквозь слоистодождевые и высокослоистые облака, имеющие вертикальную мощность до 7 км, просвечивало солнце. Более надежные данные о вертикальной мощности можно получить, анализируя кривую стратификации и кривую точки росы. На верхней границе облаков наблюдается или инверсия температуры, или замедленное падение. Температура точки росы на верхней границе падает с высотой быстрее, чем внутри облака. Но следует иметь в виду, что верхняя граница облака представляет собой также некоторый переходный слой -с постепенным уменьшением плотности. 4. МИКРОФИЗИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОБЛАКОВ IK микрофизическим характеристикам облаков относятся: размеры и число капель, водность, условия переохлаждения и замерзания, условия конденсации, электрические заряды, фазовое состояние облачных элементов. Ряд выводов, сделанных в § 3 относительно строения туманов, в равной степени относится и к облакам (распределение капель по размерам, зависимость водности от температуры, связь между видимостью, водностью и размерами капель). 162 Первые исследования по микрофизике облаков и туманов были проведены в середине 30-х годов текущего столетия в Ленинградском институте экспериментальной метеорологии под руководством В. Н. Оболенского и Б. В. Кирюхина. За последние 5-8 лет работы в этом направлении ведутся в Центральной аэрологической обсерватории (Боровиков А. М., Хргиан А. X.), Главной геофизической обсерватории им. А. И. (Воейкова (Е. С. Селезнева, И. И. Честная, Н. С. Шишкин), на Военном гидрометеорологическом факультете Советской Армии, Геофизическом институте Академии наук СССР. Микрофизичеокие характеристики облачности лежат в основе решения таких важнейших для авиации проблем, как обледенение, видимость в облаках, грозовые явления. По фазовому состоянию облачных элементов облака подразделяются на три группы. 1. Капельно-жидкие или водяные облака, состоящие из капель воды, в том числе и переохлажденных. Наиболее часто в облаках встречаются капли диаметром в 5-2(V, скорость падения их 1-2 см/сек, число капель в 1 еж3 колеблется от 100 до 500. В неустойчивых облаках встречаются капли диаметром 200-300р. Дождевые капли имеют диаметр от нескольких сотен микрон до 1-5 мм. Водность водяных облаков в среднем составляет 0,2-0,4 г/ж3, но при высоких температурах может доходить до 4-5 г/ж3. >К капельно-жидким облакам относятся: слоистокучевые, слоистые и кучевые облака. Обычно высококучевые облака также являются водяными облаками, особенно летом. При отрицательных температурах капельно-жидкие облака находятся в переохлажденном состоянии. Полет в переохлажденных облаках сопровождается обледенением. Водность, размеры и число капель неравномерно распределяются внутри облака. В табл. 13 приводим распределение числа капель в 1 еж3 Таблица 13 Среднее число капель и водность кучевых облаков на разных высотах над основанием облака Высота середины слоя Число Водность Количество над основанием облака в м капель в 1 см3 облака в г/м3 измерений 25 300 0,08 23 100 460 0,18 25 225 200 0,27 43 400 140 0,41 57 GUO 90 0,45 32 800 70 0,72 16 IOOQ 70 0,97 18 1450 40 0,77 18 163 jf/j 2350 H0= 1800 И = 2850 //"= 1700 ?=?820 Н = 1630 И= 1420 _ = 1180 10= 750 M=J-77JL Ио= 620 JH--167JL _ И* 520 H*J5SO ~НК смешанным облакам относятся: высокослоистые, слоистодождевые и кучеводождевые. Полеты в облаках показывают, что капельно-жидкие, ледяные и смешанные облака в среднем встречаются примерно одинаково часто. Так, из 686 случаев зондирования облачности, исследованных Е. Г. Зак, капельно-жидкие облака наблюдались в 34%, ледяные - в 37% и смешанные - в 29% случаев. Следует особо подчеркнуть, что капельно-жидкие облака наблюдаются не только при положительных, но и при отрицательных температурах. Более того, при понижении температуры ниже 0° С капли, как правило (а не исключение), не замерзают, оставаясь в переохлажденном состоянии. Отмечались случаи переохлаждения капель до -30-40° С. 167 Однако чаще всего переохлажденные капли наблюдаются только до температур -10-15° С. При более низких температурах происходит замерзание капель. 92% капельно-жидких облаков, рассматривавшихся Е. Г. Зак, находилось в переохлажденном состоянии. 5. СУТОЧНЫЙ ХОД ОБЛАЧНОСТИ И ОСАДКОВ Суточный ход облачности и осадков обусловлен изменением температурного и ветрового режимов в течение суток. При этом выявить закономерности суточного хода облачности и осадков можно лишь в результате осреднения данных наблюдения за большой промежуток времени, особенно в умеренных широтах. В общем случае в суточном ходе облачности и осадков на материках наблюдается 2 максимума. 1-й максимум приходится на послеполуденные часы и связан с развитием облачности кучевообразных форм (кучевой и куче-водождевой), 2-й максимум (менее интенсивный) приходится на ночные и ранние утренние часы. Появление этого максимума связано с образованием ночью слоистой, слоистокучевой и высококучевой облачности. Фронтальная облачность слоистообразных форм не имеет хорошо выраженного суточного хода. На береговых станциях ход облачности и осадков наблюдается с максимумом ночью или под утро и с минимумом днем. 6. ОБЛАЧНЫЕ СЛЕДЫ 'Конденсация и сублимация водяного пара в атмосфере приводит к образованию так называемых облачных следов за летящим самолетом (рис. 81). Рис. 81. Облачный след 168 Наблюдения показывают, что облачные следы чаще всего образуются в тропосфере при температуре ниже -30-40° С. Облачные следы образуются в результате сублимации водяного пара, который образуется при сгорании различных видов топлива (бензин, керосин и др.) и затем поступает в атмосферу. Значительную роль в образовании облачных следов играет эффект понижения давления под крылом самолета под влиянием увеличения скорости (закон Бернулли). Уменьшение давления ведет к понижению температуры (процесс адиабатический). Если воздух на высоте полета близок к состоянию насыщения, то дополнительное понижение температуры под крылом приведет к конденсации водяного пара и образованию облачного следа. Известную роль в образовании облачных следов играют также те дополнительные ядра конденсации, которые представляют собой несгоревшие остатки топлива. Наблюдениями установлено, что при образовании облачных следов воздух находится в состоянии, близком к насыщению по отношению ко льду. Поэтому дополнительное количество водяного пара и ядер конденсации, внесенное летящим самолетом, приводит к образованию устойчивого облачного следа, сохраняющегося длительное время. Отмечено также, что наиболее устойчивые облачные следы образуются тогда, когда в верхней тропосфере наблюдаются легкие перистые облака или помутнение, часто не видимое с земли. При отсутствии насыщения облачные следы быстро разрушаются под влиянием турбулентного обмена. Облачные следы образуются вначале, как правило, за каждой выхлопной трубой. Затем эти следы сливаются в один облачный след. Облачные следы образуются также за крылом самолета под влиянием разрежения потока и срыва струи. Исследованием условий образования облачных следов занимались А. В. Садовников, В. А. Гусев и др. § 5. ОСАДКИ Капли воды и кристаллы льда, образующиеся в атмосфере, носят общее название гидрометеоров. Капли воды и кристаллы льда, выпадающие из атмосферы на земную поверхность, носят название осадков. 1. КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДКОВ Различают следующие виды осадков (классификация по форме): 1. Морось - довольно однородные осадки, состоящие из большого количества мелких капель диаметром меньше 0,5 мм, которые почти не имеют направленного движения и кажутся плавающими в воздухе. Выпадает морось из слоистых и слоистокучевых облаков, а также при рассеивании тумана. Интенсивность осад- 169 коь не более 0,25 км/час, скорость падения капель в неподвижном воздухе 0,3-2,0 м/сек. 2. Дождь - осадки, состоящие из капель воды диаметром более 0,5 мм (500ц). Наблюдения показывают, что капель диаметром больше 7 мм не встречается - они разбиваются на более мелкие. Скорость падения капель дождя составляет 4-8 м/сек. Дождь выпадает из слоистодождевых и кучеводожде-вых, а иногда из высокослоистых облаков. 3. Снег - выпадает в виде кристаллов льда или звездочек - снежинок. При температурах, близких к 0° С, кристаллы и скелеты часто соединяются между собой и выпадают в виде больших хлопьев. Размеры хлопьев могут достигать большой величины. По А. Д. За-морокому, диаметр хлопьев снега колеблется в пределах от 1 мм до 10 еж и более. Снежные хлопья - весьма частое явление. Они наблюдаются более чем в 25% всех снегопадов. Образованию снежных хлопьев способствует относительно высокая температура воздуха, густота снегопада, турбулентность, длительность пути падения и другие факторы. Предельно большие хлопья образуются при затишьи или слабом ветре (1-2 м/сек). 4. Мокрый снег - это выпадение снежинок и переохлажденных капель или тающих снежинок. Мокрый снег образуется тогда, когда вблизи Земли температура близка к 0° С или несколько выше 0° С. 5. Снежная крупа - это ледяные и снежные обзерненные шарики диаметром от долей миллиметра до 15 мм, которые образуются в результате замерзания переохлажденных капель воды и обзернения снежинок (замерзание на снежинках капель воды). Подразделять этот вид осадков на "снежную крупу", "снежные зерна" и "ледяную крупу" нецелесообразно. Условия образования этих разновидностей крупы одни и те же. Различие заключается лишь в размерах и соотношении между "снежной" и "ледяной" частями. 6. Град - это ледяные (с наличием снежных прослоек) частицы шарообразной формы диаметром от 2 до 50 мм (наблюдались случаи выпадения града диаметром более 30 см). Крупные градины имеют слоистое строение. В центре расположено матовое белое ядро, похожее на снежную крупу. Ядро обтянуто слоем прозрачного сплошного льда. Далее идут попеременно прозрачные и непрозрачные слои льда. Град образуется в результате слияния переохлажденных капель воды с зернами крупы. Происходит замерзание капель. Но расчет показывает, что крупная градина не может образоваться при падении ее сквозь кучеводождевое облако лишь в одном направлении (от вершины к основанию). Для образования града размером в несколько сантиметров необходимо, чтобы градина несколько раз поднялась и опустилась внутри облака. Скорость падения градины возрастает примерно пропорционально квадрат- 170 ному корню из ее диаметра. Так, градина диаметром 12 мм падает со скоростью около 10 м/сек, диаметром 5 см - около 25 м/сек, а диаметром 10 см - со скоростью около 45 м/сек. Градины с такой скоростью падения могут подниматься- в облаке только при наличии в нем сильных вертикальных токов, величина которых больше скорости падения капель. Таким образом, внутри кучеводождевого облака возможны вертикальные токи, скорость которых измеряется метрами и десятками метров в секунду. Генетически, т. е. по происхождению, осадки в зависимости от физических условий образования (главным образом от термической стратификации атмосферы и вертикальных движений) подразделяются на: 1. Обложные осадки. Это продолжительные и распространяющиеся на большую площадь осадки средней интенсивности. Эти осадки выпадают из фронтальных слоистодождевых - высокослоистых облаков в виде дождя и снега, иногда мокрого. 2. Ливневые осадки. Это осадки неустойчивых воздушных масс и холодных фронтов, выпадающие из кучеводождевых облаков в виде дождя, снега, снежной крупы, мокрого снега, града. Эти осадки внезапно начинаются и кончаются, для них характерно резкое изменение интенсивности. Выпадение этих осадков часто сопровождается грозами и шквалами. 3. Морось или ледяные кристаллы (при низких температурах зимой). Такие осадки выпадают из плотных слоистых облаков и реже - из слоистокучевых облаков, которые образуются в устойчиво стратифицированных воздушных массах под задерживающими слоями. 2. ФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ УКРУПНЕНИЯ ОБЛАЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ И ОБРАЗОВАНИЯ ОСАДКОВ В последние годы советские метеорологи и физики уделяют большое внимание проблеме образования и укрупнения облачных элементов, с которой тесно связана проблема расчета интенсивности осадков. Обе эти проблемы в свою очередь тесно связаны с проблемой вертикальных движений и общего изменения поля температуры атмосферы. Такая взаимосвязь и взаимообусловленность большого числа явлений и процессов, играющих роль в образовании облачности и осадков, значительно осложняет решение этой проблемы. Тем не менее на основании выполненных главным образом советскими учеными теоретических и экспериментальных работ можно составить достаточно полное представление (в том числе и с количественной стороны) о развитии процесса, приводящего к образованию осадков. В начальной стадии развития облака по современным представлениям основную роль в укрупнении облачных элементов играют процессы конденсации и сублимации водяного пара. Кон- Ш денсация происходит вследствие наличия небольших перенасыщений (1-2%) в облаке. Особенно быстро начинают расти облачные элементы после того, как в облаке, наряду с переохлажденными каплями, появляются кристаллы льда. При этих условиях начинается перегонка водяного пара с переохлажденных капель на кристаллы льда вследствие разности максимальных упругостей водяного пара над водой и льдом. Наибольшая скорость роста кристаллов наблюдается при температурах, близких к -12° С. Во второй стадии, после того как капли и кристаллы льда вырастают до 100-200ц в диаметре, преобладающую роль начинают играть процессы слияния (коагуляции) облачных элементов. Коагуляция облачных элементов обусловливается как различной скоростью падения капель, так и гидродинамическими силами давления (эффект Бернулли), турбулентными и броуновскими движениями. Благодаря коагуляции капли и кристаллы вырастают до размеров от нескольких сотен микрон до нескольких миллиметров в диаметре. Капли разных размеров падают под действием силы тяжести с различной скоростью, благодаря чему они ударяются одна о другую. Однако пока капли мелки, их столкновение и слияние мало вероятно. При сближении капель между ними образуется воздушная подушка, а чтобы капли преодолели ее и столкнулись, они должны обладать достаточной инерцией относительного движения. С ростом капель их инерция увеличивается, а условия для столкновений и слияний становятся все более благоприятными. Теория показывает, что скорость роста капель за счет слияния начинает превосходить скорость конденсационного роста при значениях радиуса капли в пределах от 20 до 60^. Исключительно важную роль в укрупнении облачных элементов и образовании осадков играют вертикальные движения внутри облака. Во-первых, при восходящем движении понижается температура воздуха, что обеспечивает перенасыщение водяного пара и конденсационный рост капель до размеров, при которых активную роль играет слияние капель. Во-вторых, капли, поднятые на большую высоту восходящим потоком, при падении проходят значительную толщу облака, в результате чего они вырастают до больших размеров за счет коагуляции. Величина вертикальных потоков колеблется в пределах от нескольких см/сек в случае вертикальных движений на фронтальных поверхностях (на теплом фронте) до нескольких м/сек и десятков м/сек для случая вертикальных движений внутри кучеводождевых и мощных кучевых облаков. Вертикальные потоки внутри этих облаков имеют вид отдельных чередующихся (в смысле направления движения воздуха вверх или вниз)-струй. О таком чередовании восходящих и нисходящих движений внутри облака говорит сильная болтанка самолета, когда броски са- 172 молета вверх и вниз доходят до нескольких десятков и сотен метров. Но в центральной части облака все же преобладает восходящее движение, а ближе к периферии - нисходящее. Теоретические расчеты, выполненные Н. С. Шишкиным, приводят к выводу о том, что характер дождя (размер капель, интенсивность, время начала, продолжительность) определяется главным образом степенью развития в облаке восходящих движений: чем больше скорость, тем крупнее капли осадков и тем быстрее нарастает его интенсивность. Но при расчетах встречаются большие трудности в связи с тем, что точное определение величины скорости восходящих движений, а тем более распределение их внутри облака и изменение во времени в настоящее время невозможно. По этой причине и применение полученных Н. С. Шишкиным и другими исследователями теоретических формул к конкретным случаям следует считать сильно ограниченным. Тем не менее теория позволяет составить представление об основных процессах, которые приводят к росту облачных элементов и образованию осадков. Следует обратить внимание еще на один эффект, который приводит к увеличению скорости роста капель за счет конденсации водяного пара. Это эффект разности температур между облачными элементами. Такие разности температур образуются в результате того, что в облаке наблюдаются восходящие и нисходящие движения. 'Капли, пришедшие сверху, в среднем оказываются на данном уровне холоднее капель, пришедших снизу. Эти разности температур невелики (лежат в пределах десятых долей градуса). Но при высоких положительных температурах (в низких широтах) они могут играть заметную роль. Рассмотрим этот эффект. Пусть две соседние капли одного и того же радиуса имеют температуру 7\ и Tz (Тг<^Т2). Тогда упругость насыщения над поверхностью этих капель находится в соотношении ?.---• --------- --2 ^ 1 " Известно (см. кривую зависимости Е от Т рис. 12), что при одной и той же разности температур дг= г2 - т; разность ДЕ-, тем больше, чем выше температура. При одной и той же разности ДЯ^ДЯ-. = const) разность температур должна быть тем меньше, чем выше температура окружающего капли воздуха. На рис. 82 приведена зависимость разности &ЕЛ-ЕВ-ЕЯ упругостей насыщения водяного пара над водой и льдом от 173 температуры (пунктирная кривая). Эта разность принимает максимальное значение: (&ЕД) =0,264 мб при t = -12° С. Д?л(-0,25 0,20 0./5 О./О 0,05 0,00 * ^ мб) дг °с 5 3 г 1 0 ~^ у АР _ \ / Ч ч V \ k \ \ / К, \ ^ \ •"> ^ X <ч V, \ \ "с" '*--. ^, ^•v" k - , -" -. ^ ^- - \ ^==- -=-=! = 35-30-25-20-15-10-5 0 5 10 И Рис. 82. Зависимость разности температур соседних капель и разности упругостей насыщения над водой и льдом от температуры воздуха Сплошные кривые на рис. 82 представляют зависимость разности ДГ между каплями от температуры при фиксированном значении Д?т = (Д?л)тах (кривая Л); Д?Т= (А^)шах (кривая 5); ДЯТ =--J-^ (кривая С). Для того чтобы вызвать эффект конденсации, сравнимый с эффектом появления твердой фазы (кристаллов) в облаке, необходимо, чтобы разность ДГ была равна нескольким градусам при низких отрицательных температурах и всего лишь долям градуса при высоких положительных температурах. Этот эффект, поскольку больших разностей температур в облаках не бывает, не играет существенной роли в умеренных и высоких широтах, где облака имеют, как правило, низкую температуру, и может играть заметную роль в таких широтах, где нижняя часть облаков обычно находится в области высоких положительных температур. По этой причине, а также благодаря коагуляции (слиянию капель) в низких широтах часто выпадают ливневые осадки без появления твердой фазы в облаках (без обледенения вершины). 3. ОБРАЗОВАНИЕ И РОЛЬ ТВЕРДОЙ ФАЗЫ В ОБЛАКАХ Теория роста облачных капель показывает, что осадки могут выпадать и из чисто водяных облаков при наличии в них развитых восходящих движений. 174 В начальной стадии в таких облаках капли растут за счет конденсации водяного пара на ядрах конденсации. После того как капли вырастут до таких размеров, когда радиус их уже больше IJA (10~4 см), эффект содержания солей и кривизны поверхности на упругость насыщения практически перестает сказываться. Упругость насыщения над такой каплей практически совпадает с упругостью насыщения над плоской поверхностью дистиллированной воды. Следовательно, капли с f>lp- могут расти только в том случае, когда относительная влажность в облаке больше 100%. Но значительных перенасыщений в облаке образоваться не может, так как процесс конденсации протекает непрерывно. 'Как только возникает перенасыщение, сразу же начинается конденсация (конденсация препятствует увеличению перенасыщения). По этой причине рост капель за счет конденсации в чисто водяном облаке до размеров, когда основную роль начинает играть коагуляция, происходит, как правило, медленно. Благодаря этому чисто водяные или ледяные облака, особенно при отсутствии в них сильных вертикальных движений и притока водяного пара снизу, достаточно устойчивы. Такие облака называют коллоидально-устойчивыми. Условиями коллоидальной устойчивости облака являются: 1) одинаковое фазовое состояние облачных элементов (капли воды или кристаллы льда); 2) одинаковые температуры облачных элементов, что связано с отсутствием вертикальных движений внутри облака (струй); 3) примерно одинаковые размеры облачных элементов; 4) равные электрические заряды капель (роль этого фактора в.укрупнении облачных элементов полностью не выяснена до настоящего времени); 5) отсутствие вертикального смещения облака или смещения его в область более низких температур по горизонтали, а также отсутствие притока водяного пара к облаку. Нарушение одного из этих условий ведет к нарушению устойчивости облака. Непосредственные наблюдения показывают, что в умеренных и высоких широтах интенсивные осадки выпадают из облаков смешанного строения, так как при появлении в облаке ледяных кристаллов процесс укрупнения облачных элементов и выпадения осадков значительно ускоряется. Согласно известной теории Бержерона-Финдайзена образование осадков объяснялось только появлением твердой фазы в облаках. При этом считалось, что кристаллы льда в облаке могут появиться только в том случае, когда вершина его достигла так называемого уровня ледяных кристаллов. Ледяные кристаллы, таким образом, поступают в облако извне. Для объяснения образования первоначальных кристаллов льда, которые всегда согласно этой теории есть в атмосфере выше уровня ле- 175 дяных кристаллов (этот уровень находится на разной высоте в высоких и низких широтах, зимой и летом и т. д.), была выдвинута гипотеза ядер сублимации, природа и свойства которых отличаются от ядер конденсации. Работы последних лет, выполненные советскими метеорологами и физиками, показывают, что теорию Бержерона-Финдай-зена в настоящее время следует считать несостоятельной. Во-первых, теоретически и экспериментально установлено, что первоначально в атмосфере всегда образуются (за исключением, может быть, случая очень низких температур) капли. Первоначальной, таким образом, в условиях свободной атмосферы всегда является конденсация, а не сублимация. Кристаллы льда образуются в результате замерзания переохлажденных капель воды. Замерзание капель происходит как с поверхности (замерзает очень тонкая пленка воды, которая образуется на смачиваемом ядре конденсации), так и изнутри благодаря колебаниям плотности. Переохлажденное состояние характеризуется тем, что по отношению к слабым импульсам (колебаниям плотности в связи с колебаниями температуры) капля ведет себя устойчиво - не замерзает. Но при достаточно сильных импульсах (удары о самолет, резкое понижение температуры при восходящем движении) устойчивость теряется - капля замерзает. Эта теория советских ученых объясняет появление твердой фазы на основе внутренних свойств воды, без привлечения каких-либо гипотетических (основанных на предположении) ядер сублимации. Наибольшая скорость замерзания переохлажденных капель наблюдается при температурах от -8 до -16° С. Но в зависимости от условий образования облака замерзание может происходить при всех температурах ниже 0° С. Температура, при которой происходит замерзание переохлажденных капель, зависит: - от скорости понижения температуры (определяемой скоростью вертикальных движений) - чем больше скорость охлаждения, тем при более высокой температуре замерзает капля; - от размеров капель - чем меньше размеры капель, тем при более низкой температуре они замерзают; - от химического состава растворов; - от турбулентного состояния облака. Следует подчеркнуть, что в нижней и средней тропосфере, где температура, как правило, не ниже -25°, -35° С, переохлажденное состояние капель облаков является совершенно нормальным состоянием во все времена года (по Е. Г. Зак, капельножидкие облака наблюдаются в 70% случаев). Но ни о какой полной неустойчивости переохлажденных капель воды говорить не приходится. Они теряют устойчивость только при достаточно сильных импульсах, приводя к образованию кристаллов льда. 176 Во-вторых, теория Бержерона-Финдайзена не учитывала роли процессов коагуляции, которая в заключительной стадии образования осадков имеет определяющее значение. Как показывает расчет, интенсивные осадки могут образоваться и в чисто водяном облаке, если в нем наблюдается сильное восходящее дв№-жение. Но роль твердой фазы в образовании осадков велика и ее нельзя недооценивать. Следует прежде всего иметь в виду, что согласно измерениям в атмосфере и в облаках не существует сколько-нибудь устойчивого перенасыщения относительно воды. Чаще всего водяной пар в облаках находится в насыщенном состоянии по отношению ко льду. В переохлажденных облаках наблюдается, как правило, недостаток насыщения по отношению к воде и перенасыщение по отношению ко льду. В этих условиях капли расти не могут, а облачные элементы могут расти только за счет образования твердой фазы. Как только образуются кристаллы льда, на них благодаря тому, что упругость насыщения над льдом (Ел) меньше упругости насыщения над водой (Ев), начинается сублимация водяного пара, приводящая к быстрому росту кристаллов и испарению капель. По оценке Н. С. Шишкина скорость роста кристаллов льда в среднем в 10-30 раз больше скорости роста капель воды того же размера.. Благодаря появлению кристаллов льда значительно сокращается время, в течение которого облачные элементы вырастают до таких размеров, когда основную роль начинает играть коагуляция. По оценке Н. С. Шишкина эффект появления твердой фазы в облаках тем значительнее, чем ближе к основанию облака происходит замерзание капли. Роль твердой фазы велика также в том отношении, что кристалл (снежинка, крупа, град) может расти благодаря сублимации и коагуляции до больших размеров не распыляясь. Существенное значение имеет также то, что при образовании ледяных частиц на верхних уровнях осадки могут давать облака значительно меньшего вертикального развития, чем в случае образования осадков из чисто водяных облаков. Из сказанного следует, что интенсивные осадки в умеренных широтах дают, как правило, смешанные облака. Смешанные облака не могут быть устойчивыми облаками. Они всегда дают осадки. Поэтому их называют коллоидально-неустойчивыми облаками. Количественная оценка эффекта образования твердой фазы и расчет интенсивности осадков из смешанных облаков представляют большие трудности. 12 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирцов 177 Из предыдущего можно сделать следующие ЁЫЁОДЫ: а) в первой стадии образования облака основную роль играют процессы конденсации водяного пара на ядрах конденсации, всегда имеющихся в атмосфере; • б) конденсация в свободной атмосфере первична; кристаллы льда образуются в результате замерзания переохлажденных капель благодаря колебаниям плотности или замерзанию тонкой пленки воды на смачиваемых ядрах конденсации; в) образование твердой фазы в облаках значительно сокращает время, в течение которого облачные элементы вырастают до таких размеров (100-200 р. в диаметре), когда основную роль начинает играть процесс слияния облачных элементов; г) в умеренных широтах (при сравнительно низких температурах) интенсивные осадки (особенно ливневые) выпадают из смешанных облаков; в низких широтах ливневые осадки могут выпадать из чисто водяных облаков. ГЛАВА VI ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ Ежедневный анализ состояния тропосферы показывает, что она в горизонтальном направлении расчленена на отдельные большие части, каждая из которых имеет свои определенные физические свойства, т. е. характерное для нее распределение температуры, влажности, облачности и т. д. Такое количество воздуха в тропосфере, обладающее определенными общими физическими свойствами и перемещающееся как единое целое в системе атмосферных течений, называется воздушной массой. Все явления погоды определяются физическими свойствами воздушных масс и взаимодействием последних друг с другом. Размеры воздушных масс огромны: по площади воздушная масса покрывает районы размером в сотни тысяч и миллионы квадратных километров, т. е. воздушная масса располагается над значительной частью континента или океана. Вертикальные размеры (высота) воздушных масс могут составлять несколько километров, нередко воздушная масса распространяется на всю тропосферу. В том случае, когда холодная воздушная масса из Арктики распространяется далеко на юг, ее вертикальные размеры уменьшаются до 1-2 км вследствие растекания в горизонтальном направлении. Общность свойств воздушной массы не означает ее однородности, о которой при огромных размерах воздушных масс не может быть и речи. Так, холодный арктический воздух может распространиться на всю европейскую часть Советского Союза, т. е. Архангельск и Астрахань будут находиться в одной и той же воздушной массе, однако температура в Архангельске и Астрахани будет различной, так как воздушная масса на пути от Архангельска до Астрахани, перемещаясь над все более теплой подстилающей поверхностью, прогревалась. Общность физических свойств воздушной массы заключается в том, что температура, влажность, запыленность в одной и той же воздушной массе в горизонтальном направлении меняются достаточно медленно и можно найти пределы значений величин этих метеорологических элементов, характерные для данной воздушной массы. 12* 179 От того, каково влагосодержание, распределение температуры с высотой и каков характер вертикальных движений в каждой воздушной массе, зависит и характер обусловливаемой ею погоды: наличие или отсутствие облаков, осадков, различных метеорологических явлений. Так как в одной и той же воздушной массе изменение ее свойств в горизонтальном направлении происходит сравнительно медленно, в ней наблюдается более или менее однотипный характер погоды, а следовательно, и однотипные метеорологические условия полетов. Так, например, в теплое время года для воздушной массы, пришедшей на материк из района открытых арктических морей, характерны низкие температуры, развитие мощной кучевой облачности, ливневые осадки и грозы. Погода в такой воздушной массе бывает неустойчивая, с резким изменением количества облаков, со шквалистыми осадками, с порывистым ветром и т. д. § 1. ФОРМИРОВАНИЕ И ТРАНСФОРМАЦИЯ ВОЗДУШНЫХ МАСС Воздушная масса приобретает свои свойства, циркулируя более или менее длительное время в районе своего формирования, который иногда называется очагом воздушной массы. Районами формирования воздушных масс являются обширные пространства с относительно однородным характером подстилающей поверхности. Известно, что изменение температуры, влажности и запыленности воздуха происходит главным образом при его взаимодействии с подстилающей поверхностью. Именно поэтому огромная порция воздуха только в том случае может приобрести общие свойства, если поверхность, над которой этот воздух циркулирует, более или менее однородна. Такими районами являются океаны с относительно холодной или относительно теплой поверхностью воды, льды Арктики, степи зоны умеренных широт, сильно прогретые пустыни и т. д. Вторым необходимым условием приобретения определенных физических свойств является длительное пребывание воздушной массы в районе формирования, что возможно лишь при небольших скоростях ветра. Такие условия обычно наблюдаются в центральных частях областей повышенного давления - антициклонах. Физические свойства воздушной массы не остаются неизменными, они все время в большей или меньшей степени изменяются. Изменение свойств воздушной массы называется ее т р а н с ф о р-м а ц и е и. Разработка учения о трансформации воздушных масс принадлежит советским ученым А. А. Аскназию, С. П. Хромову, С. С. Ключареву, В. Р. Дубенцову и др. Изменение свойств воздушной массы: температуры, влагосо-держания, стратификации, характера вертикальных движений 180 и т. д., приводит к изменению погоды воздушной массы, к изменению условий полетов в этой воздушной массе. Основная причина изменения свойств воздушной массы заключается в ее взаимодействии с подстилающей поверхностью. Перемещаясь над открытой водной поверхностью (океан, море), воздушная масса увлажняется, при перемещении над районами пустынь или полупустынь воздушная масса сильно запыляется, видимость в ней ухудшается. Очень важным является изменение стратификации воздушной массы. Если воздушная масса сильно прогревается снизу, она в конце концов приобретает неустойчивую стратификацию, при охлаждении нижнего слоя воздушная масса, наоборот, приобретает более устойчивую стратификацию. На следствии этих процессов подробно остановимся в следующем параграфе. § 2. ТЕПЛЫЕ И ХОЛОДНЫЕ ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ. УСТОЙЧИВЫЕ И НЕУСТОЙЧИВЫЕ ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ Воздушные массы существенно различаются по своим свойствам, в частности по своему температурному режиму, в связи с чем они подразделяются на теплые и холодные. Теплой называется воздушная масса, с приходом которой в данный район связано потепление. Сама теплая воздушная масса выхолаживается, взаимодействуя с более холодной подстилающей поверхностью и под влиянием отрицательного радиационного баланса. Холодной называется воздушная масса, с приходом которой в данный район связано похолодание. Холодная воздушная масса прогревается, взаимодействуя с более теплой подстилающей поверхностью и под влиянием положительного радиационного баланса. Непериодические изменения температуры определяются сменой теплых и холодных воздушных масс. Для авиации наибольшее значение имеют такие элементы погоды, как облачность, видимость, осадки, грозы, туманы, метели, болтанка и т. п. Образование облачности, осадков, туманов и гроз очень тесно связано с устойчивостью воздушных масс, характеризуемой, как было отмечено в настоящей главе, в первую очередь величиной вертикального градиента температуры или стратификацией. В зависимости от стратификации воздушные массы подразделяются на устойчивые и неустойчивые. Устойчивой воздушной массой называется такая воздушная масса, в которой вертикальный градиент температуры, по крайней мере в нижнем слое, меньше влажноадиабатического. В устойчивой воздушной массе отсутствуют условия для разви- J8J тия конвекции, следовательно, облака кучевых форм в ней не развиваются. Устойчивой чаще всего является теплая воздушная масса, так как, перемещаясь над более холодной подстилающей поверхностью, теплая воздушная масса охлаждается прежде всего в нижнем слое, прилегающем к земной поверхности, что приводит к увеличению устойчивости этого слоя, к уменьшению в нем вертикального температурного градиента. Охлаждение нижнего слоя теплой воздушной массы приближает его к состоянию насыщения, следовательно, различного рода продукты конденсации (облака, туманы, осадки) в теплой (устойчивой) воздушной массе будут образовываться именно в нижнем слое, что определяет условия погоды и полетов. При низком положении уровня конденсации и достаточном влагосодержании воздуха в устойчивой воздушной массе развивается низкая слоистая или слоистокучевая облачность, нередко выпадают осадки в виде мороси. В холодную половину года в устойчивой воздушной массе часто наблюдаются так называемые адвективные туманы, которые удерживаются даже при больших скоростях ветра и занимают большие площади. Видимость в нижнем слое устойчивой воздушной массы обычно бывает ухудшена за счет мороси до 1-2 км, а при тумане видимость бывает менее 1 км. Даже при отсутствии мороси и тумана видимость в устойчивой воздушной массе бывает ухудшена за счет скопления в нижнем слое пыли и дыма, так как вертикальные движения в устойчивой воздушной массе незначительны, а следовательно, попавшая в воздух пыль задерживается в нижнем слое. Таким образом, в устойчивой воздушной массе за счет низкой облачности и ухудшения видимости нередко создаются сложные метеорологические условия, иногда исключающие возможность полетов самолетов с визуальной ориентировкой. Особенно сложные условия создаются для взлета и посадки. Взлет и посадка в сложных метеорологических условиях возможны лишь при специальном оборудовании аэродрома и самолета. Следует, однако, отметить, что вертикальная мощность облаков в устойчивой воздушной массе невелика и часто ограничивается лишь несколькими сотнями метров, поэтому, пробив небольшой слой облаков, самолет может лететь над облаками. В этом случае нужно иметь в виду, что облачность типа слоистой и слоистокучезой покрывает большие районы и, следовательно, на большом расстоянии исключается возможность визуальной ориентировки. При отрицательной температуре самолет, пробивающий слоистую или слоистокучевую облачность, может подвергнуться слабому обледенению, не влияющему на полет. Конечно, погода в устойчивой воздушной массе может существенно отличаться от описанной выше. Летом в устойчивой массе становится заметен суточный ход тумана и облачности, так как дневное нагревание нижних слоев приводит к рассеиванию тумана, нередко к прекращению мороси, уменьшению плотности облакЧЬв или вообще к рассеиванию слоистой облачности. Летом для устойчивой воздушной массы вообще наиболее характерна малооблачная погода, особенно в том случае, когда влаго-содержание воздушной массы невелико. Видимость при этих условиях может быть несколько ухудшена за счет запыленности и туманной дымки (в ночные часы). Неустойчивой воздушной массой называется такая воздушная масса, в которой вертикальный градиент температуры больше влажноадиабатического. В неустойчивой воздушной массе существуют условия для развития конвекции, а следовательно, и для образования облачности кучевых форм. Неустойчивой чаще всего является холодная воздушная масса, так как, перемещаясь над более теплой подстилающей поверхностью, такая воздушная масса прогревается прежде всего в нижнем слое, что приводит к образованию больших вертикальных градиентов температуры. Типичной неустойчивой воздушной массой является морской воздух, смещающийся летом с относительно холодной поверхности океана на сильно прогретую поверхность континента. Для неустойчивой воздушной массы с большим влагосодер-жанием наиболее типичными являются мощные кучевые и куче-водождевые облака. Вертикальная мощность кучеводождевых облаков весьма значительна: нижняя граница их в среднем располагается на высоте 600-1000 м (положение ее колеблется в зависимости от высоты уровня конденсации), верхняя граница лежит на высоте нескольких километров. При благоприятных условиях (большая неустойчивость, значительное влагосодержа-ние воздушной массы) вертикальная мощность этих облаков достигает 6-7 км и даже превышает 10 км. В неустойчивой воздушной массе из кучеводождевых облаков выпадают ливневые осадки, интенсивность которых зависит от степени развития облачности, т. е. определяется интенсивностью конвекции и влагосодержанием воздушной массы. Для неустойчивой воздушной массы в летнее время над континентом характерно развитие грозовой деятельности. В неустойчивой воздушной массе хорошо выражен суточный ход облачности: наибольшего развития облачность над континентом достигает в полуденные и особенно в послеполуденные часы, в это время чаще всего наблюдаются ливни и грозы, ночью эти явления ослабевают или прекращаются. Над морем неустойчивость воздушной массы и связанные с ней явления, наоборот, усиливаются в ночные часы. Для быстро перемещающейся неустойчивой воздушной массы характерно быстрое изменение количества облаков. Видимость в нижних сотнях метров в неустойчивой воздушной массе обычно хорошая, за исключением зоны осадков. 183 В неустойчивой воздушной массе не всегда наблюдается описанный выше характер погоды. Так, например, при высоком положении уровня конденсации мощной облачности может и не быть. 'Когда влагосодержание воздушной массы незначительно, как это бывает при смещении воздуха из района Арктики, вертикальная мощность облаков невелика. В этом случае вместо мощной кучевой и кучеводождевой облачности формируется слоисто-кучевая облачность. Ветер в неустойчивой воздушной массе обычно порывистый, а при наличии кучеводождевых облаков могут наблюдаться шквалы. Облачность в неустойчивой воздушной массе обычно не бывает сплошной, покрывающей большие районы, поэтому в большинстве случаев полет производится в условиях визуальной ориентировки. Опасными для полетов являются районы, в которых наблюдаются грозы и шквалы; кроме этого, некоторые трудности в управлении самолетом создаются при сильной болтанке, которая в неустойчивой воздушной массе - явление обычное. § 3. ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ 'КЛАССИФИКАЦИЯ ВОЗДУШНЫХ МАСС Погода в воздушной массе в данном районе в значительной степени определяется предшествующим путем воздушной массы или районом ее формирования, поэтому воздушные массы классифицируются по районам их формирования. Такая классификация получила название географической. Районы формирования воздушных масс в общем располагаются соответственно широтным зонам, поэтому основные типы воздушных масс получили такие названия; арктический воздух, умеренный воздух1 (воздух умеренных широт), тропический воздух и экваториальный воздух. Формирование свойств воздушной массы не определяется полностью широтной зоной, так как важным фактором, кроме радиационных условий, является характер подстилающей поверхности и прежде всего, является ли эта поверхность поверхностью континента или океана. Поэтому каждый основной тип воздушной массы подразделяется на два: морской и континентальный. Таким образом, арктический воздух (АВ) подразделяется на морской арктический (мАВ) и континентальный арктический (кАВ); умеренный - на морской умеренный воздух (мУВ) и континентальный умеренный (кУВ); тропический - на морской тропический воздух (мТВ) и континентальный тропический (кТВ). Экваториальный воздух в районах умеренных широт в нижней тропосфере не встречается, поэтому в дальнейшем мы ограни- 1 До последнего времени умеренный воздух назывался полярным воздухом. 184 чимся описанием свойств трех первых географических типов воздушных масс. Рассмотрим кратко условия образования воздушных масс различных географических типов и характер погоды в них. Арктический воздух Районом формирования арктического воздуха является Арктика, поэтому он является наиболее холодной воздушной массой. Характер погоды в арктическом воздухе (как и в любой другой воздушной массе) зависит от пути, который этот воздух проделал до прихода его в интересующий нас район. Морской арктический воздух (мАВ). Если АВ до вторжения в данный район прошел большой путь над открытой водной поверхностью, он приобрел свойства морской воздушной массы. Так, например, арктический воздух американского сектора Арктики попадает на территорию Европы, пройдя длительный путь по открытой водной поверхности северных районов Атлантического океана, где он приобретает свойства морской воздушной массы. Температура открытой водной поверхности выше температуры прилегающего к ней слоя воздуха, вследствие чего последний сильно прогревается снизу и становится неустойчивой воздушной массой. Поэтому в мАВ формируется облачность кучевых форм, на северном и северо-западном побережье Европы (Норвегия) при вторжениях мАВ даже зимой наблюдаются грозы. Летом явления неустойчивости в мАВ усиливаются. Континентальный арктический воздух (кАВ) вторгается на континент непосредственно с ледяных просторов Арктики. Лишь летом он проходит небольшой участок над открытой водной поверхностью арктических морей. Характерной отличительной чертой кАВ является низкое влагосодержание. Вследствие этого в кАВ значительной облачности не наблюдается. При развитии облачности наиболее типичными для кАВ являются слоистокуче-вые облака. Часто в кАВ наблюдается малооблачная погода. Летом, когда влагосодержание кАВ несколько повышается, в нем может развиваться конвективная облачность и иногда выпадают слабые и средней интенсивности ливневые осадки. Видимость в арктическом воздухе сохраняется чаще всего в пределах 10-20 км. Зимой в ночные часы она ухудшается за счет образования дымки. Значительное ухудшение видимости чаще всего наблюдается осенью, когда в ночное время в АВ могут образовываться туманы. В общем, в арктическом воздухе преобладают простые метеорологические условия. Умеренный воздух Умеренный воздух (УВ) формируется над районами умеренных широт; морской (мУВ) - над океаническими, континентальный (кУВ) - над континентальными. 185 Морской умеренный воздух (мУВ) приобретает свои свойства при перемещении над обширными районами умеренных широт Атлантического и Тихого океанов. Для континентов зимой мУВ - теплая воздушная масса, летом - холодная. В соответствии с этим погода в мУВ в холодный и теплый периоды года различная. В зимнее время при длительном перемещении над сравнительно теплой океанической поверхностью мУВ успевает прогреться до больших высот и приходит на континент как теплая устойчивая воздушная масса. Такой мУВ называется возвращающимся. При перемещении над холодной поверхностью континента возвращающийся мУВ, охлаждаясь прежде всего в нижнем слое, увеличивает свою устойчивость и в этом слое быстро приближается к состоянию насыщения. Благодаря этому в возвращающемся мУ1В образуется низкая слоистая облачность, сплошь покрывающая большие районы, часто выпадают моросящие осадки и возникают адвективные туманы. Низкая облачность и плохая за счет выпадающей мороси и туманов видимость создают сложные условия для полетов авиации. Следует, однако, иметь в виду, что уже на высоте 1,5-2,5 км имеется возможность лететь над облаками. При быстром перемещении над океаном мУВ успевает прогреться лишь в самом нижнем слое и приходит на континент как неустойчивая воздушная масса. Такой мУВ называется свежим. В связи с неустойчивостью в свежем мУВ на западном побережье Европы развивается мощная кучевая облачность с ливневыми осадками и иногда с грозами. По мере дальнейшего продвижения вглубь континента мУВ, охлаждаясь снизу, теряет свою неустойчивость и на западе европейской территории Советского Союза в нем развивается лишь кучевая и слоистокучевая облачность. На основной части территории Советского Союза вследствие значительной трансформации мУВ проявляет себя как устойчивая воздушная масса и в нем образуется слоистая облачность, часто выпадает морось и наблюдаются адвективные туманы. Летом мУВ для континента - типичная холодная неустойчивая воздушная масса с кучеводождевой облачностью, внутри-массовыми ливнями и грозами. Континентальный умеренный воздух (кУВ) формируется над континентальными районами умеренных широт. Зимой, формируясь над снежным покровом, кУВ в нижнем слое сильно выхолаживается. Если формирование кУВ происходит путем трансформации мУВ, то в нем могут образовываться низкая слоистая облачность и туманы. Если же формирование кУВ происходит путем трансформации АВ, в нем преобладает безоблачная погода и хорошая видимость. Ухудшение видимости может наблюдаться лишь в ночные часы за счет образования дымки (значительно реже - слабых туманов). Летом погода в кУВ характеризуется значительными суточными изменениями. Днем в кУВ развивается конвекция, приводящая к образованию кучевой и кучеводождевой облачности с ливнями и грозами. Обычно ливни и грозы наблюдаются в послеполуденные часы. Вечером облачность начинает растекаться, в ночные часы и ранние утренние преобладает малооблачная погода. За счет ночного выхолаживания в кУВ могут образовываться радиационные туманы, особенно во вторую половину ночи. Тропический воздух Районом формирования тропического воздуха (ТВ) являются районы субтропических широт и частично тропики. Морской тропический воздух (мТВ) формируется в субтропиках Атлантического и Тихого океанов и приходит в континентальные районы восточного полушария как типично устойчивая воздушная масса. Особенно хорошо выражена устойчивость мТВ зимой. Зимой с приходом мТВ связано образование слоистой облачности, туманов и мороси, в связи с чем часто создаются сложные условия для полетов. Следует иметь в в-иду, что при вторжении мТВ наблюдаются сильные оттепели (на юге Украины температура повышается до +5°), которые могут привести к выходу из строя аэродромов без бетонированных взлетно-посадочных полос. Летом в дневные часы в мТВ может развиваться кучево-дождевая и кучевая облачность, наблюдаться ливни и даже грозы. На территорию США и Мексики мТВ приходит с ярко выраженными признаками неустойчивости: ливнями, интенсивными грозами и шквалами. Континентальный тропический воздух (кТВ) формируется над районами Северной Африки, Аравии, а летом - над южными районами умеренных широт, в частности - над южными районами Советского Союза. Зимой кТВ над районами умеренных широт, в частности над территорией Советского Союза, появляется сравнительно редко. Значительно чаще кТВ попадает в умеренные широты в переходное время года, особенно осенью. В это время кТВ - типичная устойчивая масса с низкой облачностью слоистых форм, моросью и туманами. Летом погода в кТВ в течение суток заметно меняется. В основную часть ночи и первую половину дня преобладает малооблачная погода, ко второй половине дня развивается конвективная облачность, в конце дня и в вечерние часы облачность принимает кучеводождевой характер, наблюдаются отдельные ливни и грозы. ГЛАВА VII АТМОСФЕРНЫЕ ФРОНТЫ Атмосферными фронтами, или просто фронтами, называются переходные зоны между воздушными массами, характеризующиеся резким изменением значений метеорологических элементов (температуры, влажности, запыленности и т. д.) в горизонтальном направлении. Фронты являются зонами активного взаимодействия различных по своим свойствам воздушных масс, с чем связано образование широких зон облачности и осадков. § 1. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ДАВЛЕНИЯ, ВЕТРА И ТЕМПЕРАТУРЫ ВБЛИЗИ ФРОНТА Фронты, представляющие собой узкие переходные зоны между воздушными массами, в ряде случаев можно рассматривать как поверхности раздела, наклоненные под очень небольшим углом к горизонту. Угол наклона фронтальной поверхности к горизонту составляет несколько десятков минут, а тангенс угла наклона - 0,01. Поле давления в области фронта всегда таково, что фронт располагается вдоль оси барической ложбины. Это следует из теоретических положений и многократно подтверждается практикой. Горизонтальное поле давления вблизи фронта представлено на рис. 83, где жирной линией проведена линия фронта, а тонкими линиями проведены изобары. Характер барического поля в вертикальной плоскости показан на рис. 84, где жирной линией показан след пересечения фронтальной поверхности с вертикальной Рис. 83. Поле давления и ветра плоскостью, а тонкими - изо-в горизонтальной плоскости близ баРы в вертикальной плоско- фронта сти. В соответствии с характе- 188 ром барического поля вблши фронта находится и поле ветра (см. рис. 83). Воздушные течения у фронта всегда направлены таким образом, что фронт представляет собой линию сходимости воздушных течений. Это понятно, так как в противном случае не Рис. 84. Поле давления в вертикальной плоскости близ линии фронта будут поддерживаться контрасты у фронта и фронт перестанет существовать как зона хорошо выраженных контрастов метеорологических элементов. Второй особенностью поля ветра вблизи фронта является то, что ветер при прохождении фронта всегда поворачивает по часовой стрелке, т. е. имеет правое вращение. Например, при прохождении фронта ветер меняет свое направление с юго-восточного на юго-западное, с западного - на северо-западное и т. д. Поворот ветра с северо-западного на западное направление, т. е. против часовой стрелки, при прохождении фронта через метеостанцию невозможен. Правое вращение ветра при прохождении фронта через метеостанцию объясняется тем, что фронт располагается в барической ложбине. Изменение направления ветра является хорошим признаком прохождения фронта через метеостанцию. 6 Рис. 85. Схематический вертикальный разрез через фронт а и вертикальное распределение температуры в переходном слое б 189 В области фронта, т. е. в переходной зоне между воздушными массами, температура в горизонтальном направлении изменяется очень сильно на расстоянии всего лишь в несколько десятков километров. Переходная зона, как было отмечено выше, располагается наклонно относительно горизонта и таким образом, что холодный воздух в виде клина располагается под теплым. Вертикальная мощность (толщина) этой переходной зоны равна нескольким сотням метров (рис. 85, а). При переходе от нижнего холодного воздуха к верхнему, теплому часто наблюдается повышение температуры, т. е. переходная зона имеет инверсионную стратификацию (рис. 85,6, положение А\В\). Такая инверсия называется фронтальной. Характерным признаком, отличающим фронтальную инверсию от инверсии оседания, является высокая относительная влажность, обычно близкая к 100%. Иногда в переходной зоне наблюдается не инверсия, а изотермия (положение Л2В2) или даже слабое падение температуры с высотой (Л3-33). § 2. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ И РАЗМЫВАНИЯ ФРОНТОВ В атмосфере постоянно происходят процессы образования и размывания фронтов. Фронты образуются на стыке двух воздушных масс различного происхождения. Такие воздушные массы, как известно, отличаются температурным режимом, влагосодер-жанием, запыленностью и другими метеорологическими характеристиками. Движение двух различных воздушных масс навстречу друг другу (сходимость воздушных потоков) происходит в системе атмосферных течений большого масштаба, являющихся составными частями так называемой общей циркуляции атмосферы. Таким образом, основной причиной образования атмосферных фронтов является горизонтальный перенос воздушных масс навстречу друг другу. Причиной образования фронтов может также являться рельеф местности. Так, например, в районе Гималаев располагается фронт, отделяющий сравнительно холодный воздух умеренных широт от более теплого субтропического воздуха Индии. Однако рельеф местности может приводить к образованию фронтов лишь в определенных районах, в то время как фронты образуются в любом географическом районе. Отсюда можно сделать вывод, что местные факторы являются частными факторами в процессе фронтообразования. В общем процесс образования фронта сводится к следующему. В результате неравномерного распределения по земному шару притока тепла от солнца, а также вследствие неоднородного характера земной поверхности (чередование материков и океанов) температура, влажность и ряд других метеорологических элементов распределяются по земной поверхности неравномерно. При наличии сходимости воздушных потоков, т. е. при дви- 190 жении воздушных масс навстречу друг другу в месте встречи воздушных течений образуется зона с большими контрастами температуры, влажности и т. д. - таким образом возникает фронт. Размывание фронтов, т. е. уменьшение контрастов метеорологических элементов в тропосфере, осуществляется при условии длительного существования расходимости атмосферных течений. Условия для длительного существования сходящихся и расходящихся воздушных течений имеются в так называемых деформационных полях. Деформационным полем называется поле воздушных течений, образованное двумя накрест расположенными областями низкого давления - циклонами - и двумя Рис. 86. Возникновение фронта в деформационном поле: //-область низкого давления; В - область высокого давления; аа - ось сжатия; ее - ось растяжения;! Т - линии изотерм накрест расположенными областями высокого давления - антициклонами. Схематически такое деформационное поле показано на рис. 86. Области низкого давления помечены буквой Я, высокого - буквой В. Сплошными линиями изображены линии тока воздуха. Линия аа, вдоль которой воздушные массы сближаются, называется осью сжатия деформационного поля. 'Линия ев, вдоль которой воздушные массы текут параллельно друг другу, называется осью растяжения. Пунктирными линиями показаны изотермы. По характеру воздушных течений и поля температуры, представленного изотермами, видно, что с течением времени вдоль оси растяжения должна образоваться зона со значительными температурными контрастами, как это показано на рис. 86. Рассмотрим то же самое деформационное поле, но с другим полем температуры, а именно: пусть изотермы проходят не параллельно оси растяжения, как в предыдущем случае, а параллельно оси сжатия (рис. 87). Легко видеть, что в этом случае расстояние между изотермами с течением времени будет увеличиваться. Если даже сначала вдоль оси сжатия существовал фронт, то через некоторое время он исчезнет, размоется. 191 Таким образом, если изотермы параллельны оси растяжения, с течением времени вдоль этой оои образуется фронт. Если изотермы параллельны оси сжатия, фронт образоваться не может, а уже существующий фронт размоется. Однако образование (размывание) фронтов происходит не только в тех случаях, когда изотермы параллельны оси растяжения (сжатия). Образование и размывание фронтов происходит также тогда, когда изотермы образуют некоторый угол с осью растяжения. Общее правило можно сформулировать таким образом: если угол, который составляют изотермы с осью растяжения, меньше 45°, будет происходить образование фронта. Если Н В Н Рис. 87. Размывание фронта в деформационном поле: Н- область низкого давления; В - область высокого давления; аа - ось сжатия; ев - ось растяжения; Т - линии изотерм угол, который составляют изотермы с осью растяжения, больше 45°, будет происходить размывание фронта. В зависимости от высоты областей высокого и низкого давления, образующих деформационное поле, процесс образования (размывания) фронта будет происходить в слое от земной поверхности до той высоты, где еще деформационное поле существует. Выше фронтообразование не наблюдается. Таким образом могут формироваться, в зависимости от существующих условий, высокие и низкие фронты. Кроме растекания воздушных масс в горизонтальном направлении, в месте их встречи возникают значительные восходящие вертикальные движения воздуха, скорость которых чаще всего составляет 100-200 м/час. Именно такие восходящие движения приводят к образованию фронтальной облачности и обложных фронтальных осадков. Перемещение фронтов в сторону теплой или холодной воздушной массы зависит от распределения воздушных течений вблизи фронта. Установлено, что фронт перемещается , со скоростью, равной перпендикулярной к фронту составляющей ветра. Фронт перемещается в ту сторону, куда направлена эта состав- 192 ляющая скорости. На рис. 88, а изображен фронт, перемещающийся в сторону теплой воздушной массы, поскольку перпендикулярная к фронту составляющая ветра направлена в сторону теплого воздуха. На рис. 88, б показан фронт, перемещающийся в сторону холодной воздушной массы. Понятно, что один и тот же фронт на различных участках может перемещаться с различ- юоо 1005 юоо Ю05 7 6 Рис. 88. Направление перемещения фронта ной скоростью. Если воздушные течения параллельны фронту, последний будет неподвижным. Такой фронт принято называть стационарным фронтом. § 3. КЛАССИФИКАЦИЯ ФРОНТОВ В соответствии с направлением перемещения атмосферные фронты делятся на теплые и холодные. Теплым называется фронт, перемещающийся в сторону холодной воздушной массы. Холодным называется фронт, перемещающийся в сторону теплой воздушной массы. Кроме этого (основного деления), фронты принято еще подразделять на главные и вторичные, в основе чего лежит географическая классификация воздушных масс. Различают три типа главных фронтов: арктические, полярные и тропические. Вдоль арктического фронта граничат арктический и умеренный воздух, вдоль полярного - умеренный и тропический, вдоль тропического - тропический и экваториальный. Тропические фронты в умеренных широтах не встречаются. Главные фронты разделяют основные географические типы воздушных масс и в большинстве случаев характеризуются наибольшими контрастами метеорологических элементов, значительным развитием облачности, осадков и других атмосферных явлений. Вторичными фронтами называются разделы между различными частями одной и той же воздушной массы, которые наблюдаются при ее большой неоднородности. Вторичные фронты обычно характеризуются меньшими контрастами метеорологиче- 13 Л. I. Матвеев, П. И. Смирнов 193 ских элементов и меньшей погодной активностью, чем главные, однако их также не следует недооценивать, поскольку с ними часто бывают связаны сложные метеорологические условия (низкая облачность, плохая видимость и т. д.). Следует иметь в виду, что при определенных условиях вторичный фронт может стать главным, а главный - вторичным. В зависимости от того, до какой высоты прослеживается фронт, его квалифицируют либо как приземный - низкий, либо как тропосферный - высокий. Приземный фронт существует лишь в нижних 1-1,5 км тропосферы и образуется, когда сходимость воздушных течений распространяется лишь до указанных высот. Тропосферный фронт достигает высот нескольких километров, нередко распространяется на всю или почти всю толщу тропосферы. Своим происхождением он обязан существованию встречных воздушных течений в значительной части тропосферы. § 4. ТЕПЛЫЙ ФРОНТ. УСЛОВИЯ ПОГОДЫ Теплым фронтом, как уже отмечалось, называется фронт, перемещающийся в сторону холодной воздушной массы. В большинстве случаев теплый фронт является поверхностью, по которой теплый воздух как бы скользит, поднимаясь вверх, по клину холодного. Восходящее скольжение теплого воздуха захватывает главным образом слои, непосредственно прилегающие к фронтальной поверхности. По мере удаления от нее восходящее движение теплого воздуха постепенно ослабевает. Исследования показывают, что восходящее движение теплого воздуха нередко распространяется до высоты 6-7 км, а иногда и больше, в связи с чем верхняя граница облачности располагается на больших высотах. Если проследить распределение температуры по вертикали, пересекающей фронт, можно установить, что переходная зона от холодного воздуха к теплому (фронт) характеризуется инверсией, изотермией или заметно ослабленным падением температуры с высотой. С прохождением теплого фронта всегда связано более или менее значительное потепление. Перед теплым фронтом давление обычно падает. В среднем предфронтальное падение давления составляет 3-4 мб за три часа, однако величина предфронтального падения давления колеблется в больших пределах, достигая нередко 5-7 мб, а иногда и 10 мб за три часа. За фронтом, в теплой воздушной массе падение давления либо сильно ослабевает, либо вообще прекращается, либо наблюдается слабый рост давления. Предфронтальное падение давления является одним из хороших признаков приближения теплого фронта. Рассмотрим наиболее типичную систему облачности и осадков теплого фронта, изображенную на рис. 89. перистые перисто-слоистые Рис. 89. Схема облачности и осадков теплого фронта Облачность теплого фронта формируется как в теплой воздушной массе над фронтальной поверхностью, так и под ней, в холодном воздухе. Основная система облаков развивается в теплом воздухе. Причиной ее образования является восходящее движение теплого воздуха по фронтальной поверхности и связанное с этим динамическое охлаждение воздуха. Динамическое охлаждение приводит влажный воздух к состоянию насыщения, начинается конденсация водяного пара, т. е. образуются облака. Надфронтальная облачность представляет собой клинообразную сплошную или расслоенную по вертикали систему облаков большой вертикальной мощности. Нижняя граница облаков снижается по мере приближения линии фронта, иногда опускаясь непосредственно до земной поверхности. Верхняя граница облаков теплого фронта нередко горизонтальна или почти горизонтальна и располагается часто на значительной высоте (7-8 км, а иногда и выше). Основная часть облаков даже в теплое время года располагается выше нулевой изотермы. Сами облака состоят в основном из переохлажденных капель и кристаллов, что приводит к обледенению самолетов, летящих в этих облаках. В холодной массе образуются разорваннодождевые или слоистые облака. Последние могут смыкаться с надфронтальными облаками. Перед фронтом располагается обширная зона осадков. Ширина зоны осадков должна оцениваться в каждом конкретном случае с помощью карты погоды. В среднем при дожде она находится в пределах 200-300 км, при снеге ширина зоны осадков увеличивается, нередко достигая 400 км. A3* 195 Облачность, особенно фронтальная, является для авиаций важнейшим элементом погоды, поэтому ее исследованию советские метеорологи уделяют много внимания. Рассмотрим подробнее облачную систему теплого фронта (см. рис. 89). Первым предвестником теплого фронта являются облака верхнего яруса. Сначала это будут перистые облака, вытянутые в виде полос с когтевидными образованиями в передней части. Перистые облака появляются на расстоянии 800-1000 км перед фронтом. По мере приближения фронта перистые облака переходят в перистослоистые, для которых характерно явление гало Ч Солнце через перистые и перистослоистые облака просвечивает. С земли наблюдателю эти облака кажутся очень тонкими. Не следует, однако, недооценивать вертикальной мощности перистой и перистослоистой облачности теплого фронта. Практика показывает, что вертикальная мощность этих облаков нередко составляет 1-2 км, а иногда и более. Часто верхняя граница этих облаков располагается на высоте 9-11 км, в то время как нижняя лежит на высоте 7-8 км. Горизонтальная видимость в перистых и перистослоистых облаках заметно ухудшена, что при их достаточно большой вертикальной мощности затрудняет полеты самолетов, особенно групповые. При наблюдении с земли представляется, что перистослоистые облака, непрерывно уплотняясь, переходят в высокослоистые. На самом деле в большинстве случаев облачность верхнего яруса отделена от основной массы облачности теплого фронта безоблачной прослойкой, вертикальная мощность которой составляет в среднем 0,5-1,0 км. t Основной частью облачной системы теплого фронта является высокослоистая и слоистодождевая облачность. Высокослоистые облака прилегают непосредственно к фронтальной поверхности, нижняя их граница по мере приближения фронта постепенно снижается, плотность облачности увеличивается. Вертикальная мощность высокослоистых облаков весьма значительна. Нижняя их граница располагается на высоте 2- 5 км, а верхняя до 6-7 км. Нижняя граница высокослоистой облачности сильно размыта вследствие выпадения осадков. Летом осадки, выпадающие из высокослоистых облаков, обычно не достигают земли, испаряясь по пути. Зимой выпадающий из них снег достигает земной поверхности. Высокослоистые облака постепенно переходят в слоистодож-девые. Границу этого перехода установить трудно, летом ее устанавливают по осадкам, достигающим земной поверхности. Слоистодождевые облака имеют большую вертикальную мощность. Нижняя граница их близ линии фронта нередко распола- 1 Гало - цветное кольцо радиусом в 22 или 46°, описанное вокруг Солнца или Луны. Внутренний край кольца окрашен в красный цвет, внешний - в фиолетовый. 196 гастся на высоте 100 м и ниже (особенно зимой), а верхняя - на высоте 6-7 км, а иногда и выше. Вследствие выпадения осадков нижняя граница слоистодождевых облаков обычно сильно размыта. Рис. 90. Верхняя граница системы высокослоистых и слоистодождевых облаков теплого фронта. Над самолетом перистые облака (фото) Верхняя граница высокослоистых и слоистодождевых облаков почти горизонтальна и представляется наблюдателю с летящего над ней самолета в виде безбрежного моря, как это показано на рис. 90. Под фронтальной поверхностью в клине холодного воздуха также происходит образование облаков. Основной причиной образования подфронтальной облачности является большое содержание влаги в воздухе, поддерживающееся в основном за счет испарения выпадающих осадков. Известную роль играет в образовании подфронтальных облаков и турбулентное перемешивание. Сначала подфронтальная облачность представляет собой 197 группы разорваннодождевых облаков, располагающихся обычно несколькими слоями. По мере приближения фронта происходит уплотнение подфронтальной облачности, в результате чего часто образуется слой сплошной слоистой облачности, сливающийся с расположенными выше слоистодождевыми облаками. Нижняя граница подфронтальных облаков часто располагается на высоте 50-100 м. В ряде случаев перед теплым фронтом располагается обширная зона тумана, получившего название тумана теплого фронта. Зона тумана располагается внутри зоны осадков, ширина ее достигает 200 км. При удалении от фронта туман приподнимается - под фронтальной поверхностью образуются слоистые облака. Образованию тумана вблизи фронта обычно препятствует вертикальное турбулентное перемешивание. Туман образуется только тогда, когда температура выпадающих осадков значительно выше температуры холодного воздуха. Поэтому фронтальные туманы образуются только на хорошо выраженных фронтах. Помимо эффекта испарения осадков, известную роль в образовании тумана на фронте играет горизонтальное перемешивание. Описанная типичная схема облачности и осадков на теплом фронте определяет сложные метеорологические условия для полетов авиации за счет низкой облачности и плохой видимости в осадках и особенно в тумане. Значительная вертикальная мощность облаков, особенно вблизи линии фронта, требует много времени на их пробивание и сбор группы самолетов над облаками. В облаках и осадках теплого фронта наблюдается обледенение и болтанка самолетов. Погода теплого фронта, как она описана выше, наблюдается достаточно часто, однако нередко также наблюдаются отклонения от описанной схемы. Облачная система теплого фронта может быть расслоена по вертикали, т. е. может состоять из нескольких облачных слоев, разделенных безоблачными прослойками. Последние в своем большинстве имеют клинообразный характер и неустойчивы. Облачные слои смыкаются по мере приближения к фронтальной поверхности. Фотография, изображающая одну из таких прослоек, представлена на рис. 91. В летнее время года за счет неустойчивости теплой воздушной массы на ряде участков теплого фронта облачность принимает кучеводождевой характер. Осадки, выпадающие на этом участке, будут ливневыми; вполне вероятно развитие грозовой деятельности, особенно в ночные часы. В этих условиях верхняя граница облачности теплого фронта очень неровная, как это показано на рис. 92 и 93. В кучеводождевой облачности наблюдается сильное обледенение и интенсивная болтанка. Если теплая воздушная масса не богата водяным паром, а температура в ней очень высокая, то уровень конденсации бу- J98 Рис. 91. Прослойка между слоистодождевыми и высокослоистыми облаками (фото) перистые перисто-слоистые вЫСОКО- кучевце Рис. 92. Схема облачности и осадков теплого фронта при неустойчивости теплого воздуха 199 Рис. 93. Верхняя граница облачности теплого фронта при неустойчивости теплого воздуха. На горизонте и сверху - перистые облака дет располагаться на большой высоте. В этом случае прохождение или приближение теплого фронта сопровождается лишь появлением облачности верхнего яруса или облачность вообще отсутствует. Такое положение обычно, например, .для лета в Средней Азии, где прохождение фронта проявляется лишь в виде увеличения скорости и изменения направления ветра и не сопровождается появлением облаков и выпадением осадков. В большинстве случаев, однако, при полете в зоне теплого фронта приходится считаться с наличием фронтальной облачности большой вертикальной мощности и огромной горизонтальной протяженности. Нижняя граница облаков часто располагается на высоте 50-100 м, а верхняя, с учетом облачности верхнего яруса, нередко на высоте 9-II'км. В облаках и в осадках в виде переохлажденного дождя наблюдается обледенение самолетов. В зоне осадков видимость ухудшена иногда до 1-2 км, а при тумане - до нескольких сотен или даже десятков метров. § 5. ХОЛОДНЫЙ ФРОНТ. УСЛОВИЯ ПОГОДЫ Холодным фронтом называется фронт, перемещающийся в сторону теплой воздушной массы. С прохождением холодного фронта связано похолодание, за исключением случаев так называемых маскированных фронтов, когда похолодание наблюдается не сразу после прохождения фронта, а через несколько часов. Падение температуры после прохождения холодного фронта достигает нередко 10° за 1-2 часа. 200 Непосредственно за холодным фронтом располагается обширная область роста давления. Рост давления за холодным фронтом, являясь одним из хороших признаков наличия фронта, нередко достигает 3-5 мб и более за 3 часа. Ветер при прохождении холодного фронта меняет свое направление, поворачивая по часовой стрелке, т. е. вправо. Если фронт располагается в хорошо выраженной барической.ложбине, поворот ветра выражен особенно хорошо: например, южный ветер может смениться северным. Такая картина обычно наблюдается у сравнительно медленно движущихся холодных фронтов. В синоптической практике принято подразделять холодные фронты на два рода в зависимости от распределения зон фронтальной облачности и осадков. В основе подразделения холодных фронтов лежит характер вертикальных движений в теплой воздушной массе вблизи фронтальной поверхности. Холодным фронтом 1-го рода называется фронт, вдоль всей поверхности которого наблюдается восходящее движение теплого воздуха (см. рис. 94). Холодный фронт 1-го рода - это медленно движущийся или значительно замедляющий свое движение фронт. Располагается такой фронт обычно на периферии области низкого давления в глубоких барических ложбинах. Холодным фронтом 2-го рода называется фронт, вдоль верхней части поверхности которого наблюдается нисходящее движение теплого воздуха. 'Лишь в нижней части фронтальной поверхности (в пределах нижних 1,5-2 км) наблюдается восходящее движение теплого воздуха (см. рис. 98), обусловленное крутым профилем быстро перемещающейся фронтальной поверхности. Холодные фронты 2-го рода - это быстро движущиеся или значительно ускоряющие свое движение фронты, встречающиеся обычно во внутренних частях областей низкого давления (циклонах). Барическая ложбина, в которой расположен холодный фронт 2-го рода, выражена слабее, чем в случае холодного фронта 1-го рода. Рассмотрим типичную погоду холодных фронтов. 1. ОБЛАЧНОСТЬ И ОСАДКИ ХОЛОДНОГО ФРОНТА 1-го РОДА Облачность холодного фронта в основном формируется в теплой воздушной массе за счет вынужденного восхождения и адиабатического охлаждения теплого воздуха, вытесняемого холодным. Надфронтальные облака непосредственно примыкают к фронтальной поверхности. Одна из типичных схем облачности холодного фронта 1-го рода зимой представлена на рис. 94. Легко видеть, что эта система облаков в значительной степени напоминает систему облачности теплого фронта, являясь в какой-то мере как бы зеркальным отражением последней. Непосредственно у линии фронта располагаются слоистодождевые облака, постепенно переходящие сначала в плотные, а затем 201 в тонкие высокослоистые. Условия полетов в этих облаках в общем такие же, как в случае теплого фронта, поэтому здесь их рассматривать не будем. Несмотря на то, что имеется много общего в системе надфронтальных облаков теплого и холодного фронтов, следует указать на существенные отличия, которые в основном сводятся к следующему. В системе облачности холодного фронта 1-го рода обычно отсутствуют облака верхнего разорванно-/домдевые Рис. 94. Схема облачности и осадков холодного фронта 1-го рода яруса (перистослоистые и особенно перистые). Вертикальная мощность слои сто дождевых и высокослоистых облаков холодного фронта 1-го рода несколько меньше, чем тех же облаков теплого фронта. Ориентировочно можно указать, что в среднем верхняя граница этих облаков располагается на высотах 4- 4,5 км. Верхняя граница слоистодождевых облаков несколько приподнята .над передней частью фронтальной поверхности (рис. 95). Осадки обложного характера выпадают за линией фронта. Ширина зоны осадков колеблется в больших пределах, но в общем она меньше, чем в случае теплого фронта и составляет в среднем 150-200 км. Под фронтальной поверхностью вследствие насыщения холодного воздуха влагой за счет испарения выпадающих осадков и турбулентного перемешивания образуются разорваннодождевые облака. Описанная система облачности и осадков особенно часто встречается в зимнее время на холодных арктических фронтах, когда вертикальная мощность холодного вторжения невелика, а роль теплой воздушной массы играет континентальный умерен" ный воздух со сравнительно небольшим влагосодержанием и относительно устойчивой стратификацией. При крутом профиле нижней части фронтальной поверхности "спокойное" восходящее скольжение теплого воздуха нарушается. В случае особенно сильного развития "головы" холодного вторжения на холодном фронте 1-го рода развиваются мощные куче- 202 Рис. 95. Верхняя граница облаков холодного фронта непосредственно над линией фронта (фото) вые и кучеводождевые облака (рис. 96 и 97). Развитию этих облаков способствует неустойчивая стратификация теплой воздушной массы. Кучеводождевая облачность растянута вдоль фронта на сотни километров. Вертикальная мощность облаков резко увеличивается, при наличии наковальни кучеводождевое облако нередко своей границей упирается непосредственно в тропопаузу, т. е. его верхняя граница располагается на высоте 10-12 км. С прохождением такого холодного фронта связаны ливни, грозы и шквалы. км. нучево-домдевые V//// 'Рис. 96. Схема облачности и осадков холодного фронта 1-го рода при неустойчивости теплого воздуха (теплое время года) 203 Рис. 97. Кучеводождевые облака холодного фронта (фото) При полете в кучеводождевых облаках наблюдается очень сильная болтанка самолета и возможно сильное обледенение при полете в зоне отрицательных температур. Такого рода погода и условия полетов на холодных фронтах 1-го рода наблюдаются обычно летом и в переходные сезоны, особенно в случае полярных фронтов. 2. ОБЛАЧНОСТЬ И ОСАДКИ ХОЛОДНОГО ФРОНТА 2-го РОДА Вдоль верхней части фронтальной поверхности холодного фронта 2-го рода наблюдаются нисходящие движения теплого воздуха, в связи с чем облакообразование здесь не происходит. В нижней части фронтальной поверхности, от земли до уровня 1,5-2 км, происходит интенсивное вытеснение теплого воздуха быстро продвигающимся в его сторону холодным, вследствие чего в теплой' воздушной массе развиваются восходящие вертикальные движения. При неустойчивой стратификации теплого воздуха развитие конвекции в нем приводит к формированию кучеводождевых облаков (рис. 98), верхняя граница которых достигает б-8 км, а иногда располагается еще выше, достигая тропопаузы. Кучеводождевые облака тянутся вдоль фронта на несколько сотен километров. Ливневые осадки наблюдаются по обе стороны от линии фронта. Ширина зоны осадков небольшая, не превышает обычно несколько десятков километров. В переходные сезоны и особенно летом с холодным фронтом 2-го рода часто связаны грозы и шквалы. Основными затруднениями при производ- 204 стве полетов являются большая вертикальная мощность кучейо-дождевых облаков, наблюдающаяся в них болтанка, обледенение, а также грозовая деятельность и шквалы. км 10 9 8 7 6 б 4 3 2 1 Рис. 98. Схема облачности и осадков холодного фронта 2-го рода Между восходящим теплым воздухом и теплым воздухом, текущим горизонтально, иногда возникает слой инверсии, затруд- KJU 6 слоисто кучевые Рис. 99. Схема облачности и осадков холодного фронта 2-го рода при наличии мощной инверсии (нижняя граница инверсии показана волнистой линией) няющий развитие конвекции. Если этот слой располагается низко, вертикальное развитие облачности ограничено. В этом случае основную массу облачности составляют слоистокучевые облака, вертикальная мощность которых 2-3 км, и высокослоистые (рис. 99). Осадки, как правило, земной поверхности не достигают. Не следует недооценивать слоистокучевые облака 205 фронтального происхождения: продолжительный полет в них (при отрицательной температуре) может привести к отложению на частях самолета льда значительной толщины. Характерными предвестниками холодного фронта 2-го рода являются гряды высококучевых чечевицеобразных облаков (см. рис. 126) оторвавшихся от вытянутого вперед края фронтальной облачности, которая часто имеет вид высокослоистой или высококучевой облачности. После прохождения холодного фронта 2-го рода в связи с нисходящими движениями в нижней части клина холодного воздуха наступает прояснение. Малооблачная или безоблачная погода удерживается в течение нескольких часов, пока не начнут развиваться внутримассовые облака. § 6 ФРОНТЫ ОККЛЮЗИИ. ВТОРИЧНЫЕ ФРОНТЫ. УСЛОВИЯ ПОГОДЫ В процессе развития циклона, который подробно будет рассмотрен в следующей главе, в его области очень часто возникают комплексные фронты, получившие название фронтов окклюзии. Фронт окклюзии возникает в том случае, когда холодный фронт, располагающийся за теплым, движется быстрее последнего, догоняет его и смыкается с ним. Таким образом, фронт окклюзии представляет собой сочетание холодного и теплого фронтов. На том участке, где произошло смыкание холодного и теплого фронтов, теплого воздуха у земной поверхности нет - он вытеснен вверх и располагается над холодными массами, граничащими вдоль фронта окклюзии (см. рис. 100 и 101). Различают два типа фронтов окклюзии: теплый и холодный. I. ТЕПЛЫЙ ФРОНТ ОККЛЮЗИИ Теплым фронтом окклюзии (рис. 100) называется такой фронт, когда холодная масса Л, движущаяся за фронтом, теплее холодной массы В, движущейся перед фронтом. Нижняя часть фронта, опускающаяся до земной поверхности С, называется нижним теплым фронтом. Кроме этого фронта, как видно на рис. 100, имеется еще один фронт D, который не опускается до земной поверхности. Этот фронт называется верхним холодным фронтом. Верхний холодный фронт всегда располагается перед нижним теплым. При прохождении теплого фронта окклюзии у земной поверхности наблюдается потепление, которое обычно бывает менее значительным, чем в случае прохождения главного теплого фронта. Сравнительно большое потепление наблюдается зимой, когда за фронтом окклюзии движется морской умеренный воз- 206 дух, который значительно теплее континентального умеренного воздуха, отступающего перед фронтом. Область сильного падения давления обычно несколько оторвана от нижнего теплого фронта. Наибольшее падение давления наблюдается перед верхним холодным фронтом. высококучевые слоистые В в Рис. 100. Схема облачности и осадков теплого фронта окклюзии в различных стадиях окклюди- рования Облачная система теплого фронта окклюзии в начале процесса смыкания холодного и теплого фронтов представляет уже известную систему высокослоистых и слоистодождевых облаков, возникших в свое время на холодном и теплом фронтах. На нижнем теплом фронте в результате восходящего скольжения воздуха часто развивается слоистая или слоистокучевая облачность. Наиболее интенсивные обложные осадки выпадают из слоистодождевых облаков, т. е. перед верхним холодным фрон- 207 Том; из слоистой облачности нижнего теплого фронта часто выпадает морось, в холодную половину года - слабый снег. Если на холодном фронте наблюдалось развитие кучеводождевой облачности, последняя в течение некоторого времени сохраняется и у верхнего холодного фронта. 1В этом случае непосредственно перед линией верхнего холодного фронта осадки принимают ливневой характер. (В начале смыкания теплого и холодного фронтов, когда верхний холодный фронт располагается на высоте нескольких сотен метров, вертикальная мощность облачности теплого фронта окклюзии бывает очень большой, достигая 6-7 км и более (рис. 100, а). При полете в облаках и осадках наблюдается сильное обледенение. Условия полетов также усложняются за счет значительной болтанки, которая особенно интенсивна в слоисто-дождевой облачности. В дальнейшем, по мере вытеснения теплого воздуха во все более высокие слои тропосферы вертикальная мощность облачности уменьшается, появляются безоблачные прослойки (рис. 100, б). В этом случае слоисто дождевая облачность постепенно разрушается, переходит в слоистую, высокослоистая - в высококучевую и перистослоистая - в перистокучевую (рис. 100, в). Осадки прекращаются. Прохождение старых фронтов окклюзии нередко проявляется лишь в натекании высококучевой облачности количеством 7-10 баллов. 2. ХОЛОДНЫЙ ФРОНТ ОККЛЮЗИИ Холодным фронтом окклюзии (рис. 101) называется такой фронт, когда холодная воздушная масса А, движущаяся за фронтом, холоднее воздушной массы В, движущейся перед фронтом. Нижняя часть фронта, опускающаяся до земной поверхности С, называется нижним холодным фронтом. Верхний фронт (D) называется верхним теплым фронтом. При прохождении холодного фронта окклюзии у земной поверхности наблюдается похолодание, обычно менее значительное, чем в случае прохождения главного холодного фронта (арктического или полярного). Область сильного роста давления в большинстве случаев оторвана от нижнего холодного фронта и располагается за верхним теплым фронтом. В начальной стадии облачная система холодного фронта окклюзии представляет собой мощную систему слоистодождевых и высокослоистых облаков, очень часто с наличием кучеводожде-вых облаков. Вертикальная мощность облачности может достигать 7-8 км и более. Обложные осадки выпадают по обе стороны фронта, ливневые - непосредственно у линии фронта. Летом с холодным фронтом окклюзии часто бывают связаны грозы 208 и шквалы - опасные явления для полетов. В облаках наблюдаются интенсивное обледенение и сильная болтанка самолетов. По мере вытеснения теплого воздуха в более высокие слои облачная система холодного фронта окклюзии постепенно разрушается (см. рис. 101, а, б, в). Этот процесс в общем протекает так же, как в случае теплого фронта окклюзии. высокослоистые высококучевые слоистокучевые В перистослоиитые слоисто -дождевые высокослоистые слоистокучевые В б Рис. 101. Схема облачности и осадков холодного фронта окклюзии в различных стадиях окклюдиро- вания Летом, как установил советский ученый А. И. Аскназий, над Европейской частью Советского Союза холодные фронты окклюзии в поздней своей стадии могут превращаться в обычные холодные фронты, с характерными для последних условиями погоды. Это объясняется большими контрастами температуры между сравнительно холодным морским умеренным воздухом, поступающим с Атлантического океана, и сильно прогретым континентальным умеренным воздухом. 14 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов 209 На территории Советского Союза теплые фронты окклюзии чаще всего наблюдаются в холодную половину года, а холодные - в теплую, так как зимой морокой воздух теплее континентального, а летом холоднее. 3. ВТОРИЧНЫЕ ФРОНТЫ Вторичным фронтом называется раздел между различными порциями одной и той же воздушной массы. (Вторичные фронты возникают за счет неоднородности воздушной массы, о чем говорилось в главе VI. Часто вторичные фронты распространяются лишь до высоты 2-3 км, однако при благоприятных условиях вторичный фронт может превратиться в высокий тропосферный. Как правило, вторичные фронты возникают в холодных воздушных массах. (В теплой воздушной массе вторичные фронты - явление более редкое. Это объясняется тем, что холодная масса отличается от теплой большей неоднородностью в горизонтальном направлении. Не следует недооценивать значения вторичных фронтов для производства полетов. С прохождением вторичного фронта часто бывают связаны сложные метеорологические условия: низкая облачность, плохая видимость за счет выпадающих осадков (зимой - метелей). Со вторичными фронтами часто связаны ливневые осадки, грозы и шквалы. 4. СЛОЖНЫЕ И ВЕРХНИЕ ФРОНТЫ До сих пор мы рассматривали такие фронты, у которых фронтальная поверхность распространялась непрерывно от земной поверхности до той или иной высоты. -Однако главным образом зимой на территории Советского Союза нередко наблюдаются такие фронты, когда фронтальная поверхность идет от земли до некоторой высоты, выше располагается слой, где фронт не прослеживается, а еще выше существует верхний фронт обратного по сравнению с нижним знака (рис. 102). Такие фронты впервые были описаны советским метеорологом Г. Д. Зубяном и названы им сложными фронтами *. Образование сложных фронтов можно объяснить следующим образом. Зимой в нижнем слое тропосферы воздух, попавший на континент с океана, значительно теплее сильно выхоложенного континентального воздуха. Теплый морской воздух и холодный континентальный разделяются фронтом, который обычно проявляет себя как теплый. Однако стратификация континентального воздуха значительно устойчивее стратификации морского, вслед- 1 Такое название следует признать неудачным, так как по -существу фронт окклюзии также является не простым, а сложным фронтом, однако этот термин в настоящее время употребляется в метеорологической литературе, поэтому мы также будем'им пользоваться. 210 ствйё чего в мороком воздухе температура с высотой падает значительно быстрее, чем в континентальном. В результате этого на некоторой высоте температура воздушных масс выравнивается, а еще выше морокой воздух оказывается холоднее континентального. Начиная с этой высоты, вновь обнаруживается фронт, но в отличие от нижнего теплого этот верхний фронт будет холодным. Слой, в котором фронт не прослеживается, называется слоем выравнивания. Нижний теплый фронт начинается непосредственно от земной поверхности и простирается чаще всего до высоты 1,5-2 км. Вертикальная мощность слоя выравнивания около 1 км. Начинающийся с 2,5-3 км верхний холодный фронт может простираться до высоты 5-6 км. Слои выравнивания /ч с м п е р о туры ^^^^^^^^^^ Рис. 102. Сложный фронт Сложные фронты имеют характерную систему облачности и осадков. Зимой, когда уровень конденсации вследствие низкой температуры располагается на небольшой высоте (около 100- 200 м), уже начиная с этой высоты, образуется облачность. Образование этой облачности происходит за счет восходящего движения более теплого в нижнем слое морского воздуха вдоль поверхности нижнего теплого фронта. Таким образом, вертикальная мощность облачности на нижнем теплом фронте равна 1,5- 2 км. Зимой из таких облаков может выпадать слабый снег. В слое выравнивания, где нет условий для восходящих движений теплого воздуха, облачность обычно отсутствует, т. е. наблюдается "сухая" безоблачная прослойка. Выше происходит формирование облачности на верхнем холодном фронте. Вертикальная мощность этой облачности достигает 4-4,5 км и из нее выпадает Обложной снег. Сложные фронты наблюдаются чаще всего на западной периферии области повышенного давления, расположенной над восточными районами Европейской территории Советского Союза. 14* 211 Выпадение осадков над большой территорией в области повышенного давления нередко объясняется существованием верхнего фронта. § 7. СТАЦИОНАРНЫЕ ФРОНТЫ Фронт, который не испытывает заметного смещения ни в сторону теплой, ни в сторону холодной воздушной массы, называется стационарным. Стационарные фронты располагаются обычно либо в барической седловине, либо непосредственно на периферии области высокого давления - антициклона. Облачность, связанная со стационарными фронтами, часто имеет большую вертикальную мощность (6-9 км и более). Это наблюдается в том случае, когда стационарный фронт является высоким тропосферным фронтом и теплый воздух имеет значительное влагосодержание. Облачная система высокого стационарного фронта представляет собой мощную систему перистослоистых, высокослоистых и слоистодождевых облаков, которая выглядит примерно, как у теплого фронта. Верхняя граница облачности нередко располагается на высоте 9 км и выше. Летом на стационарных фронтах часто образуются кучеводождевые облака. На стационарном фронте могут образовываться волновые возмущения. В этом случае стационарный фронт на небольшом участке принимает характер теплого, а на соседнем, также небольшом,- характер холодного фронта. Волны перемещаются вдоль стационарного фронта таким образом, что холодный воздух остается слева. После прохождения волны фронт восстанавливает свое положение. В области волны верхняя граница облачности приподнимается, следовательно, вертикальная мощность облачности увеличивается. В переходные сезоны и особенно летом прохождение волн на стационарном фронте обусловливает развитие интенсивной грозовой деятельности и шквалов. § 8. ВЛИЯНИЕ РЕЛЬЕФА МЕСТНОСТИ НА ФРОНТЫ Рельеф района оказывает значительное влияние на характер фронтальной погоды, что всегда необходимо учитывать при полетах в горной местности. Рассмотрим влияние горных хребтов на холодные и теплые фронты. При приближении холодного фронта к хребту, в случае если средняя высота хребта превышает высоту клина холодного воздуха, последний не имеет возможности перевалить через хребет. В этом случае холодный фронт задерживается иногда на несколько суток перед хребтом, обусловливая в районе горного препятствия низкую и мощную облачность и продолжительные осадки, сильно ухудшающие видимость. Горы, закрытые обла- 212 Рис. 103, Деформация холодного фронта при обтекании холодным воздухом Кавказского хребта 213 ками, сильно осложняют проведение полетов. Не имея возможности перевалить через хребет, холодный воздух обтекает его с обеих сторон, что приводит к деформации холодного фронта, как показано на рис. 103, а и б. Так, например, в Закавказье холодный воздух вслед за холодным фронтом проникает со стороны Колхиды и 1Куринской низменности. Возможно, что две ветви холодного фронта, обогнув хребет, сомкнутся за ним. Этот процесс смыкания двух участков холодного фронта носит название орографической окклюзии. Вследствие этого с двух сторон хребта наблюдается облачность и выпадают Рис. 104. Деформация фронтальной поверхности и облачности теплого фронта при переваливании последним горного препятствия: а - До переваливания; б - в период переваливания; в - после переваливания осадки. При небольшой высоте горного препятствия и значительной мощности клина холодного воздуха за фронтом холодный фронт обычно переваливает через горные препятствия. Несколько иначе происходит деформация теплого фронта. Чаще всего теплый фронт лишь на некоторое время задерживается горным препятствием и в конце концов переваливает через него. Процесс переваливания через хребет теплого фронта представлен на рис. 104. Пока поверхность теплого фронта не коснулась хребта, никаких существенных изменений в системе облачности и осадков не наблюдается (рис. 104, а). Как только фронт начинает пересекать хребет, фронтальная поверхность деформируется, причем нижняя часть клина холодного воздуха на некоторое время задерживается на ближайшей к линии 'фронта стороне хребта (рис. 104,6). В связи с этим здесь долго удерживается облачная и дождливая погода. С противоположной CTQ- 214 роны хребта наблюдается нисходящее движение воздуха, что приводит к прогибу фронтальной поверхности и размыванию облачности. По мере дальнейшего продвижения фронта за хребтом фронтальная поверхность восстанавливается в своем первоначальном виде, а вместе с этим восстанавливаются облачность и осадки (рис. 104, в]. В заключение настоящей главы отметим, что погода, связанная с фронтами, имеет суточный ход, что особенно заметно в летнее время. Летом наиболее сложные условия на фронтах типа теплых наблюдаются в ночные часы. Именно ночью обычно расширяется зона осадков, последние становятся более интенсивными. Грозы на теплом фронте чаще наблюдаются ночью, чем днем. Суточный ход погоды, связанной с фронтами типа холодных, обратный. Днем в этом случае осадки выпадают значительно чаще и более интенсивные, чем ночью. То же самое можно сказать о возникновении и интенсивности гроз. ГЛАВА VIII циклоны и АНТИЦИКЛОНЫ § 1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О БАРИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ В формировании погоды над обширными районами важнейшая роль принадлежит циклонической деятельности, под которой понимают образование, развитие и перемещение барических систем: циклонов и антициклонов. Воздушные массы и фронты перемещаются, изменяя свои свойства, в системе атмосферных течений, харатер которых определяется состоянием и изменением барического поля, т. е. образованием, развитием и перемещением барических систем. В общих чертах описание различных барических систем и связанных с ними атмосферных течений было дано в главе IV. Однако всегда следует иметь в виду, что в понятия "циклон" и "антициклон" вкладывается многообразное содержание, не сводящееся только к характеристике поля давления и поля ветра, а включающее в себя все особенности деятельности воздушных масс и атмосферных фронтов, т. е. особенности погоды в целом. Описание циклонов и антициклонов именно с этой точки зрения и является задачей настоящей главы. Познакомимся с самыми общими данными о циклонах и антициклонах. Циклоны. Размеры циклонов внетропических широт изменяются в зависимости от различных условий в очень широких пределах. Эти размеры могут быть охарактеризованы диаметром крайней, ограничивающей циклон изобары. Обычно диаметр этой изобары составляет около 1000 км. В ряде случаев встречаются циклоны, диаметр крайней изобары которых достигает 2500-3000 км. Если циклон имеет одну замкнутую изобару, диаметр ее чаще всего составляет 200-300 км. Давление в центре циклона (глубина циклона) также изменяется в широких пределах, обычная глубина циклонов - от 1010 до 970 мб. Давление в центре циклона ниже 950 мб во внетропических циклонах встречается редко и такие циклоны считаются очень глубокими. Наиболее обширные и глубокие циклоны в северном полушарии встречаются над северной частью Атлантического океана (рай- оны Исландии - Девисова пролива), над севером Тихого океана (районы Камчатки - Аляски), а также в районе полуострова Таймыр. Ветер в циклоне у поверхности земли дует в направлении гфотив движения часовой стрелки, отклоняясь от изобары в сторону низкого давления в среднем на 30-40°. Скорость ветра меняется в широких пределах. В самом центре циклона ветер слабый, цередко здесь наблюдается штиль. В свободной атмосфере ветер в циклоне направлен против движения часовой стрелки и в среднем по касательной к изобаре (градиентный ветер). В температурном отношении с момента возникновения и в течение последующих одних-двух суток циклон асимметричен. В нем имеется теплый сектор, в котором циркулирует теплый воздух. От остальной части циклона теплый сектор отделен в передней части циклона (по направлению движения последнего) теплым фронтом, в тыловой - холодным. Старые циклоны обычно заполнены холодной воздушной массой. При неоднородности последней в таком циклоне обнаруживаются фронты окклюзии и вторичные фронты. Характер облачности и осадков в циклоне определяется характером располагающихся в нем фронтов и состоянием воздушных масс. Антициклоны. Размеры антициклонов примерно такие же, как и размеры циклонов. Наиболее обширные антициклоны зимой наблюдаются над сушей, а летом - над океаническими районами. Давление в центре антициклона в большинстве случаев составляет 1020-1030 мб. Зимой над сушей нередко встречаются антициклоны с давлением в центре около 1040-1050 мб. Лишь в отдельных случаях давление в центре антициклона превышает 1070 мб. Ветер в антициклоне у земной поверхности дует в направлении по часовой стрелке, отклоняясь от изобары в сторону низкого давления в среднем на 30°. Таким образом, в нижней части антициклона наблюдается система течений, расходящихся от центра к периферии антициклона. 1В свободной атмосфере ветер в антициклоне направлен в среднем по касательной к изобаре. В температурном отношении антициклон асимметричен. Наиболее холодной обычно является восточная часть антициклона, где преобладают северные ветры. Фронты в антициклоне вследствие расходимости воздушных течений в его области в большинстве случаев размыты, за исключением окраинных частей антициклона. В центральных частях антициклона преобладает безоблачная или малооблачная погода. Сложные метеорологические условия полетов могут наблюдаться главным образом за счет радиационных туманов зимой и осенью, преимущественно в ночные и ранние утренние часы, а также при возникновении тонкой слоистой облачности приподнятых туманов. В теплое время года радиа- 217 ционные туманы непродолжительны и, как правило, не наблюдаются днем, тогда как зимой они иногда бывают в антициклонах и в дневное время. § 2. ВОЗНИКНОВЕНИЕ ЦИКЛОНОВ И АНТИЦИКЛОНОВ Циклоны и антициклоны как вихревые возмущения в атмосфере известны давно, однако связь их с такими важными атмосферными объектами, как атмосферные фронты, была выявлена лишь в конце XIX - начале XX веков. Полной теории возникновения циклонов и антициклонов еще не существует, но сейчас уже можно указать на ряд признаков возникно-вения и развития этих бари-ческих систем. Подавляющее болышин-Рис. 105. Возникновение волны на ство Циклонов и антицикло-фронте (L -длина волны) нов возникает на малопо- движных фронтах. Возникновение их сопровождается волнообразованием на фронте, т. е. два соседних участка фронта начинают перемещаться в противоположных направлениях - один в сторону холодной воздушной массы (теплый участок фронта), а другой - в сторону теплой воздушной массы (холодный участок фронта). Таким образом, на фронте образуется волна (рис. 105). Появление волны на фронте можно предусмотреть, если внимательно следить за характером изменения давления у фронта, например по значениям барической тенденции. Так, если у малоподвижного фронта в холодном воздухе появляется область падения давления, то фронт начнет смещаться в сторону холодного воздуха. Если же в холодном воздухе близ фронта давление растет, фронт начнет смещаться в сторону теплого воздуха. Причины изменения давления рассматриваются в гидродинамической теории изменения давления, сложность которой не позволяет изложить ее основы в этой книге. Можно, однако, указать, что большое значение имеет характер воздушных течений в средней и верхней тропосфере. В 1932 г. советский ученый В. М. Михель выяснил, что в большинстве случаев образование и усиление антициклонов связано со сходимостью воздушных течений в верхней и средней тропосфере, а ослабление антициклонов - с расходимостью воздушных течений. Несколько позже было установлено, что в большинстве случаев циклоны возникают и углубляются тогда, когда над соответствующим районом в средней и верхней тропосфере наблюдается расходимость воздушных течений. При сходимости воздушных течений в средней и верхней тропосфере циклоны чаще всего заполняются. Все эти положения о связи сходимости (расходимости) воздушных течений в средней и верхней тропосфере 218 с возникновением и развитием барических систем получили название принципа Михеля. В результате волнообразования на фронте в долине волны образуется теплый сектор, заполненный теплым воздухом. Вершина теплого сектора совпадает с точкой наименьшего давления. В гребне волны, совпадающем с языком холодного воздуха, давление повышено. Неотъемлемой частью процесса волнообразования на фронте является завихрение воздушных течений против часовой стрелки в долине волны, т. е. в языке теплого воздуха, и по часовой стрелке в вершине волны, т. е. в языке холодного воздуха. Первое завихрение в дальнейшем будем называть циклоническим, а второе - антициклоническим. Волны, возникающие на атмосферных фронтах, подразделяются на устойчивые и неустойчивые. Устойчивой называется такая волна, амплитуда которой в течение некоторого времени остается неизменной, а затем уменьшается. В конце концов устойчивые волны затухают. Продолжительность жизни устойчивой волны - полусутки - сутки. После затухания устойчивой волны фронт принимает свое прежнее положение. Неустойчивой волной называется такая волна, амплитуда которой с течением времени увеличивается. Это означает, что, например, при первоначально широтном направлении фронта теплый воздух проникает все дальше к северу, а холодный воздух - все дальше к югу. В случае неустойчивой волны фронт не восстанавливает своего первоначального положения. С возрастанием амплитуды волны давление в долине волны, особенно у вершины теплого сектора, понижается, а в гребне волны повышается. Таким образом, в долине волны образуется область пониженного давления - циклон, а в гребне волны - область повышенного давления - антициклон, или барический гребень. Критерии потери устойчивости фронтальной волной были определены теоретически советским ученым Н. Е. Кочиным. Теоретические данные, полученные Н. Е. Кочиным, подтверждаются фактическими данными. Основными факторами, определяющими устойчивость фронтальных волн, являются: длина волны, наклон фронтальной поверхности относительно горизонта и стратификация воздушных масс, взаимодействующих у фронта. Волна становится неустойчивой тогда, когда длина волны равна 1000 км и более. Чем больше наклон фронтальной поверхности, тем менее устойчива фронтальная волна. Наклон фронтальной поверхности зависит от отношения разности скоростей между теплым и холодным воздухом V\ - V2 = AV к разности температуры между теплым и холодным воздухом Т\ - Т2 = &Т. Практика показывает, что для умеренных широт фронтальная волна неустойчива, д V если отношение ^у- больше 2, 219 Наконец, чем меньше устойчивость стратификации воздушных масс, тем, при прочих равных условиях, меньше устойчивость фронтальной волны. Развитие неустойчивой волны в циклоне подробно рассматривается в следующем параграфе. § 3. РАЗВИТИЕ ЦИКЛОНА. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ПОЛЕТОВ В ЦИКЛОНЕ В РАЗЛИЧНЫХ СТАДИЯХ ЕГО РАЗВИТИЯ Циклон в своем развитии проходит три стадии: стадию волны, стадию молодого циклона и стадию окклюдированного циклона. 1. СТАДИЯ ВОЛНЫ При возникновении волны на фронте в передней ее части (по направлению движения) фронт приобретает характер теплого, а в тыловой - характер холодного. Если волна неустойчива, она в дальнейшем развивается в циклон. Благодаря сравнительна небольшому волнообразному возмущению фронта (см. рис. 105), эта первая стадия развития циклона получила название стадии волны. Из рис. 106, на котором представлено барическое поле зарождающегося циклона, находящегося в стадии волны, у земной поверхности (на уровне моря), видно, что у вершины волны изобары образуют ложбину. Иногда появляется первая замкнутая изобара. Приземный центр низкого давления обычно располагается под расходящимися воздушными течениями средней тропосферы, с чем связано, как отмечалось выше, падение давления а Рис. 106. Поле давления (изобары - сплошные линии) и изолинии барических тенденций (пунктирные линий) в волновой стадии развития циклона. Стрелкой показано направление перемещения волны; АВ - линия, проходящая через центр циклона 220 в центральной части волны, что говорит о дальнейшем углублении циклона. Это находит свое отражение на приземной синоптической карте: в большей части циклона наблюдается падение давления. Наиболее сильное падение давления наблюдается перед теплым фронтом. Если в циклоне можно провести линию, отделяющую область падения от области роста давления ', то она будет лежать позади линии АВ, проходящей через центр циклона, перпендикулярно направлению его перемещения (см. рис. 106). Сильное падение давления является одним из наиболее характерных признаков продолжающегося углубления циклона. Погода в области циклонической волны определяется наличием в этой области теплого и холодного фронтов. В зоне теплого фронта образуется слоистодождевая облачность большой вертикальной мощности. Наибольшая вертикальная мощность этих облаков обычно наблюдается около вершины волны. Верхняя граница облаков может достигать высоты 6-8 км, а в ряде случаев располагается еще выше. Нулевая изотерма даже в теплое время года располагается внутри облачной системы, вследствие чего в области отрицательных температур в облаках возможно обледенение самолета. Перед теплым фронтом широкой полосой выпадают обложные осадки (летом при развитии куче-водождевых облаков нередки ливневые осадки), сильно ухудшающие видимость. В результате этого в зоне влияния теплого фронта обычно создаются сложные метеорологические условия полетов. Холодный фронт в области волны в большинстве случаев является холодным фронтом 2-го рода с типичной для этого фронта системой облачности и осадков, описанных в предыдущей главе. Отличительной чертой волновой стадии является то, что такой характер погоды наблюдается на сравнительно небольшом участке первоначально стационарного фронта. Погода циклона в волновой стадии его развития представлена на рис. 107. 2. МОЛОДОЙ ЦИКЛОН При неустойчивости фронтальной волны последняя принимает характер молодого циклона. В этом случае теплый фронт все более продвигается в сторону холодной воздушной массы, а холодный фронт продолжает смещаться в сторону теплой. Таким образом, в этой стадии развития в циклоне оформляется хорошо выраженный теплый сектор, заполненный теплым воздухом и отделенный от остальной, холодной части циклона впереди теплым, а сзади холодным фронтами. Циклоническая циркуляция в области молодого циклона выражена уже очень хорошо; в его центральной части имеется несколько замкнутых изобар. Давление в центре молодого циклона на 10-20 мб ниже, чем оно было в начале его возникновения 1 Эта линия называется нулевой изаллобарой. 221 (рис. 108). Молодой циклон находится под областью расходящихся воздушных течений средней тропосферы, что, как и в стадии волны, говорит о продолжающемся его углублении. Нулевая изаллобара все еще располагается позади линии АВ, проходящей через центр циклона перпендикулярно направлению перемещения последнего. В отличие от волновой стадии, когда циклоническая циркуляция захватывает лишь нижний слой тропосферы, в молодом циклоне эта циркуляция распространяется на более высокие слои. Так, на высоте 1,5-2 км также появляются WJ6 1010 Рис. 108. Фронты, барическое поле (изобары сплошные линии) и изолинии барических тенденций (пунктирные линии) в молодом циклоне. Стрелкой показано направление перемещения волны; АВ - линия, проходящая через центр циклона замкнутые изобары. Замкнутая изобара может появиться на уровне 3 км, однако центр циклона у поверхности земли и на высоте 3 км не совпадает: последний сдвинут в сторону холодного воздуха. На рис. 109 тонкими линиями проведены изобары на уровне, моря, а толстыми линиями - изобары на уровне 3 км. В соответствии с характером циркуляции воздуха в циклоне в передней его части фронт теплый, а в тыловой - холодный. Наибольшее падение давления наблюдается в передней части •циклона, перед теплым фронтом, а наибольший рост - в тыловой части, за холодным фронтом. Если предположить, что циклон смещается с запада на восток и его центр проходит севернее станции, то давление на этой станции сначала будет падать, причем падение давления будет усиливаться по мере приближения теплого фронта. Усиливающееся падение давления служит одним из признаков приближения передней части циклона. После прохождения теплого фронта через станцию падение давления либо 222 ослабевает, либо совсем прекращается, либо даже начинается слабый рост давления. После прохождения холодного фронта давление начинает сильно расти, причем этот рост, сначала достаточно сильный, с течением времени, по мере удаления холодного фронта, ослабевает. Рассмотрим наиболее типичный характер облачности и осадков в молодом циклоне (рис. 110), которые определяют условия полетов в нем и зависят, в свою очередь, от свойств фронтов и воздушных масс, циркулирующих в циклоне. Конечно, погода молодого циклона в зависимости от этих свойств бывает очень раз- Рис. 109. Барическое поле у земной поверхности (изобары - тонкие линии) и на высоте 3 км (изобары - толстые линии) в молодом циклоне нообразной и далеко не исчерпывается приводимым ниже описанием. Поэтому в каждом конкретном случае необходимо руководствоваться конкретной синоптической обстановкой. В передней части молодого циклона, далеко от теплого фронта, когда его влияние не сказывается, в холодной воздушной массе иногда наблюдаются кучевые облака хорошей погоды. Они образуются лишь при сильном перегреве подстилающей поверхности в переходные сезоны и летом. Значительного развития по вертикали эти облака не получают, так как холодный воздух в передней части циклона в большинстве случаев стратифицирован устойчиво. Первым предвестником приближения циклона (или приближения к циклону летящего самолета) являются перистые облака теплого фронта, постепенно уплотняющиеся и переходящие в перистослоистые. Поскольку нижняя граница этих облаков лежит на высоте 6-8 км, они не являются препятствием для полетов на низких и средних высотах даже больших групп самолетов. Однако при необходимости лететь на большой высоте следует помнить, что именно перистые облака периферийной 223 части циклона имеют по сравнению с другими видами облаков верхнего яруса наибольшую вертикальную мощность, а горизонтальная видимость в них сильно ухудшена по сравнению с безоблачным пространством. По мере дальнейшего приближения циклона появляются перистослоистые, высокослоистые, а затем слоистодождевые облака с располагающимися под ними разо-рваннодождевыми, а нередко и слоистыми облаками. Уплотнение перистослоистых облаков и переход их в высокослоистые является одним из признаков того, что самолет летит в зону более сложной погоды. Из высокослоистых облаков выпадают осадки, часто не достигающие земной поверхности. Это явление всегда надо иметь в виду, поскольку в полете летчик может встретить осадки в том районе, где метеостанции на земле их не фиксируют. Одним из признаков выпадения осадков является наличие разорванных облаков плохой погоды (разорваннодождевых) под плотными высокослоистыми или слоисто дождевыми облаками. Начало зоны таких осадков совпадает с началом зоны разорваннодождевых облаков. Это можно установить при ознакомлении с метеорологической обстановкой по синоптической карте, где имеются все необходимые данные. Особенно серьезные осложнения в полете могут быть связаны с переохлажденным дождем, когда самолет подвергается интенсивному обледенению. Продолжительный полет в слоистодожде-вых облаках также представляет серьезные трудности из-за возможности тяжелого обледенения самолета. По мере приближения теплого фронта увеличивается мощность облаков, так как их нижняя граница постепенно опускается. В связи с этим по мере приближения теплого фронта увеличивается время, необходимое для пробивания облаков и сбора группы самолетов за облаками. В летнее время облачность теплого фронта часто принимает ливневой характер, с чем связаны выпадение ливневых осадков и грозовая деятельность. После прохождения теплого фронта погода и условия полета определяются свойствами воздушной массы, циркулирующей в теплом секторе. В этом случае наблюдается заметное потепление, зимой нередки оттепели, что может привести к выводу на некоторое время из строя аэродромов без бетонированной ВПП. -Ветер меняет свое направление, например с южного перед фронтом на юго-западное или западное за фронтом. В теплом секторе, особенно в центральной части циклона (но не у самого его центра), ветер обычно достаточно сильный, а при неустойчивости теплого воздуха, как это нередко наблюдается летом, - порывистый. Наиболее типичной для теплого сектора является слоистая или слоистокучевая облачность, вертикальная мощность которой значительно меньше предшествующей ей фронтальной облачности и обычно не превышает 1-2,5 км ^Для теплого сектора 224 ! характерно расслоение облачности по вертикали. Основание облаков в теплом секторе может располагаться очень низко, иногда опускаясь непосредственно до поверхности земли и образуя зону так называемого адвективного тумана. При достаточном влаго-содержании воздушной массы из слоистых облаков выпадает морось, сильно ухудшающая горизонтальную видимость. Если вертикальная мощность слоистых облаков значительна, из них выпадает слабый дождь, а зимой - снег. В летнее время в теплом секторе может образоваться мощная кучевая и даже кучево-дождевая облачность с кратковременными ливневыми осадками. Нижняя граница облаков летом располагается выше, чем зимой. При большой сухости теплого воздуха в теплом секторе, особенно если изобары имеют гребнеобразный характер, наблюдается малооблачная погода. По мере приближения холодного фронта все больше начинает сказываться его влияние. В области циклона холодный фронт в большинстве случаев является холодным фронтом 2-го рода. Если небо не закрыто низкой облачностью, хорошим признаком приближения холодного фронта служит появление высококучевых чечевицеобразных облаков. Ветер начинает заметно усиливаться, незначительно понижается температура (несколько более сильное понижение температуры, чем у земли, наблюдается на высотах). Очень важным обстоятельством, которое необходимо учитывать при проведении полетов, является приближение фронтальной кучеводождевой облачности большой вертикальной мощности, верхняя граница которой располагается часто в области тропопаузы. Полет в этих облаках опасен из-за интенсивных вихревых движений, обледенения, грозовых и шкваловых явлений. Осадки холодного фронта носят ливневой характер и располагаются узкой полосой у линии фронта. Подробное описание фронтальной погоды дано в § 5 главы VII. После прохождения холодного фронта часто наступает кратковременное прояснение, а затем появляются облака и осадки, характерные для тыловой части циклона. Холодная воздушная масса тыловой части циклона часто стратифицирована неустойчиво за счет прогрева снизу от более теплой подстилающей поверхности. Особенно хорошо проявляется ее неустойчивость во второй половине весны, летом и в первой половине осени. Погода и условия полетов в тылу циклона характеризуются резко меняющейся по количеству конвективной облачностью, кратковременными ливневыми осадками и сильным порывистым ветром, в теплое время года - грозами и шквалами. При прохождении в тылу циклона вторичных холодных фронтов интенсивность этих явлений заметно увеличивается. Если центр циклона при движении последнего с запада на восток проходит южнее Интересующего нас пункта или линии маршрута, этот пункт (или летящий на небольшой высоте самолет) остается все время в холодной воздушной массе. На марш- 15 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов 22Ь руте облачность будет меняться от перистослоистой до высокослоистой и слоистодождевой с обложными осадками. Нижняя граница облаков располагается обычно несколько выше, чем в том случае, когда линия маршрута пересекает фронт. При полете на достаточной высоте самолет попадает из холодной массы сначала в теплую, а потом опять в холодную, поскольку фронтальная поверхность наклонена в сторону холодной воздушной массы. В этом случае будет наблюдаться резкое изменение температуры. 3. ОККЛЮДИРОВАННЫЙ ЦИКЛОН Стадия молодого циклона является обычно кратковременной. Циклон находится в этой стадии чаще всего около суток, после чего начинается его окклюдирование. Процесс окклюдирования циклона заключается в следующем. В области low циклона холодный фронт движется быстрее теплого, так как составляющая движения воздуха, перпендикулярная к фронту, определяющая его движение, у холодного фронта больше, чем у теплого. Вследствие более быстрого перемещения холодного фронта теплый сектор с течением времени все более суживается, в конце концов холодный фронт догоняет теплый, смыкается с ним, образуя Рис. 111. Фронты, барическое поле (изо- бары - сплошные линии) и изолинии бари- фронт окклюзии. Так на-ческих тенденции (пунктирные линии) ^г в окклюдированном циклоне чинается процесс окклю- дирования циклона, приводящий в конце концов к тому, что в центральной части циклона нижний слой тропосферы оказывается заполненным холодным воздухом, так как теплый воздух здесь вытеснен в высокие слои тропосферы. Когда холодный воздух распространился на основную часть циклона, т. е. холодный фронт сомкнулся с теплым на большом протяжении, циклон называется окклюдированным. ' Как видно на рис. 111, окклюдированный циклон заполнен внизу холодным воздухом, главные фронты прослеживаются лишь на периферии, а в основной области циклона находится лишь фронт окклюзии и один или несколько вторичных фронтов. Эти фронты представлены в вертикальном разрезе по линии СД на рисунке 112. На рис. 113 тонкими линиями проведены изобары на уровне моря, а толстыми линиями - изобары на высоте 226 3 км. Как можно видеть, на высотах циклон прослеживается хорошо, приземный и высотный центры располагаются близко один от другого. Никакой расходимости воздушных течений над центром циклона не наблюдается. Циклон стал холодным барическим Рис. 112. Вертикальный разрез по линии СД (см. рис. 114) через окклюдированный циклон образованием по крайней мере в нижней половине тропосферы. Окклюдированный циклон постепенно заполняется. Этот процесс заполнения циклона продолжается в течение нескольких суток. Являясь высоким барическим образованием, окклюдированный циклон определяет направление движения воздуха в значительной толще тропосферы, а иногда и в нижней части стратосферы. В начальной стадии окклюдирования, когда процесс окклюдирования только начался, вертикальная мощность о>бла-ков в центральной части циклона еще очень большая, причем наибольшая мощность облаков наблюдается у точки окклюзии, где смыкаются три фрон- Рис. ИЗ. Барическое поле у земной поверхности (изобары - тонкие линии) и на высоте 3 км (изобары - толстые линии) в окклюдированном циклоне та: теплый, холодный и фронт окклюзии. По мере дальнейшего окклюдирования циклона главные фронты постепенно оттесняются на его периферию и в конце концов в окклюдированном циклоне остаются фронт окклюзии и при неоднородности холодного воздуха - вторичные фронты. Фронт окклюзии в зависимости от распределения температуры в холодной воздушной массе будет по типу теплого или по типу холодного фронта со своей характерной системой облачности, осадков и особых явлений, определяющих условия полетов. Эти условия достаточно подробно описаны в § 6 главы VII. Пример окклюдированного циклона приведен на рис. 114. 15* 227 § 4. РЕГЕНЕРАЦИЯ ЦИКЛОНА Иногда старый, уже заполняющийся циклон начинает возрождаться, давление в центре циклона опять заметно понижается. Этот процесс называется регенерацией циклона. Регенерация циклона происходит за счет того, что в циклоне со- 1020 LVy/V/l TO I | I/ft Y/sy/Д **? I___I "в Рис. 115. Регенерация полярно-фронтового циклона на арктическом фронте здаются новые значительные температурные контрасты в связи с затоком в тыл циклона свежей холодной воздушной массы. .Обычным случаем регенерации является регенерация окклюдированного циклона, развивавшегося ранее на полярном фронте 1, при вхождении в его область арктического фронта или при приближении циклона к арктическому фронту. Рассмотрим процесс регенерации на примере полярно-фронтового циклона. На рис. 115 показаны в горизонтальной плоско- 1 В дальнейшем такой циклон мы будем называть полярно-фронтовым. 228 сти различные стадии регенерации циклона. В стадии Л и Л' окклюдированный полярно-фронтовой циклон приближается к малоподвижному арктическому фронту. В стадии Б циклон настолько приблизился к арктическому фронту, что последний попал в циркуляцию циклона, в соответствии с которой на одном участке фронт приобрел характер теплого, а на другом - характер холодного фронта. Появление арктического фронта (115, Б) в циклоне обусловило наличие значительных температурных контрастов, вследствие чего циклон начал углубляться. В дальнейшем циклон будет развиваться на арктическом фронте и пройдет вновь стадии молодого (115, Б) и окклюдированного циклонов, которые были описаны в предыдущем параграфе. В стадии В в циклоне хорошо выражен теплый сектор, внутри которого располагается старый фронт. На рис. 115, Г показан разрез по линии СД. Очень важно своевременно предусмотреть регенерацию циклона, так как в нем вновь появляются теплый и холодный фронты с характерными для них облачностью, осадками и другими явлениями погоды. Кроме того, циклон при регенерации увеличивает скорость своего перемещения и может заметно изменить направление перемещения. § 5. ЛОЖБИНА. ПОГОДА И УСЛОВИЯ ПОЛЕТОВ Ложбиной называется узкая вытянутая полоса пониженного давления, расположенная между двумя областями повышенного давления. Чаще всего ложбина является вытянутой периферией циклона. В ложбине наблюдается сходимость воздушных течений к ее оси (рис. 116). Сходимость воздушных течений к оси ложбины способствует , появлению или увеличению здесь кон- J' трастов температуры, влажности и т. д. \ \ s^7 1005 Кроме того, благодаря сходимости воздушных течений у оси ложбины возни- )( jLS--^^ , I0f° кают восходящие движения воздуха, т. е. существуют благоприятные условия для образования облачности и осадков. С ложбиной часто связан ка- Рис. 116. Ложбина кой-либо фронт, проходящий по ее оси. Условия полетов определяются свойствами этого фронта. Погода в области ложбины чаще всего облачная, причем нередко эта облачность фронтального происхождения. В летнее время в ложбине даже при отсутствии выраженного фронта часто развивается грозовая деятельность. Так, например, утром погода в области ложбины иногда бывает малооблачная, как и во всем окружающем районе. Однако при неустойчивой стратификации воздуха в средней тропосфере можно ожидать развития грозовой деятельности прежде всего у оси ложбины за счет существования там восходящих движений воздуха. 229 § 6. ТИПЫ АНТИЦИКЛОНОВ, ПОГОДА И УСЛОВИЯ ПОЛЕТОВ В НИХ В соответствии с классификацией, предложенной С. П. Хромовым, все антициклоны можно разделить на пять основных типов: промежуточный, заключительный, стационарный умеренных широт, субтропический и арктический. 1. ПРОМЕЖУТОЧНЫЕ АНТИЦИКЛОНЫ Промежуточным антициклоном называется быстро движущаяся область повышенного давления, на карте чаще всего представляющаяся гребнем повышенного давления без замкнутых изобар. Такой гребень располагается между двумя циклонами, развивающимися на одном и том же фронте (рис. 117). У земной поверхности промежуточный антициклон целиком лежит в холодной воздушной массе, отделенной холодным фронтом в передней части и теплым в тыловой части гребня от теплой воздушной массы. Однако в более высоких слоях промежуточный антициклон в температурном отношении асимметричен, что объясняется наличием там фронтальной поверхности, выше которой располагается теплый воздух. В передней части (по направлению перемещения) промежуточного антициклона располагается область роста давления, в тыловой - область падения. Наиболее сильные ветры наблюдаются на периферии гребня, в центральной части преобладают слабые ветры. Непосредственно за холодным фронтом ветер обычно порывистый. Здесь погода чаще Рис. 117. Промежуточный циклон (гребень) анти- 1015 /013 1020 1020 Рис. 118. Пример промежуточного антициклона 230 всего неустойчивая с быстро меняющимся количеством облачности и кратковременными осадками, выпадающими из внутримас-совых кучеводождевых облаков. В центральной части гребня преобладает малооблачная погода, сложные условия могут наблюдаться лишь в ночные часы за счет радиационных туманов, образующихся в холодном воздухе при достаточном его влагосо-держании. В арктическом воздухе зимой туманов, как правило, не наблюдается. В тыловой части гребня появляются облака теплого фронта. Следует учитывать, что теплый фронт на периферии гребня обычно размыт, вертикальная мощность облаков невелика и, конечно, не идет ни в какое сравнение с вертикальной мощностью фронтальной облачности циклонических систем. Характерная погода в промежуточном антициклоне представлена на рис. 118. 2. ЗАКЛЮЧИТЕЛЬНЫЕ АНТИЦИКЛОНЫ Заключительные антициклоны имеют много сходства с промежуточными. Эти антициклоны появляются после прохождения нескольких циклонов, развивавшихся на полярном или арктическом фронтах. Они как бы заключают циклоны и оформляют в барическом поле обвал холодного воздуха. Заключительные антициклоны имеют тенденцию к стабилизации в каком-либо районе, т. е. постепенно уменьшают скорость своего перемещения, становятся малоподвижными. Сначала в заключительном алтициклоне наблюдается конвективная облачность, особенно на периферии, однако нисходящие движения воздуха приводят к образованию в нем инверсии оседания, препятствующей развитию облачности. В результате этого на огромной территории устанавливается малооблачная погода. 3. СТАЦИОНАРНЫЕ АНТИЦИКЛОНЫ УМЕРЕННЫХ ШИРОТ Стационарные антициклоны умеренных широт в большинстве случаев являются результатом стабилизации заключительных антициклонов. Эти антициклоны почти неподвижны и существуют в течение нескольких суток, а иногда и более недели. Давление в центре таких антициклонов доходит до значений, близких к 1060 мб и более. Стационарные антициклоны над материками, особенно зимой, занимают огромные районы. Над морем антициклоны чаще стационируют в летнее время. При незначительном влагосодержании воздушной массы в стационарных антициклонах в течение длительного времени удерживается безоблачная или малооблачная погода. При достаточном влагосодержании в ночные часы образуются мощные радиационные туманы. Летом при сильном прогреве подстилающей поверхности развивается кучевая облачность небольшой вертикальной мощности. Распространению этой облачности по вертикали препятствует инверсия оседания, располагающаяся чаще всего на высоте 1,5 км. При 231 растекании этих облаков под инверсией может образовываться сплошной или почти сплошной покров подинверсионных слоисто-кучевых облаков, вертикальная мощность которых составляет несколько сотен метров. Если уровень конденсации лежит выше инверсии, облачность не образуется. 4. СУБТРОПИЧЕСКИЕ АНТИЦИКЛОНЫ Субтропическими антициклонами называются мощные антициклоны, располагающиеся в субтропических широтах океанов. В северном полушарии такие антициклоны часто занимают огромные районы Атлантического и Тихого океанов. Центр атлантического субтропического антициклона располагается в районе Азорских островов, в связи с чем этот антициклон называют азор-ским. Центральная часть тихоокеанского субтропического антициклона чаще всего располагается в районе Гавайских островов. С субтропическими антициклонами связаны пассаты - устойчивые по скорости и направлению ветры, дующие по экваториальной периферии антициклонов. Инверсионная стратификация в области субтропических антициклонов определяет безоблачную погоду даже при неустойчивой стратификации нижнего слоя воздуха зоны пассатов. 5. АРКТИЧЕСКИЕ АНТИЦИКЛОНЫ В арктическом бассейне располагаются устойчивые области повышенного давления, получившие название арктических антициклонов. Арктические антициклоны - холодные барические образования, вертикальная мощность их невелика (ограничена нижними 1-3 км). В верхней половине тропосферы такой антициклон сменяется высотной околополярной областью пониженного давления. В нижних сотнях метров арктического антициклона за счет выхолаживания воздуха над ледяным покровом образуется инверсия. Несмотря на это, при низком влагосодержа-нии арктического воздуха зимой туманы обычно отсутствуют. Летом повторяемость туманов увеличивается. Слабая изученность арктических антициклонов не позволяет пока дать более подробное- их описание. § 7. ПЕРЕМЕЩЕНИЕ БАРИЧЕСКИХ СИСТЕМ Правильное определение направления и скорости перемещения барических систем является одним из важных моментов в предсказании погоды. Естественно, что этому вопросу метеорологи уделяли и уделяют много внимания. Впервые наиболее полное исследование перемещения циклонов и антициклонов было проведено известным русским ученым П. И. Броуновым в конце XIX в. Можно с уверенностью сказать, что только в ре- 232 зультате этих исследований стало возможным прогнозировать перемещение барических систем. Идеи П. И. Броунова получили дальнейшее развитие в исследованиях советских ученых G. И. Троицкого, В. М. Михеля и др. Скорость перемещения, барических систем меняется в очень широких пределах, в зависимости от конкретных условий. В Европе средняя скорость перемещения циклонов составляет 27 км/час, а на территории Северной Америки она достигает 36 км/час. Примерно такие же данные можно привести для подвижных антициклонов. Однако приведенные цифры являются средними. Известны случаи, когда скорость перемещения циклонов достигала 100 км/час, нередки также случаи, когда барические системы (как циклоны, так и антициклоны) в течение нескольких суток остаются в пределах одного и того же района, т. е. являются малоподвижными. Наиболее общим правилом перемещения барических систем является правило ведущего потока. Ведущим потоком называется устойчивое по скорости и направлению воздушное течение в средней тропосфере, существующее между малоподвижными высокими барическими системами: высоким циклоном и высоким антициклоном. Первым к понятию ведущего потока и выяснению его значения для перемещения барических систем подошел в 1892 г. П. И. Броунов. На основании теоретических исследований и сопоставления движения наземных барических центров с движением облаков верхнего яруса он установил, что подавляющее большинство барических центров перемещается в соответствии с движением воздуха в средней тропосфере. В общем виде правило ведущего потока было сформулировано после проведения аэрологических исследований советским ученым С. И. Троицким. В окончательном виде, это правило можно сформулировать следующим образом: подвижные циклоны и антициклоны перемещаются в направлении ведущего потока со скоростью, составляющей 1/2 от скорости ведущего потока, если последнюю определять на высоте 5-6 км 1. На практике направление и скорость ведущего потока определяют по картам барической топографии 500 мб поверхности (рис. 119). Направление ведущего потока определяется по направлению изогипс, а скорость - по скорости ветра над интересующим районом. Наконец, необходимо отметить, что правило ведущего потока справедливо для низких и средних барических систем, вертикальная мощность которых не превышает 2-4 км. Кроме правила ведущего потока, можно воспользоваться сле- 1 Строго говоря, правило в таком виде справедливо для таких барических систем, давление в центре которых с течением времени не изменяется. Углубляющийся циклон и ослабевающий антициклон отклоняются влево, а заполняющийся циклон и усиливающийся антициклон - вправо от указанного направления. 233 дующими правилами, которые были установлены П. И. Броуно-вым и даются здесь лишь в несколько измененной редакции. 1. Циклоны перемещаются в направлении падения давления параллельно линии, соединяющей центр области падения давления в передней части циклона с центром области роста давления в тыловой части циклона. Антициклоны перемещаются в направлении роста давления параллельно линии, соединяющей область роста давления в передней части антициклона с областью падения давления Рис. 119. Изогипсы АТК, БОО (сплошные линии) и направление перемещения циклона (пунктирная линия) в его тыловой части (рис. 120). 2. Циклон перемещается в направлении изобар теплого сектора. Относительно перемещения ложбин и гребней, кроме справедливого для них правила ведущего потока, существуют следующие правила: ложбины перемещаются в сторону наиболь- Рис. 120. Расположение областей падения и роста давления и направление перемещения барических систем (показано стрелкой) шего падения давления, а гребни - в сторону наибольшего роста давления'. Все эти правила не противоречат правилу ведущего потока, поскольку все они имеют общую основу: закономерность изменения атмосферного давления. Для определения перемещения барической системы можно использовать простой способ сравнения следующих одна за другой синоптических карт. По двум соседним по срокам картам определяют скорость перемещения барической системы, а по трем - ускорение, т. е. уменьшение или увеличение скорости в течение промежутка времени, охватываемого рассматриваемыми картами. После этого намечают будущий путь циклона. Этот метод хорошо оправдывается при прогнозе перемещения барической системы на 3-§ часов,- 234 Практика показывает, что с началом процесса окклюдирования циклон заметно уменьшает скорость перемещения и в конечной стадии окклюдирования становится высоким малоподвижным барическим образованием !. Малоподвижными являются также высокие антициклоны. Эти высокие малоподвижные барические системы играют важную роль в атмосферных процессах хотя бы уже потому, что в переходном пространстве между ними образуются устойчивые тропосферные течения, которые мы выше назвали ведущим потоком. Малоподвижными являются также низкие барические системы нефронтального происхождения, получившие название термических. Такие барические системы образуются в первую очередь благодаря своеобразию теплового режима подстилающей поверхности. Так, над сильно прогретыми районами, каким, например, летом является Средняя Азия, образуется размытая малоподвижная область пониженного давления (так называемая среднеазиатская депрессия). Над сильно выхоложенными участками образуется область повышенного давления (например, арктический антициклон). § 8. СЕРИИ ЦИКЛОНОВ В большинстве случаев циклоны возникают на одном и том же фронте не поодиночке, а обычно один за другим; образуется несколько циклонов, отделенных один от другого областями повы- Рис. 121. Серия циклонов шейного давления в виде гребней. Таким образом, фронт обычно связан с серией циклонов. Такая серия изображена на рис. 121. Допустим, что в начале фронт располагается в широтном направлении. Первый циклон, возникший на этом фронте, сместит фронт несколько к югу, в сторону теплой воздушной массы. Следующий циклон может возникнуть только южнее предыдущего и т. д. Так, каждый последующий циклон серии 1 рели не произойдет его регенерации, т смещается по все более южной траектории, смещая за собой и фронт. Благодаря этому холодный воздух за каждым циклоном серии проникает все дальше в низкие широты, а теплый воздух в верхних слоях окклюдированных циклонов проникает далеко на север, в высокие широты. Отсюда следует, что серия циклонов, развивающихся на арктических фронтах, осуществляет воздухообмен между высокими и умеренными широтами, а серия полярно-фронтовых циклонов - между умеренными и низкими широтами. Каждая циклоническая серия заканчивается заключительным антициклоном. Число циклонов в серии может быть различным, но чаще всего серия состоит из четырех циклонов. § 9. СЕДЛОВИНА Седловиной, или барической седловиной, называется область, заключенная между двумя областями повышенного и двумя областями пониженного давления, расположенными крест-накрест (рис. 122). Ветры в области седловины, как правило, слабые; часто наблюдаются туманы. В летнее время днем над сушей в области седловины за счет нагревания подстилающей поверхности и отсутствия в свободной атмосфере инверсии при достаточном влагосодержании воздушной массы развивается кучеводождевая облачность и местные грозы. В области сед-лов'ины часто располагаются малоподвижные фронты с очень мощной по вертикали облачностью. При наличии фронтальной облачности в седловине полет над облаками возможен Рис.122. Седловина (заштрихована) только на очень большой высоте. § 10. ТРОПИЧЕСКИЕ ЦИКЛОНЫ Тропическими циклонами называются циклоны, возникающие в тропиках чаще всего в пределах 8-20° широты. Тропические циклоны характеризуются небольшими размерами, большой глубиной и очень большой скоростью ветра. Основными районами возникновения тропических циклонов являются следующие. В северном полушарии: 1. В Атлантическом океане - Антильские острова и Караибское море, где их называют антильскими или вест-индскими урагана-ми. 236 2. В Тихом океане - Филиппинские острова, районы, расположенные к востоку от них, и Южно-Китайское море. Местное название тропических циклонов - тайфуны. Кроме того, в восточной части Тихого океана тропические циклоны наблюдаются в районе западнее (Калифорнии и Мексики. 3. В Индийском океане - Бенгальский залив и несколько реже - Аравийское море. В южном полушарии: •1. В Тихом океане - Гебридские острова и Самоа. 2. В Индийском океане - район восточнее Мадагаскара и Маскаренских островов. После своего возникновения тихоокеанские тропические циклоны северного полушария перемещаются на Корею, Японское море и Японские острова, достигая в отдельных случаях Камчатки. Несколько восточнее располагается другая траектория тропических циклонов, проходящая через юго-восточный Китай, Корею, Сахалин. В Атлантическом океане тропические циклоны чаще всего перемещаются на Мексиканский залив и юго-восток США. Реже наблюдается перемещение этих циклойов через Атлантический океан к побережью Европы. Возникновение тропических циклонов связано с деятельностью тропического фронта. В северном полушарии наибольшая повторяемость возникновения тропических циклонов приходится на позднее лето и начало осени. Вообще же повторяемость тропических циклонов значительно меньше повторяемости внетропических. Наиболее многочисленной группой являются тайфуны. По неполным данным, в среднем наблюдается 10 тайфунов в год. В отдельные годы тайфунов бывает значительно больше. Для территории Советского Союза и примыкающих стран тайфуны, т. е. тропические циклоны, возникающие в районе Филиппинских островов и Южно-1Китанекого моря, имеют большое значение. Из района возникновения тайфуны чаще всего перемещаются сначала к северо-западу, огибая юго-восточную периферию субтропического тихоокеанского антициклона. Средняя скорость перемещения тайфуна на этом участке равна 13 км/час, т. е. меньше средней скорости перемещения циклона умеренных широт. Достигнув умеренных широт (30-32° с. ш.), тайфун сначала поворачивает на север, а затем - на северо-восток. Таким образом, траектория тайфуна имеет вид параболы. В месте поворота траектории скорость перемещения тайфуна заметно уменьшается, а затем начинает возрастать, приближаясь к скорости циклонов умеренных широт. Летом тайфуны могут перемещаться через Желтое море и Северо-Восточный Китай на нижнее течение Амура. В сентябре они чаще движутся через Японию. Размеры тропических циклонов в общем меньше размеров циклонов умеренных широт. Диаметр тропического циклона ра- 237 вен нескольким сотням километров (чаще 200-500 км). Глубина тропического циклона в большинстве случаев очень большая. В среднем давление в центре тропического циклона равно 960- 970 мб. Самое низкое давление, наблюдавшееся в тропическом циклоне, - 885 мб. При небольших размерах тропического циклона и очень низком давлении в его центре в нем наблюдаются чрезвычайно большие скорости ветра, чем объясняются бедствия, причиняемые этими циклонами. Наибольшая измеренная скорость ветра в тайфуне равна 54 м/сек (около 200 км/час), но вероятно в ряде случаев ветер бывает еще сильнее. В северном полушарии наибольшая скорость ветра наблюдается в передней части тропического циклона. Циклоническая циркуляция в тропическом циклоне может достигать высоты 7 км и более. Облачность и осадки распространяются по всей области тропического циклона более или менее равномерно. Образование облачности связано с мощными'восходящими движениями воздуха. Нижние облака представляют собой разорваннодождевые или плотные темного цвета слоистокучевые облака. Над этими облаками располагаются мощные кучеводождевые облака, из которых выпадают ливневые осадки. В верхнем ярусе наблюдаются очень плотные перистые облака, радиально расходящиеся от центра циклона к его периферии. Отличительной чертой тропических циклонов является огромное количество выпадающих осадков, которое при прохождении циклона может достигать 200-400 мм, в связи с чем на материке и островах могут наблюдаться наводнения. Интенсивная грозовая деятельность чаще всего развивается на периферии тропического циклона. Интересной особенностью тропического циклона является частое наличие в центральной его части так называемого "глаза бури" - области со штилем и прояснениями. Происхождение глаза бури до сих пор точно не выяснено. На море при прохождении тропического циклона и часто на расстоянии до 1500 км перед ним поднимаются большие волны, Не говоря о кораблях, волны могут причинить огромные бедствия прибрежным районам с низкими берегами: Набегающие волны, разрушают строения и могут разрушить целые поселки. В книге С. П. Хромова "Основы синоптической метеорологии" отмечается случай, когда в Индии нахлынувшая на берег волна унесла более 100000 человек. При движении в умеренных широтах тропические циклоны по своим свойствам приближаются к циклонам умеренных широт. При благоприятных условиях тропические циклоны регенерируют на полярном фронте. Процесс регенерации протекает так, как он был описан применительно к внетропическим циклонам. ГЛАВА IX ОСОБЫЕ ЯВЛЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ К особым явлениям в атмосфере относятся: грозы, туманы, дымки, метели, гололед, обледенение самолетов, пыльные бури, тромбы (смерчи). В настоящей главе рассматриваются все эти явления, за исключением туманов и дымок, которые рассмотрены в главе V, и пыльных бурь, которые наблюдаются сравнительно редко и условия возникновения которых достаточно ясны. § 1. ГРОЗЫ И ШКВАЛЫ Грозой называется явление электрического разряда в атмосфере, являющегося следствием скопления больших электрических зарядов в кучеводождевых облаках. Сам электрический разряд проявляется в виде мощной электрической искры - молнии и звукового эффекта - грома. Гроза - сложное метеорологическое явление, связанное с интенсивным облакообразованием. Обычно при грозе из кучеводождевых (грозовых) облаков выпадают интенсивные осадки (ливневой дождь, снег, град), наблюдаются сильные порывы ветра. Грозы нередко сопровождаются шквалами, т. е. резким усилением скорости ветра (до бури) с внезапным изменением его направления. Явление шквала обычно сопровождается значительным понижением температуры (иногда более чем на 10°). Иногда шквалы бывают без'грозы. Явление грозы впервые было научно исследовано великим русским ученым М. В. Ломоносовым, который дал правильное объяснение образованию грозовой облачности за счет развития мощных вертикальных движений воздуха. Он также доказал электрическую природу грозовых явлений. Современная теория грозовых явлений разработана советскими учеными П. Н. Тверским, И. С. Сокольниковым и др. Подробное изложение вопросов, связанных с условиями образования грозы и шквала, а также прогноз этих явлений дается в книге Н. В. Колобкова "Грозы и шквалы", 1952 г.; в настоящей книге мы остановимся на этом вопросе кратко. 239 1. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ГРОЗ И ШКВАЛОВ Грозы и шквалы наблюдаются при развитии кучеводождевой облачности, которая образуется вследствие сильных вертикальных движений воздуха со скоростью около 10-15 м/сек, а часто и большей. Причины возникновения таких мощных вертикальных движений заключаются в неравномерном нагреве подстилающей поверхности или в бурном вытеснении теплого воздуха холодным. 'Как в том, так и в другом случае для образования грозовых облаков необходимы влажнонеустойчивая стратификация атмосферы до высоты 3-4 км и большое влагосодержание воздушной массы (удельная влажность около 12-13 г/кг). На территории Советского Союза грозы обычно наблюдаются в теплое время года. Летом нижняя граница грозовых облаков обычно располагается на высоте около 1000 м, а вершина - на высоте 6-9 км; самая плотная часть грозовых облаков при их большом вертикальном развитии располагается на высоте 3-5 км. Разность температуры между нижней и верхней границами грозового облака достигает 40°, поэтому грозовое облако по своему строению неоднородно. Нижняя часть облака, находящаяся обычно в зоне положительных температур, состоит из капель воды. В средней части облака, где температура чаще всего отрицательная, преобладают переохлажденные капли, град, крупа (здесь наблюдается интенсивное обледенение самолетов). Верхняя часть грозового облака состоит из ледяных кристаллов. Такая неоднородность строения грозового облака приводит к интенсивному образованию и выпадению ливневых осадков. Метеорологические условия возникновения шквалов в общем аналогичны условиям образования гроз. Обычно шквалы наблюдаются при прохождении через данный район грозового облака большой вертикальной мощности. Характерным для явления шквала является наличие в нижней части переднего края грозового облака "крутящегося вала" низких разорванных облаков с хаотическими движениями, как это показано на рис. 123. Ширина зоны шквала обычно небольшая (0,6-0,5 км), протяженность этой зоны нередко достигает нескольких сотен километров. Вертикальная мощность шкваловой области составляет 2-3 км, но наиболее опасны шкваловые явления в ее нижней части. Скорость ветра при шквалах колеблется в больших пределах. В среднем она составляет 20 м/сек, однако в ряде случаев при шквалах наблюдались и значительно большие скорости ветра. Так, например, 24 мая 1948 г. в районе Ростова-на-Дону от 18 час. до 18 ч. 53 м. наблюдался сильный шквал при зафиксированной скорости ветра 67 м/сек. Развитие сильной турбулентности при шквалах создает очень серьезную опасность для полета, а боль- 240 шие скорости ветра заставляют принимать соответствующие меры для крепления самолетов, находящихся на аэродроме. В большинстве случаев шквалы наблюдаются при прохождении холодных фронтов, причем интенсивность шквала при прочих равных условиях тем больше, чем больше изменение температуры в зоне фронта. Рис. 123. Кучеводождевое облако при шквале. На' переднем плане - крутящийся облачный вал (фото) При неустойчивой стратификации воздушной массы толчком для развития мощных вертикальных движений могут служить сильное и неравномерное прогревание земной поверхности, неровности рельефа, приводящие к возникновению вертикальных движений, и атмосферные фронты, на которых возникают восходящие движения воздуха. В соответствии с этим грозы подразделяются на фронтальные и внутримассовые. Фронтальные грозы чаще всего наблюдаются в теплое время года при перемещении над данным районом различ- 16 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов 241 ного рода холодных фронтов или холодных фронтов окклюзии, а также теплых фронтов. Грозы на фронте возникают при неустойчивой стратификации теплого воздуха, причем интенсивность грозовой деятельности на фронте тем больше, чем больше контрасты температуры между воздушными массами, граничащими вдоль фронта, и чем больше влажность теплого воздуха. Поэтому наиболее интенсивные грозы наблюдаются на полярных фронтах, когда теплой воздушной массой является тропический воздух с большим влагосо-держанием. Сказанное относится и к интенсивности развития шквалов. Наибольшего развития интенсивность фронтальных гроз достигает в послеполуденные часы, однако летние грозы холодного фронта и особенно теплофронтовые грозы в ночные часы - явление нередкое. Фронтальные грозы располагаются вдоль фронта на расстоянии, достигающем иногда 1000 км, ширина зоны грозовой деятельности составляет 40-50 км. Между грозовыми облаками наблюдаются просветы протяженностью до 5-15 км. Если на близком расстоянии располагаются два холодных фронта, ширина зоны грозовой деятельности резко возрастает и достигает 300-400 км. При неустойчивой стратификации тропического воздуха грозы в летнее время наблюдаются и на теплых фронтах. Фронтальные грозы перемещаются с фронтами в направлении воздушных течений на высоте 3-5 км. Наряду с фронтальными грозами наблюдаются внутри-массовые грозы, которые возникают в большинстве случаев при быстром перемещении холодной воздушной массы над теплой подстилающей поверхностью либо в условиях размытого барического поля при значительной неустойчивости воздушной массы. Иногда грозы, связанные с быстрым перемещением холодного воздуха, называются адвективными, а грозы, образующиеся при развитии конвекции за счет неравномерного прогрева подстилающей поверхности и неустойчивой стратификации воздуха, - тепловыми. В большинстве случаев внутримассовые грозы развиваются при трансформации над континентом морской воздушной массы в континентальную. При внутримассовых грозах развивается мощная конвективная облачность с кратковременными, но интенсивными ливнями. Наибольшая интенсивность внутримассовых гроз приходится на послеполуденные часы. Необходимо иметь в виду, что внутримассовые грозы в отличие от фронтальных не располагаются сплошной цепью большой горизонтальной протяженности, а занимают сравнительно небольшие районы и разбросаны по площади. На территории Советского Союза максимум грозовой деятельности наблюдается летом, зимние грозы на нашей территории - 242 явление исключительное. На северо-западном побережье Европы, а также в районе Британских островов зимние грозы наблюдаются чаще. Повторяемость гроз уменьшается с увеличением географической широты. За полярным кругом грозы наблюдаются лишь в отдельные дни; в районах влажных тропиков грозы наблюдаются очень часто. При прочих равных условиях повторяемость гроз в горных районах больше, чем в равнинных. -38 С -28' 20° -13" -6° 0° +6° из* 2. ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ В ГРОЗОВЫХ ОБЛАКАХ Неотъемлемой частью грозы являются электрические разряды в виде молнии и сопровождающий ее гром. Молния и гром связаны с наличием мощных грозовых облаков, внутри которых и в окружающем их простран- км стве создаются сильные электрические поля. Градиент потенциала в таком электрическом поле достигает сотен киловольт на 1 м. Наиболее характерное распределение объемных электрических зарядов показано на рис. 124. Такое распределение электрических зарядов наблюдается обычно в хорошо развитом грозовом об- рис 124> Распределение электриче-лаке, верхняя часть которого ских зарядов в грозовом облаке состоит из ледяных кристаллов, а нижняя - из капель воды. Приближенно распределение зарядов в грозовом облаке можно объяснить следующим образом. В верхней части облака вследствие процессов электризации ледяных кристаллов мелкие кристаллы заряжаются положительно, а крупные - отрицательно. Мелкие положительно заряженные кристаллы остаются в верхней части облака, а более крупные, которые заряжены отрицательно, опускаются вниз. В нижней части облака при положительных температурах эти кристаллы тают и образуют капли воды. Таким образом, верхняя часть грозового облака оказывается заряженной положительно, а нижняя часть - в общем отрицательно. Однако в нижней части облака, где наблюдаются наиболее мощные турбулентные движения, капли подвергаются механическому разрушению (разбрызгиванию). IB результате такого разбрызгивания наиболее крупные капли оказываются заряженными положительно (эффект Гехе-зуса), поэтому в грозовом облаке и в окружающем его пространстве создаются сильные электрические поля, приводящие к возникновению искровых электрических разрядов в виде молнии между отдельными частями облака и земной поверхностью. 16* 243 Чаще всего наблюдается линейная молния. Средняя длина линейной молнии составляет 2-3 км, однако иногда длина линейной молнии достигает 15-20 км. Средний диаметр линейной молнии равен 16 см. Значительно реже наблюдается плоская молния, а еще реже - шаровая молния. Сила тока в молнии очень велика, в среднем она составляет 20 тысяч ампер, однако в некоторых случаях она достигает и 100-150 тысяч ампер. 3. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ ВОЗДУХА В ГРОЗОВЫХ ОБЛАКАХ В грозовых облаках наблюдаются интенсивные восходящие и нисходящие движения воздуха. По данным советских планеристов, скорость вертикальных движений воздуха в мощных грозовых облаках превышает 15-16 м/сек. 'Косвенные исследования показывают, что скорость восходящих течений в мощных грозовых облаках нередко составляет 25 м/сек и достигает в отдельных случаях 40-50 м/сек. Характерно, что восходящие движения на соседних участках кучеводождевого (грозового) облака могут сменяться нисходящими, причем скорость последних нередко не меньше, чем скорость восходящих. Мощные восходящие и нисходящие потоки воздуха в грозовой облачности сильно затрудняют управление самолетом и даже могут привести к катастрофе. О значительности вертикальных движений в грозовых облаках говорит пример полета тяжелого самолета Центральной аэрологической обсерватории, когда однажды летом 1943 г. самолет (при нейтральном положении рулей) перенесло с высоты 1500 м на высоту 3000 м. Вертикальные движения в кучеводо-ждевом облаке распространяются до больших высот. Так, Н. В. Колобков указывает, что ощутимые для самолета движения воздуха были отмечены на высоте 8000 м. Иногда сильная болтанка наблюдается в верхней части облака и даже над облаком. 4. МЕСТНЫЕ ПРИЗНАКИ РАЗВИТИЯ ГРОЗОВОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ Для своевременного предвидения развития грозовой деятельности и шквалов большое значение имеют местные признаки погоды, т. е. явления, которые предшествуют развитию гроз и шквалов. Как уже указывалось, мощные кучеводождевые облака развиваются при влажнонеустойчивой стратификации значительной части тропосферы в данном районе. Одной из характеристик влажнонеустойчивости средних слоев тропосферы над континентом является развитие высококучевых башенкообразных облаков (рис. 125). Наличие таких облаков в ранние утренние часы является одним из наиболее надежных признаков развития грозовой деятельности в послеполуденные часы. Чем крупнее башенки этих облаков, тем в более близкий 244 Рис. 125. Высококучевые башенкообразные облака (фото) Рис. 126. Чечевицеобразные облака при приближении холодного фронта 2-го рода (фото) 245 срок следует ожидать развития грозовой деятельности. Так, например, когда вершины высококучевых башенкообразных облаков напоминают развитые по вертикали кучевые облака, следует ожидать возникновения грозы через 2-3 часа. Другим важным признаком предстоящей грозы является высокое влагосодержание воздуха при высокой температуре у земной поверхности. Следует ожидать возникновения грозы, если при прочих благоприятных условиях упругость водяного пара превышает 15 мб. В том случае, когда упругость превышает 20 мб, возможно выпадение града. При упругости водяного пара более 23 мб есть все основания ожидать шквала большой интенсивности. Грозы при наличии такого влагосодержания возможны, когда весной температура находится в пределах 15-20°, а летом 20-30° С. При грозовом состоянии атмосферы значительно усиливаются помехи при радиоприеме. Признаком приближения холодного фронта, с которым могут быть связаны грозы, являются чечевицеобразные облака (рис. 126). 5. ГРОЗЫ И ШКВАЛЫ КАК ОПАСНЫЕ ЯВЛЕНИЯ ДЛЯ АВИАЦИИ Сильная грозовая деятельность является для авиации одним из опасных метеорологических явлений. Опасность полета при грозовой деятельности определяется сильными завихрениями и хаотическими движениями воздуха внутри грозового облака и вблизи него, которые затрудняют управление самолетом, а в отдельных случаях могут привести к катастрофе. Близкие электрические разряды могут временно ослепить экипаж. Не исключена возможность электрического разряда в самолет, поскольку присутствие самолета в облаке способствует выравниванию потенциала. Тянущийся за самолетом хвост выхлопных газов значительно увеличивает электрическую проводимость воздуха. В грозовых облаках в зоне отрицательных температур наблюдается интенсивное обледенение самолета. При грозовой деятельности часто нарушается радиосвязь. 'Кроме этого, следует учитывать, что с выпадением ливневых осадков связано ухудшение видимости, а если осадки выпадают в виде крупного града, возможно повреждение отдельных частей самолета. Связанные с грозами шквалы создают угрозу для всего аэродромного хозяйства. Во избежание опасности входить в грозовое облако запрещается. При встрече с грозовым облаком опасно предпринимать попытку перелететь через него, так как верхняя граница облака может находиться выше 9-10 км. При попытке пролететь под облаками самолет может попасть в тяжелое положение вследствие того, что там очень сильно развита турбулентность и сильные нисходящие движения воздуха могут прижать самолет к. земле. Кроме этого, следует иметь в виду, что в зоне ливневых осадков резко ухудшается видимость. Решение обойти грозу 1.46 может быть принято только в том случае, если летчик, хорошо зная метеорологическую обстановку, уверен, что гроза внутри-массового происхождения, т. е. грозовое облако занимает сравнительно небольшой район. 1К>к правило, фронтальная гроза отличается от внутримассовой тем, что в случае фронтальной грозы наковальня кучеводождевого (грозового) облака покрывает все небо, прежде чем появится основная часть облаков. § 2. МЕТЕЛИ Метелью называется перенос снега ветром в слоях, близких к поверхности земли, который приводит к резкому ухудшению видимости. Метели по условиям образования могут быть низовые и общие. Низовая метель представляет собой подъем снега ветром с поверхности снежного покрова. Низовой метели аналогичен поземок, отличающийся от низовой метели лишь тем, что перенос снега и ухудшение видимости ограничивается по высоте несколькими сантиметрами или несколькими десятками сантиметров. На уровне человеческого роста видимость при поземке обычно не ухудшается. Низовая метель значительно ухудшает видимость в слое высотой в несколько метров. При очень сильной низовой метели видимость ухудшается настолько, что объект перестает быть видимым на расстоянии нескольких метров. Низовая метель возникает над снежной поверхностью при достаточно сильном ветре (скорость не менее 7-8 м/сек). Значительную роль в возникновении низовой метели и поземка играет состояние снежной поверхности. Снежная поверхность должна находиться в таком состоянии, чтобы снежинки легко поднимались ветром. При оттепели низовые метели и поземки исключаются. Низовые метели и поземки не возникают, если на снежной поверхности образовалась тонкая ледяная корка, называемая настом. Низовые метели чаще всего - явления внутримассовые. Обычно они возникают на большом расстоянии от фронта, на периферии антициклона. Характерно, что низовые метели нередко наблюдаются при малооблачной погоде. Общая, или верхняя, метель - это выпадение снега при сильном ветре. Конечно, в этом случае возможен также подъем снега и с поверхности земли. При общей метели видимость значительно ухудшается в нижних слоях атмосферы (до высоты нескольких десятков и даже сотен метров). Даже при слабом снегопаде без всякой метели видимость уменьшается до 2-4 км, при сильном снегопаде - до 500-1000 м, а при снегопаде, сопровождающемся сильным ветром, т. е. при общей метели, видимость не превышает нескольких десятков метров. Продолжительные и интенсивные метели связаны с прохождением атмосферных фронтов. Общие метели могут также возникать в неустойчивых воздушных массах, Однако внутримассо- 247 вые общие метели в отличие от фронтальных бывают кратковременными. Метели относятся к явлениям погоды, сильно усложняющим полеты. Так, низовая метель резко ухудшает видимость при взлете и посадке. Кроме ухудшения видимости, следует иметь в виду, что метель связана с сильным ветром. Сказанное относится и к общей метели, однако с общей метелью связано ухудшение видимости не только в нижнем, приземном слое, но и во всем слое воздуха, заключенном в пространстве между земной поверхностью и нижней границей облаков. Если при низовой метели самолет уже на небольшой высоте часто летит в условиях хорошей горизонтальной видимости, то при общей метели для этого нужно пробить всю толщу облаков. Взлет и посадка самолетов при метели возможны только при соответствующем оборудовании аэродрома, допускающем посадку по приборам. При сильной общей метели снегом заносит аэродромы и подъездные пути, в результате чего существенно затрудняется, а иногда и нарушается регулярная работа транспорта. § 3. ГОЛОЛЕД Гололедом, или ожеледью, называется появление слоя плотного льда, иногда прозрачного, иногда мутного на поверхности почвы и земных предметах: деревьях, столбах, проводах, самолетах, находящихся на стоянке на аэродроме. Образование гололеда наблюдается преимущественно на наветренной (откуда дует ветер) стороне предметов. На тонких предметах, таких как провода, ветки деревьев и т. п., гололед может отлагаться со всех сторон. При осаждении гололеда оплошным слоем покрывается поверхность почвы, например поверхность аэродрома. Иногда осаждение льда бывает настолько обильным, что на почве образуется слой льда толщиной в несколько миллиметров. Вредное действие гололеда заключается в разрушении линий связи, нарушении нормального движения транспорта. Отложение льда на частях самолета, находящегося на аэродроме, значительно увеличивает вес самолета. Вес льда, отложившегося на предмете, может значительно превышать вес самого предмета даже при значительных размерах последнего. Известный советский ученый В. Н. Оболенский приводит такой пример. 1В Мариупольском лесхозе с дуба в возрасте 20 лет было собрано 155 кг льда при весе веток 30 кг и всего дерева 61 кг. Отложение льда на проводах линии связи часто приводит к обрыву последних. При интенсивном гололеде бывают случаи, когда телеграфные столбы, мачты антенн радиостанций падают. Образование гололеда связано с выпадением переохлажденного дождя или с наличием тумана, состоящего из переохлажденных капель воды. При соприкосновении с поверхностью 248 почвы или предметов переохлажденные капли немедленно замерзают, образуя слой льда. Чаще всего гололед образуется тогда, когда температура воздуха у земной поверхности находится в пределах от 0 до -5°. Таким образом, наиболее благоприятным временем года для образования гололеда на основной части территории Советского Союза являются начало весны и конец осени. В южных районах СССР гололед образуется в декабре и в январе. Образование гололеда может наблюдаться как в связи с прохождением фронтов, так и при внутримассовых процессах конденсации водяного пара. Наиболее интенсивный гололед образуется при прохождении теплых фронтов, когда сильные холода сменяются оттепелью, причем образование гололеда происходит перед теплым фронтом в зоне переохлажденного дождя или дождя со снегом. Образование интенсивного гололеда может происходить и в связи с прохождением теплых фронтов окклюзии. При прохождении холодных фронтов гололед наблюдается крайне редко, причем продолжительность явления незначительна. Чаще, чем фронтальный, наблюдается внутримассовый гололед, но он отличается меньшей интенсивностью нарастания льда. Внутримассовый гололед наблюдается при перемещении теплой устойчивой и влажной воздушной массы над холодной подстилающей поверхностью, температура которой отрицательная. Такой воздушной массой является, например,, морокой полярный воздух. Образование гололеда в этом случае происходит в связи с охлаждением слоя воздуха, прилегающего к земной поверхности, и достижения состояния насыщения при температуре ниже 0°. Образование внутримассового гололеда может быть связано с выпадением переохлажденной мороси. Гололед может также образовываться при осаждении капель густого тумана на охлажденную ниже 0° поверхность. Повторяемость гололедных явлений значительно увеличивается в горных районах, где оседание влаги на земную поверхность и земные предметы происходит непосредственно из облаков. Образование гололеда в горных районах происходит особенно интенсивно. § 4. ОБЛЕДЕНЕНИЕ САМОЛЕТОВ Под обледенением самолетов принято понимать отложение льда на различных частях самолета, находящегося в полете. Процесс отложения льда на частях самолета, находящегося на стоянке на аэродроме под открытым небом, принято называть обмерзанием самолета. В настоящем параграфе речь будет идти только об обледенении самолета. Обледенение самолета наблюдается при полете в облаках, состоящих из переохлажденных капель воды, или при полете В зоне переохлажденного дождя. 249 В современных условиях полетов и перелетов самолеты чаще всего подвергаются обледенению при пробивании облаков вверх или вниз. Опасность обледенения связана с тем, что в результате отложения льда искажается форма профиля крыла и оперения, что при определенном виде отлагающегося льда приводит к ухудшению аэродинамических качеств самолета, к потере его устойчивости. (Кроме того, у самолетов с поршневым двигателем отложение льда на винте вызывает неравномерность его вращения, а отрывающиеся от винта куски льда в некоторых случаях способны пробить обшивку фюзеляжа и плоскостей. При интенсивном обледенении в случае непринятия эффективных мер продолжение полета может оказаться невозможным. Следует иметь в виду, что существующие антиобледенитель-ные устройства самолетов в большинстве случаев позволяют избежать опасных последствий обледенения и лишь при тяжелом обледенении эти устройства могут оказаться недостаточно эффективными. Для правильного принятия решения, позволяющего избежать обледенения или уменьшить степень его воздействия, летчик должен хорошо знать условия обледенения и факторы, определяющие интенсивность нарастания льда. 1. ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА ИНТЕНСИВНОСТЬ ОБЛЕДЕНЕНИЯ Под интенсивностью обледенения понимают скорость нарастания льда на различных частях самолета. Интенсивность обледенения измеряется толщиной отложившегося льда, выраженной в миллиметрах в минуту. В зависимости от ряда факторов, определяющих интенсивность обледенения, последняя может колебаться в больших пределах - от нескольких десятых долей миллиметра в минуту (легкое обледенение) до 5-6 мм/мин (тяжелое обледенение). Основными факторами, определяющими интенсивность обледенения, является водностьJ, размеры облачных капель, воздушная скорость самолета и аэродинамические качества последнего. Водность облака является одним из важнейших факторов, определяющих интенсивность нарастания льда на частях самолета, т. е. интенсивность обледенения. Чем больше водность облака, тем интенсивнее обледенение при прочих равных условиях. На интенсивность обледенения оказывают влияние главным образом не общая водность облака (капли плюс кристаллы), а количество жидкой воды в единице объема. Зависимость интенсивности обледенения от водности очевидна и не требует пояснений. Если учитывать возможные значения водности в облаках, можно указать, что наиболее интенсивное обледенение наблюдается при 1 Напомним, что под водностью облака понимают количество сконденсированной влаги в граммах в 1 м3 воздуха. 250 значениях водности, превышающих 1 г/л*3. Для различных типов самолетов при одной и той же водности интенсивность обледенения будет различной. Вторым важным фактором, влияющим на интенсивность обледенения, является размер капель в облаках. Количество льда, отлагающегося на частях самолета, находится в прямой зависимости от размера капель и водности облака. Наиболее интенсивное обледенение наблюдается в тех облаках и в той их части, где больше водность и крупнее капли. Практика показывает, что при очень низких температурах в облаках ( - 30°, - 40°) интенсивного обледенения не наблюдается. Это определяется тем, что при таких температурах водность облаков незначительна и размеры капель невелики. Третьим важным фактором, определяющим интенсивность обледенения и форму отлагающегося льда, является воздушная скорость самолета. Влияние скорости проявляется двояко. С одной стороны, интенсивность обледенения возрастает с возрастанием воздушной скорости, так как увеличивается количество влаги, оседающей на самолете. Это объясняется тем, что, во-первых, при увеличении скорости увеличивается объем воздуха, обтекающего самолет в единицу времени, и, во-вторых, при возрастании скорости все более мелкие капли оседают на частях самолета. С другой стороны, при больших скоростях происходит заметное нагревание отдельных частей самолета, в связи с чем обледенение может наблюдаться лишь при сравнительно низких температурах. Рассмотрим этот вопрос подробнее. Запишем уравнение Бернулли в таком виде: V* Ь ~ . == const' где V - скорость движения воздуха; k = -? - отношение удельных теплоемкостей воздуха при с v постоянном давлении и постоянном объеме; g - ускорение силы тяжести; /? - газовая постоянная; Т - абсолютная температура воздуха. Первое слагаемое уравнения Бернулли представляет кинетическую энергию, второе - теплосодержание воздуха, которое пропорционально его абсолютной температуре. При уменьшении скорости движения воздуха происходит превращение кинетической энергии в тепловую, сопровождающееся повышением температуры. Для удобства рассмотрения предположим, что самолет неподвижен, а воздух перемещается относительно самолета со скоростью, равной воздушной скорости. Пока кинетическая энергия мала по сравнению с теплосодержанием, что наблюдается, при небольших скоростях полета, 251 влиянием изменения скорости на изменение температуры можно пренебречь. При больших же скоростях полета современных самолетов кинетическая энергия становится вполне соизмеримой с теплосодержанием воздуха и изменением температуры за счет изменения скорости (кинетической энергии) пренебречь нельзя. Изменение кинетической энергии происходит при обтекании воздухом препятствий в виде, например, крыла самолета. При обтекании профиля поток воздуха разделяется на две части, обтекая профиль сверху и снизу; однако в потоке всегда найдется такая струя, которая направлена по нормали в какой-либо точке профиля, вследствие чего в этой точке воздух затормаживается и его кинетическая энергия полностью превращается в тепловую, повышая температуру. Точка, в которой скорость воздуха обращается в нуль, называется критической точкой. Положение критической точки зависит от симметричности профиля и величины угла атаки. Если профиль симметричен и угол атаки равен кулю, критическая точка совпадает с носиком профиля, если же угол атаки отличен от нуля, положение критической точки смещается относительно носика профиля. При небольшом угле атаки можно считать, что критическая точка находится вблизи носика профиля. Температура в критической точке, превышающая температуру воздуха за счет нагрева, называется температурой торможения. Температуру торможения определяют по формуле где t - температура воздуха в невозмущенной части потока; ЬЛ - повышение температуры в градусах. Увеличение температуры в критической точке (Д?) может быть подсчитано при помощи простой формулы ~ 2000 " где V - воздушная скорость в м/сек. Так, например, если воздушная скорость равна 100 м/сек (360 км/час), Д? = 5°. При воздушной скорости 200 м/сек (720 км/час) Д/ = 20° и при воздушной скорости 250 м/сек (900 км/час) kt = 31°. Таким образом, при большой воздушной скорости нагрев за счет торможения в критической точке получается весьма значительным. Однако следует учитывать, что действительная температура в критической точке за счет теплоотдачи ниже рассчитанной, а в условиях обледенения она понижается еще больше в связи с процессом испарения капель. Поэтому нагрев оказывается ниже на 30-40%. Так, например, при скорости 200 м/сек нагрев составляет лишь 12-14°. По мере удаления от критической точки температура будет понижаться. Таким образом, при соответствующих условиях температура в критической точке и вблизи нее будет положительной, а 252 в остальной части профиля - отрицательной, что приведет к образованию так называемого желобкового льда (см. рис. 127). Из изложенного следует, что кинетический нагрев гарантирует самолет от обледенения лишь до определенного значения температуры в облаках. При низких температурах даже современные скоростные самолеты подвержены обледенению. Следует иметь в виду, что самолет чаще всего подвергается обледенению при пробивании облачности, когда скорость его значительно меньше средней скорости при горизонтальном полете. 2. ВИДЫ ОТЛАГАЮЩЕГОСЯ ЛЬДА Ухудшение аэродинамических качеств самолета при обледенении определяется не только интенсивностью последнего, но и видом отлагающегося льда. Вид отлагающегося на частях самолета льда определяется температурой воздуха, водностью облаков, их фазовым состоянием, размером капель и скоростью полета. Существует большое число классификаций ледяных отложений. Рассмотрим одну из них, в основу которой положена степень ухудшения аэродинамических качеств самолета нарастающим льдом. Определяющим в классификации, если подходить с точки зрения ухудшения аэродинамических качеств самолета, является характер нарастания льда. В зависимости от конкретных условий лед может нарастать перпендикулярно воздушному потоку, обтекающему самолет, или вдоль этого потока. В первом случае при большой интенсивности нарастания льда происходит существенное ухудшение аэродинамических качеств самолета. Нарастание льда вдоль воздушного потока представляется менее опасным, поскольку аэродинамические качества самолета существенно не ухудшаются. Рассмотрим подробно условия нарастания льда различных видов. а) Лед, нарастающий перпендикулярно воздушному потоку По современной терминологии, лед, нарастающий перпендикулярно воздушному потоку, обтекающему самолет (профиль крыла или хвостовое оперение), называется желобков ым льдом. По внешнему виду желобковый лед представляет собой прозрачные ледяные отложения на соответствующих частях самолета. В большинстве случаев прозрачный желобковый лед имеет аморфную структуру (не имеющую кристаллического строения). Такой лед образуется при полете в облаках с большим значением водности, состоящих из переохлажденных капель крупных размеров, а также при полете в зоне переохлажденного дождя или сильной переохлажденной мороси. 253 Нарастание желобкового льда может быть объяснено следующим образом. При большой скорости полета за счет кинетического нагрева в критической точке температура может оказаться положительной, но по мере удаления от критической точки вдоль профиля крыла повышение температуры за счет кинетического нагрева уменьшается. Если учитывать эффект теплоотдачи и охлаждение профиля за счет испарения капель, понижение температуры будет еще большим. Поэтому температура профиля оказывается отрицательной уже на незначительном расстоянии от критической точки. На носке крыла, где температура положительная, вода не замерзает, а сдувается к более холодным Рис. 127. Желобковый Рис. 128. Желобковый лед при лед при положительной отрицательной температуре температуре в критиче- в критической точке ской точке частям профиля, с отрицательной температурой, где и происходит ее примерзание к самолету. Такой процесс замерзания воды на профиле приводит к образованию желобкового ледяного нароста, как это изображено на рис. 127. Нарастание желобкового льда возможно и при отрицательной температуре в критической точке. В этом случае желобковый лед образуется при очень большой водности облаков. Такой вид желобкового льда изображен на рис. 128. Образование желобкового льда при большой интенсивности его нарастания представляет наиболее опасное явление, так как именно желобковый лед существенно ухудшает аэродинамические качества самолета, поскольку сильно возрастает лобовое сопротивление. Как было указано, желобковый лед интенсивно нарастает при полете в облаках с большой водностью и крупными каплями. Следовательно, желобковый лед образуется при полете в кучево-дождевой и слоистодождевой облачности. Кроме того, возможно образование и интенсивное нарастание желобкового льда в отдельных разновидностях слоистокучевой облачности, когда по- 254 Рис. 129. Пример нарастания льда перпендикулярно воздушному потоку (фото) следняя имеет большую вертикальную мощность (несколько километров). Лед, нарастающий перпендикулярно потоку, показан на рис. 129. б) Лед, нарастающий вдоль потока Нарастание льда вдоль потока (рис. 130) происходит при сравнительно небольших значениях водности облаков. Если водность невелика, то при отрицательной температуре происходит очень быстрое замерзание осевшей влаги, вследствие чего капли не имеют возможности ползти по поверхности частей самолета. 1В зависимости от значения температуры и наличия в облаках наряду с каплями переохлажденной воды кристаллов льда на самолете нарастает лед различного типа. По внешнему виду лед, нарастающий вдоль 'Воздушного потока, можно подразделить на три типа: прозрачный лед, непрозрачный лед и изморозь. Прозрачный лед имеет гладкую поверхность, структура его аморфная. Нарастание прозрачного льда обычно наблюдается при отрицательной температуре, близкой к 0°. Чаще всего благоприятные условия отложения про- Рис. 130. Лед, нарастающий вдоль потока 255 эрачного льда наблюдаются при полете в высококучевых, внутри-массовых слоистокучевых облаках, а также при полете в зоне слабого переохлажденного дождя. Возможно образование прозрачного льда при полете в слабо развитых слоистодождевых облаках. Непрозрачный лед отлагается на частях самолета при полете в переохлажденных облаках, а также в зоне мокрого снега. Водность облаков в этом случае несколько больше, чем в предыдущем; температуры более низкие. Структура непрозрачного льда кристаллическая, так как при низких температурах капли, сталкиваясь с поверхностью самолета, примерзают к ней почти мгновенно и сферическая форма их, как правило, не нарушается. Цвет непрозрачного льда молочный, в связи с чем его часто называют фарфоровым льдом. При полете в облаках, где наряду с переохлажденными каплями воды имеются кристаллы льда, или при полете в зоне мокрого снега поверхность непрозрачного льда становится шероховатой. Непрозрачный лед образуется чаще всего при полете в слоистокучевых, слабо развитых слоистодождевых и высокослоистых облаках при низкой температуре, а также при полете в зоне мокрого снега небольшой интенсивности. Прозрачный и непрозрачный (фарфоровый) лед, нарастающий вдоль воздушного потока, не ухудшает аэродинамических качеств самолета в такой степени, как желобковый лед. Поэтому отложение льда вдоль воздушного потока опасно лишь в том случае, когда самолет вынужден лететь в облаках в течение длительного времени. При этом необходимо иметь в виду, что непрозрачный лед очень крепко примерзает к самолету и может держаться в течение нескольких часов не оттаивая. Изморозь отлагается на частях самолета, когда полет совершается в облаках, состоящих из мелких переохлажденных капель и ледяных кристаллов. Образование изморози происходит при очень низких температурах, чаще всего около -20°. Вследствие очень быстрого замерзания капель структура изморози кристаллическая, волокнистая, поверхность неровная. Интенсивность нарастания льда обычно небольшая, прочность примерзания к поверхности самолета незначительная, поэтому отложение изморози обычно не представляет опасности. 3. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБЛЕДЕНЕНИЯ САМОЛЕТОВ Обледенение самолетов наблюдается при полете в облаках, содержащих переохлажденные капли воды, в зоне переохлажденного дождя, переохлажденной мороси и мокрого снега. Обледенение самолета исключено, если облака состоят только из ледяных кристаллов. Как указывалось выше, к числу факторов, определяющих интенсивность обледенения и вид отлагающегося льда, наряду 256 со скоростью полета и аэродинамическими качествами самолета относятся водность облаков, размеры переохлажденных капель и значение температуры внутри облака. В связи с этим рассмотрим метеорологические условия, при которых возможно обледенение, и в частности интенсивное обледенение. При пробивании облаков небольшой вертикальной мощности обледенение самолета практически не имеет никакого значения, так как пробивание таких облаков вверх или вниз занимает незначительное время. С фактом обледенения необходимо серьезно считаться при наличии облачности большой вертикальной мощности и значительной горизонтальной протяженности, особенно когда из облаков выпадает переохлажденный дождь или мокрый снег. Большая водность и крупные капли наблюдаются обычно в облаках фронтального происхождения, кучеводождевых1 и слоистодождевых, а также во фронтальных слоистокучевых и слоистых облаках. Обледенение бывает интенсивным в облачности и осадках теплого фронта, особенно на том его участке, который расположен в области циклона. Большая водность и крупные капли слоистодождевых облаков нередко являются причиной нарастания наиболее опасного - желобкового льда. Вертикальная мощность облачности теплого фронта, в зависимости от конкретных условий, колеблется в больших пределах, однако она редко бывает менее 5 км. Практика показывает, что вблизи линии фронта нередко вертикальная мощность облаков достигает 7-8 км и даже больше. На пробивание облачности такой большой вертикальной мощности даже современные самолеты затрачивают сравнительно много времени, что при большой интенсивности нарастания льда может привести к опасным последствиям, если не принять своевременно предупредительных мер. Кроме зоны обледенения, связанной с облачностью, существует еще вторая зона опасного обледенения - в районе выпадения переохлажденного дождя (рис. 131). Ширина зоны переохлажденного дождя колеблется в больших пределах (приблизительно 100-200 км). Располагается она полностью в холодной воздушной массе и отстоит от линии фронта на расстоянии 50-100 км. Переохлажденный дождь выпадает в том случае, когда теплый воздух имеет положительную, а холодный - отрицательную температуру. Зимой при отрицательных температурах у земной поверхности обледенение обычно наблюдается во всей толще облачности теплого фронта. Весной, осенью, а также и летом, когда температура у земли положительная, обледенение наблюдается только 1 Внутримассовые кучеводождевые облака также характеризуются большой водностью и крупными размерами капель, поэтому в них наблюдается интенсивное обледенение. Однако следует иметь в виду, что эти облака за нимают сравнительно небольшие районы. 17 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов _-0/ Ё той части облачной Системы, которая расположена выше нулевой изотермы, в зоне отрицательных температур. Аналогичная картина наблюдается и в случае холодных фронтов, когда их облачная система представляет собой слоисто-дождевую и высокослоистую облачность, а также в случае фронтов окклюзии, если процесс О'кклюдиро'ваняя только что начался. Если фронт окклюзии является уже "старым" фронтом, облачная система его сильно размыта, вместо слоистодождевых о<блаков наблюдаются сло-исто>кучевые, а вместо высокослоистых - высококучевые. 'При достаточно большой водности сло-и стоку чевых (слоистых) облаков, но при относительно небольшой вертикальной мощности их 50-юо юо-гоо I (2__5 км) обледенение в них опасно только для самолетов, имеющих небольшую скорость набора высоты. Интенсивное нарастание льда, нередко желобкового, наблюдается в кучеводождевой облачности холодных фронтов, холодных фронтов окклюзии, а летом и в кучеводождевой облачности теплых фронтов. Наибольшая интенсивность нарастания льда наблюдается именно в этих облаках, поскольку они имеют наибольшую водность и капли крупных размеров. Даже летом при высокой температуре у земной поверхности значительная часть кучеводождевой облачности находится в зоне отрицательных температур, поэтому в кучеводождевых облаках сильное обледенение возможно в большом диапазоне высот. (Конечно, полеты в кучеводождевых облаках опасны не только в связи с обледенением, но также и в связи с другими явлениями (например, интенсивная болтанка), которые были описаны в предыдущих параграфах. Обледенение при полете во внутримассовых облаках влияет на условия полета значительно меньше, чем при полете во фронтальной облачности. В устойчивой воздушной массе обледенение связано со слоистой облачностью, если она расположена в области отрицательных температур, и с переохлажденными моросящими или слабыми обложными осадками. Как уже отмечалось, вертикальная мощность внутримассовых облаков незна- 258 Рис. 131. Зона переохлажденного дождя па теплом фронте Чительна, поэтому в подавляющем большинстве случаев самолет имеет возможность быстро пробить эти облака и лететь над ними. В неустойчивой воздушной массе, например в морском умеренном воздухе летом, зоны обледенения связаны с кучеводожде-вой облачностью. В большинстве случаев такие облака можно обойти. 4. МЕТОДЫ БОРЬБЫ С ОБЛЕДЕНЕНИЕМ Современные самолеты в своем подавляющем большинстве имеют антиобледенительные устройства, позволяющие обычно избежать обледенения или во всяком случае уменьшить степень его воздействия. Первый советский антиобледенитель для винта был установлен на самолетах В. П. Чкалова и М. М. Громова при их перелетах через Северный полюс в Америку в 1937 г. По принципу действия различают три вида антиобледенителей: жидкостные, механические и тепловые. Действие жидкостных антиобледенителе А основано на понижении температуры замерзания воды при добавлении к ней жидкости с низкой температурой замерзания. На практике обычно для этого используется винный или изопропило-вый спирт. Покрытие частей самолета тонким слоем такой жидкости предохраняет их от нарастания льда. Жидкостные антиобледенители применяются обычно для предохранения от обледенения винта и передних стекол фонаря пилота. Действие механических антиобледенителей основано на механическом разрушении льда, отложившегося на частях самолета. ОК этому типу антиобледенителей относятся пневматические антиобледенители. Устройство их сводится к следующему. Передние кромки крыльев и хвостового оперения обтянуты специальной резиновой оболочкой, разделенной на ряд камер, в которые под большим давлением может нагнетаться воздух. При нагнетании воздуха в камеры последние расширяются, ломают отложившийся лед, который сдувается потоком воздуха. Наибольшее распространение в настоящее время получили тепловые антиобледенители. Действие тепловых антиобледенителей основано на подогреве частей самолета, наиболее подверженных обледенению. Подогрев осуществляется либо электрическим способом, либо нагретым воздухом. Электрический подогрев чаще всего применяется для предохранения от обледенения стекол фонаря пилота, иногда подогрев стекол производится теплым воздухом, пропускаемым через щель между двумя стеклами. Крыло чаще всего обогревается теплым воздухом, циркулирующим по каналам внутри крыла. Для надежного действия антиобледенителя на 1 м2 обогреваемой поверхности в среднем требуется 5000-7000 ккал/час, причем количество тепла, пода- 17* 259 баемого на 1 м^ поверхности, зависит от типа самолета и его конструкции. Температура воздуха, циркулирующего в крыле, в большинстве случаев находится в пределах 150-200° С. Для того чтобы избежать обледенения или уменьшить степень его воздействия на самолет, летчик должен хорошо знать и умело использовать метеорологическую обстановку. Получая перед вылетом консультацию у метеоролога, летчик должен уточнить (в случае полета в облаках и если ожидается обледенение) положение верхней и нижней границы облаков, зоны переохлажденного дождя, положение нулевой изотермы в облаках и характер облачности, поскольку от всего этого зависит распределение зон обледенения и интенсивность последнего. Только знание этих фактов позволит летчику принять правильное решение при встрече с интенсивным обледенением. При полете в облаках летчик должен своевременно ввести в действие антиобледенительное устройство. Начало обледенения в дневное время может быть установлено по слабому отложению льда на фонаре кабины. Ночью с началом обледенения связано уменьшение яркости навигационных огней. Опасность обледенения определяется его интенсивностью, видом отлагающегося льда и необходимым временем полета в зоне обледенения (облаках). Поэтому даже при большой интенсивности обледенения, но при кратковременном пребывании в обла-• ках обледенение опасности не представляет. Продолжительное пребывание в зоне даже среднего по интенсивности обледенения может привести к серьезным последствиям. Следовательно, эти условия и летно-технические данные самолета необходимо учитывать при выполнении задания. Так, например, если поставлена задача сбора группы самолетов за облаками, то при большой скорости набора высоты вынужденное пребывание самолета в облаках будет кратковременным даже при достаточно большой мощности последних (это время может быть рассчитано для данного самолета при известной вертикальной мощности облачности) . Естественно, что в этом случае чаще всего обледенение не будет являться серьезным препятствием для выполнения задания. Если же скорость набора высоты невелика, то самолет в тех же .облаках находится дольше, следовательно, толщина отложившегося на его частях льда будет больше. При большой интенсивности нарастания льда,особенно если этот лед желобко-вый, самолет может подвергаться серьезной опасности. В этом случае в зависимости от метеорологических условий необходимо принимать уже другое решение на сбор группы. § 5. ТРОМБЫ Тромбом называется вихрь воздуха, диаметр которого равен нескольким сотням метров (в среднем 300 м] с вертикальной осью и катастрофической, не поддающейся измерению суще- 260 ствующими приборами, скоростью ветра1. Иногда такие вихри называются смерчами, однако чаще термин "смерч" применяется к вихрям, диаметр которых очень мал (несколько десятков метров) и которые наблюдаются над морской поверхностью. В дальнейшем для обозначения вихрей, исключая морские смерчи, мы будем придерживаться термина "тромб". Тромбы с диаметром более километра встречаются очень редко. Высота тромба несколько сотен метров. Наблюдателю на расстоянии тромб представляется в виде облачного столба с вовлеченными в него пылью или водой. Скорость ветра в тромбе обычно очень большая, несколько сотен метров в секунду; циркуляция воздуха - циклоническая. Воздух, вращаясь против часовой стрелки, одновременно поднимается вверх. Внутри тромба наблюдается очень сильное разрежение воздуха. В отдельных случаях здания, попавшие внутрь тромба, разрывались изнутри, так как давление внутри здания не успевало выравняться с сильно пониженным наружным давлением. Тромбы наблюдаются летом. На территории Советского Союза тромбы - явление редкое: в течение лета возникает лишь несколько тромбов, а иногда лето проходит вообще без них. На территории США летом тромбы наблюдаются часто. В среднем на год там приходится 132 тромба. Скорость перемещения тромба - 10-20 м/сек (36-72 км/час). Длина пути тромба от момента возникновения до исчезновения исчисляется в большинстве случаев 40-60 км, редко он бывает более 100 км (до 500 км]. Возникают тромбы при большой неустойчивости воздушной массы с высокой температурой и большим влагосодержанием. Именно это и определяет частую повторяемость тромбов в США и редкую в СССР. Дело в том, что морской тропический воздух, попадающий на территорию США через Мексиканский залив, отличаясь очень высокой температурой и большим влагосодержанием, стратифицирован неустойчиво, а теплый и влажный морской тропический воздух, попавший в Европу, стратифицирован устойчиво. 'Континентальный тропический воздух на нашей территории в большинстве случаев не имеет, очевидно, достаточного влагосодержания для образования тромба. Прогноз возникновения тромбов в настоящее время не разработан, в связи с чем своевременно принять необходимые меры можно только при хорошо поставленной метеоинформации. В США такие вихри получили название "торнадо". ГЛАВА X АНАЛИЗ КАРТ ПОГОДЫ И КАРТ БАРИЧЕСКОЙ ТОПОГРАФИИ.ОЦЕНКА МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ПО СИНОПТИЧЕСКИМ МАТЕРИАЛАМ. ПРОГНОЗ ПОГОДЫ Прогностический метод, применяемый в службе погоды Советского Союза, основывается на анализе атмосферных процессов, определяющих погоду в настоящий момент, и на предсказании развития этих процессов на основе известных действующих закономерностей. Проанализировать метеорологические условия - это значит установить, какая погода наблюдается в данном районе, какими атмосферными процессами определяется эта погода, и выяснить, как будут протекать эти процессы, какую погоду они будут определять в течение того промежутка времени, на который составляется прогноз. В предыдущих главах было показано, что характер погоды определяется состоянием воздушных масс, фронтов и барических систем, поэтому задача анализа сводится к выяснению положения, .движения, развития этих атмосферных объектов и в связи с этим - к выяснению распределения давления, воздушных течений, температуры, влажности на различных высотах тропосферы и нижней стратосферы и изменения этого распределения с течением времени. Состояние атмосферы в определенный момент времени достаточно точно отображается картами погоды и картами барической топографии. При помощи этих карт, разведки погоды и других средств, имеющихся в распоряжении метеоролога, производится анализ атмосферных процессов и составляется прогноз их развития. Поэтому обработка карт погоды и карт барической топографии является важным этапом в анализе и прогнозе. Только при тщательной, физически обоснованной обработке карт погоды и карт барической топографии можно правильно уяснить метеорологические условия, правильно предвидеть все изменения и использовать их при выполнении задания. Поэтому летному составу необходимо познакомиться с основными правилами анализа этих материалов. § 1. ОБРАБОТКА И ОФОРМЛЕНИЕ КАРТ ПОГОДЫ Обработка и оформление как основных, так и кольцевых карт погоды включает в себя следующие основные операции. 1. Подъем карты, состоящий из выделения зон: - кучеводождевой облачности и внутримассовых осадков; •- обложных осадков; - особых явлений (гроз, туманов, метелей и т. д.). 2. Проведение изобар и обозначение областей высокого и низкого давления. 3. Проведение изолиний барических тенденций и обозначение областей роста и падения давления. 4. Определение положения и обозначение фронтов. Порядок обработки карты погоды может быть различным в зависимости от условий развития атмосферных процессов и от специфических условий работы метеоролога. Рассмотрим несколько подробнее технику обработки карты. Подъем карты производится следующим образом: при наличии того или иного явления у станции ставится соответствующий ему цветной значок, взятый из приводимой ниже табл. 14. Обработка поля давления начинается с проведения на карте погоды линий равного давления - изобар. Изобары проводятся в виде сплошных плавных линий простым черным карандашом, причем на основных картах погоды изобары проводятся через 5 мб (кратные 5), а на кольцевых картах погоды - через 2,5 мб (кратные 2,5). При проведении изобар обязательно учитывается направление и скорость ветра. Напомним, что у земной поверхности ветер отклоняется от изобары в среднем на угол, равный 30°, и чем больше скорость ветра, тем гуще проходят изобары. Все изобары, которые проведены на карте, подписываются полным числом миллибар. Разомкнутые изобары надписываются с двух концов, замкнутые - разрываются и в месте разрыва ставится соответствующее число. В районе горного хребта скорость ветра и густота изобар часто не соответствуют друг другу: скорость ветра, например, незначительна, а изобары проходят очень густо. Это объясняется искажающим влиянием хребта на поле ветра и поле давления. В этом случае вдоль хребта изобары проводятся волнистой линией (так называемые орографические изобары). В центре замкнутых областей низкого давления черным карандашом ставится буква Я, а в центре областей высокого давления - буква В. Если давление в центре барической системы за последние 6 часов понижалось, справа у основания буквы ставится знак минус, а если повышалось - знак плюс. На основных картах погоды, по которым дается прогноз (обычно это карта за 09 часов), сплошной черной линией проводится траектория центров барических систем за прошедшие 24 часа. 'Кроме этого, прерывистой черной линией проводится предполагаемая траектория смещения центров барических систем, причем на утренней карте (09 часов) наносится 263 Таблица 14 Обозначение облаков, осадков и других метеорологических явлений, применяемых при подъеме карты погоды Явления в срок наблюдения Цветное обозначение на рабочих картах Обозначение на картах одноцветной печати Обложные осадки. Зона обложных осадков на карте сплошь закрашивается зеленым цветом. В переходное время года ставится значок дождя (: ) или снега (^). На картах одноцветной печати зона обложных осадков заштриховывается сплошными линиями. Осадки местами, наблюдающиеся в относительно однородном воздухе. Ливневые осадки обозначаются значком. Примечание. Ливневые осадки между сроками наблюдений должны отмечаться в том случае, если количество станций, отмечавших их в момент наблюдения, слишком мало и не подчеркивает неустойчивости стратификации воздушной массы. Грозы в срок наблюдения обозначаются значком. Грозы между сроками наблюдений обозначаются значком. х хх хх хх 'х х ' X X X X X О /1//.//./':// з V К ч Кс V к к 264 Продолэюение Цветное обозначение на рабочих картах Обозначение на картах одноцветной печати 10 и Зарница обозначается значком. Морось обозначается значком. Кучеводождевые облака обозначаются значком. Примечание. При наличии грозы или ливневых осадков значок кучево-дождевых облаков не ставится. Туманы сплошные. Зона туманов сплошь закрашивается желтым цветом. Туманы местами, т. е. туманы, не распространяющиеся на большую территорию, а наблюдающиеся только на отдельных станциях, обозначаются значком. Туманы, сопровождающиеся моросящими осадками, обозначаются комбинированным значком. Примечание. Значок мороси проставляется зеленым карандашом. < я ч з V з Hi < V 265 Продолжение Явления в срок наблюдения Цветное обозначение на рабочих картах Обозначение на картах одноцветной печати 12 13 14 15 16 17 18 19 20 Дымка с видимостью менее 4 км обозначается значком. Мгла с видимостью менее 4 км обозначается значком. Метель и поземок обозначаются значком. Гололед в срок наблюдения обозначается значком. Гололед между сроками наблюдений обозначается значком. Пыльная буря в срок наблюдения обозначается значком. Пыльная буря между сроками наблюдений обозначается значком. Смерч (тромб) в срок наблюдения обозначается значком. Смерч (тромб) между сроками наблюдений обозначается значком. Hi ОО т ОО // ОО С к 00 -f -I- 00 ОО к Примечай и е. з - зеленый цвет, ж - желтый цвет, к - красный цвет, с - синий цвет. 266 предполагаемая траектория смещения за 24 часа, а на вечерней карте (21 час)-за 12 часов. Прошлое и предполагаемое будущее положение центра циклона в указанных случаях отмечается черным кружком, а антициклона - белым. Пример обработки барического поля приведен в приложении 5. Для анализа изменения давления за последние три часа на карте проводятся линии равных барических тенденций. Эти линии проводятся через 1 мб черным пунктиром. Если изменение давления очень велико, линии равных барических тенденций, проведенные через 1 мб, затрудняют чтение карты. В этом случае их проводят через 2 мб. Каждая линия надписывается, у цифры при падении давления ставится знак минус. Центр роста давления отмечается синей буквой Р, а центр падения давления - красной буквой П. Справа у основания этих букв отмечается с точностью до десятых долей миллибара соответственно наибольший рост и наибольшее падение давления. Пример изолиний барических тенденций приведен на рис. ПО. Положение фронтов на картах погоды определяется по их признакам, описанным в главе VII. Обозначаются фронты в соответствии с табл. 15. Таблица 15 Обозначение фронтов на картах погоды о 0 0. ?§ Название фронта Цветные обозначения на рабочих картах Обозначения на картах одноцветной печати 1 2 3 4 5 6 7 8 Теплый фронт. Холодный фронт. Фронт малоподвижный (стационарный). Верхний теплый фронт. Верхний холодный фронт. Приземный, или вторичный, теплый фронт. Приземный, или вторичный, холодный фронт. Теплый фронт окклюзии. и ........... - ---- л л А.А АА ------- - - - (, с А А - ------ н If (~V*\ Л"4'"* f> ЛЛ /Л|-Лч АЛ лЛ А л ипа 267 Продолжение Название фронта Цветные обозначения на рабочих картах Обозначения на картах одноцветной печати 10 и Холодный фронт окклюзии. Фронт окклюзии без уточнения. Фронт окклюзии, размытый у поверхности земли. нор нор HOU цвет. Примечание, к - красный цвет, с - синий цвет, кор - коричневый § 2. АНАЛИЗ КАРТ БАРИЧЕСКОЙ ТОПОГРАФИИ Для анализа распределения в атмосфере давления, ветра, температуры и влажности на различных высотах, кроме карт погоды, применяются, как было указано в § 3 главы II, карты барической топографии. Там же был описан порядок нанесения данных на эти карты. В настоящем параграфе кратко коснемся техники анализа этих карт. Из § 3 главы 1Г известно, что над областями повышенного давления изобарические поверхности поднимаются в виде холма, а над областями пониженного давления опускаются в виде впадины. Поэтому, где на карте AT (абсолютной топографии) высота изобарической поверхности больше, там больше и давление, а где высота меньше - меньше и давление. Для того чтобы выявить положение областей повышенного давления (антициклонов) и пониженного давления (циклонов), на картах абсолютной топографии проводят линии равных абсолютных высот данной изобарической поверхности - изогипсы абсолютной топографии, которые в дальнейшем будем называть просто изогипсами. Изогипсы проводятся через 4 декаметра (40 м), кратные четырем. Так, например, на карте AT8so проводят изогипсы 140, 144, 148 и т. д. декаметров (дкм), на карте АТтоо - 296, 300, 304 и т. д. дкм, на карте АТ5оо - 500, 504, 508 и т. д. дкм, на карте АТзоо - 900, 904, 908 и т. д. дкм. Изогипсы на картах AT аналогичны изобарам на приземной карте погоды в том смысле, что как те, так и другие дают достаточно ясную картину распределения давления, хорошо обрисовывают положение барических систем: циклонов, антициклонов, ложбин, гребней (приложения 6, 7, 8 и 9). Ветер в среднем направлен по касательной к изогипсе, причем так, что, если смотреть в ту сторону, куда дует ветер, низкое давление остается слева. Между густотой изогипс и скоростью ветра существует тесная связь: чем гуще проходят изогипсы, тем 268 больше скорость ветра. В практике применяются специальные номограммы, называемые градиентными линейками, при помощи которых по густоте изогипс можно измерить скорость ветра в любом районе, где имеются возможности проанализировать карту. Следовательно, по картам абсолютной топографии можно определить, какой ветер наблюдается в интересующем нас районе на той или иной высоте. В этом случае необходимо помнить, что по карте АТ8ио можно определить ветер на высоте примерно 1,5 км, по карте АТ7оо - на высоте примерно 3 км, по карте ATsoo - на высоте примерно 5 км, по карте АТ3оо - на высоте примерно 9 км. Поскольку карты AT характеризуют распределение воздушных течений в средней тропосфере, их используют для определения направления и скорости ведущего потока с целью прогноза перемещения барических систем (§ 7, глава VIII). Температура и влажность, которые наносятся на карты AT, оказывают существенную помощь при анализе состояния воздушных масс и фронтов, о чем будет сказано в следующих параграфах. . Карта относительной топографии 500 мб изобарической поверхности над 1000 мб изобарической поверхностью (ОТ1^) показывает распределение средней температуры в нижнем пятикилометровом слое тропосферы. Обработка карты ОТ(tm)0 заключается в проведении изогипс. Изогипсы на карте ОТ^0 проводятся также через четыре дкм (кратные четырем). После того как изогипсы ОТ^0 проведены, выявляются очаги тепла и очаги холода. В центральной части очагов тепла относительные высоты наибольшие, а в центральной части очагов холода - наименьшие. Путем совмещения карт АТ7оо и ОТ^0 строится термобарическая карта нижнего пятикилометрового слоя тропосферы (см. приложение 7), где изогипсы АТ7оо проведены сплошными линиями, а изогипсы OTj§Q0 - пунктирными. Направление и скорость переноса воздушных масс определяется по изогипсам АТ7оо-Наличие же изогипс ОТ^°0 на термобарической карте позволяет выяснить, происходит ли над интересующим нас районом перенос более теплого воздуха или более холодного. § 3. АНАЛИЗ И ПРОГНОЗ СОСТОЯНИЯ ВОЗДУШНЫХ МАСС. ОЦЕНКА УСЛОВИЙ ПОЛЕТОВ Оценить условия полета в воздушной массе - это значит внимательно проанализировать ее состояние, установить границы ее распространения и учесть возможные изменения состояния воздушной массы и ее перемещение. Это можно сделать при помощи карт погоды и некоторых других средств, которые имеются в распоряжении метеоролога. 269 Известно, что погода воздушной массы, в первую очередь характер облачности и осадков, зависит от ее влагосодержания и ее стратификации - распределения температуры с высотой. Условия полета в устойчивой воздушной массе нам уже известны. При достаточном влагосодержании устойчивой воздушной массы в ней наблюдается сплошная слоистая или слоисто-кучевая облачность, часто выпадает морось или даже слабый дождь (снег). Когда конденсация происходит непосредственно у земной поверхности, большие районы заняты адвективными туманами. Это полностью находит свое отражение на карте погоды в значках (символах) облачности, мороси или дождя, а возможно и тумана. Если карта погоды поднята, то район, занятый такой воздушной массой, обрисовывается очень рельефно. Так, например, на карте погоды за 09 часов 28 сентября (см. приложение 5) в теплом секторе циклона, расположенном над юго-западной частью европейской территории Советского Союза (ETC), наблюдается слоистая облачность с высотой нижней границы 100-200 м, местами идет слабый дождь, сильная морось, а ряд станций Украины отмечает туман или дымку. Видимость, особенно в северной части, ухудшена за счет осадков ('Киев - 2 км) и туманов (Харьков - 200 м). При незначительном влагосодержании устойчивой воздушной массы в ней наблюдается безоблачная или малооблачная погода, видимость может быть несколько ухудшена за счет мглы, а в ночные часы - также и дымки. Такая погода наблюдалась утром 28 сентября над значительной частью Казахстана и юго-востоком ETC (см. приложение 5). Условия полета в неустойчивой воздушной массе другие. Если неустойчивая воздушная масса имеет достаточное влагосодержа-ние, в ней развивается мощная кучевая и кучеводождевая облачность, выпадают ливневые осадки, а при благоприятных условиях (§ 1 главы IX) наблюдаются грозы. Для неустойчивой воздушной массы очень характерно резкое изменение формы и количества облачности. Ветер сильный, порывистый, иногда, особенно при грозах, наблюдаются шквалы. На карте погоды район, занятый неустойчивой воздушной массой, будет отмечен значками кучеводождевых облаков, ливней и гроз. Рассмотрим карту погоды за 21 час 28 сентября (см. приложение 10). Над юго-западом Украины, в тыловой части циклона местами наблюдаются кучеводождевая облачность, ливни и грозы (станция северо-восточнее Киева). В то же самое время в Киеве наблюдается слоистокучевая и перистокучевая облачность общим количеством 5 баллов. Ветер на большинстве станций очень сильный (до 16-18 м/сек). При анализе состояния неустойчивой воздушной массы очень важно учитывать, что осадки и грозы -• явления кратковременные, но повторяющиеся. Поэтому при оценке обстановки по карте погоды следует обращать внимание не только на текущую погоду, но и на погоду между сроками 270 Наблюдений. Необходимо также иметь в виду, что над сушей явления неустойчивости усиливаются в послеполуденные часы, а над морем - в ночные. Если неустойчивая воздушная масса "сухая", погода в ней часто безоблачная или малооблачная с незначительным развитием кучевой облачности. Характерным признаком неустойчивой воздушной массы в этом случае является порывистость ветра. Для более точного анализа воздушной массы следует использовать данные вертикального зондирования атмосферы, которые дают возможность провести количественную оценку распределения с высотой температуры и влажности. Прогноз состояния воздушной массы заключается, в основном, в прогнозе ее стратификации и влагосодержания, откуда будет вытекать прогноз внутримассовой облачности, осадков и особых явлений. Качественно об этом часто можно судить, проанализировав характер воздушных течений на карте погоды, предусмотрев, конечно, предварительно изменение поля давления. Если установлено, что до прихода в интересующий район воздушная масса должна перемещаться над более холодной подстилающей поверхностью (теплая воздушная масса), то наибольшему охлаждению подвергается ее нижний слой, вследствие чего устойчивость стратификации возрастает, а в случае неустойчивой воздушной массы неустойчивость уменьшается. С этим будет связано изменение внутримассовой облачности. Так, например, зимой свежий мУВ над Атлантическим океаном неустойчив, в связи с чем на побережье Европы в нем развивается конвективная облачность и выпадают ливневые осадки. По мере своего продвижения вглубь континента этот воздух в нижнем слое все больше охлаждается и в район Москвы приходит, растеряв почти все свойства неустойчивой воздушной массы, в связи с чем в нем здесь развиваются лишь кучевые или слоистокучевые облака. В дальнейшем мУВ становится типичной устойчивой воздушной массой. Допустим теперь, что до прихода в данный район воздушная масса должна перемещаться над более теплой подстилающей поверхностью (холодная воздушная масса). В этом случае устойчивость воздушной массы за счет прогрева ее нижнего слоя будет уменьшаться, и, если указанный путь достаточно большой, воздушная масса станет неустойчивой, в связи с чем в данном районе следует ожидать (при достаточном влагосодержании) развития конвективной облачности, ливневых осадков и даже внутримассовых гроз. Изменение влагосодержания также приводит к изменению внутримассовой погоды. Так, например, если ожидается вторже-ние АВ, прошедшего длинный путь над открытой водной поверхностью, есть все основания прогнозировать в нем, особенно в послеполуденные часы, конвективную облачность и кратковременные ливневые осадки. Если же АВ вторгается зимой через арктические моря, покрытые льдом, значительной облачности в нем 271 Ожидать не следует, поскольку его влагосодержание очень незна* чительно. Большую помощь при прогнозе стратификации воздушной массы оказывают карты барической топографии, так как с их помощью можно определить направление и скорость перемещения воздуха на различных высотах, а учитывая, что на этих картах нанесены значения температуры, можно определить, будет ли происходить похолодание или потепление и какова величина изменения температуры на различных высотах. Прогноз стратификации для интересующего нас пункта при помощи карт AT производится следующим образом. Если похолодание (потепление) на всех уровнях примерно одинаково, стратификация воздушной массы в течение суток существенно не изменится. Исключение может составить только самый нижний, примерно километровый слой воздуха, который заметно прогревается днем, и заметно охлаждается ночью (при малооблачной или безоблачной погоде). Если похолодание на более высоких уровнях больше, чем на нижних, устойчивость воздушной массы уменьшится, а если она уже была неустойчивой, то неустойчивость увеличится. Напротив, если похолодание наверху меньше, чем внизу, устойчивость воздушной массы увеличится (неустойчивость уменьшится). Аналогичные положения могут быть сформулированы и для случая потепления, которое оказывается неодинаковым на различных высотах. Кроме температуры, на картах топографии имеются данные влажности. Если изогипсы направлены таким образом, что происходит перенос более влажного воздуха, влагосодержание воздуха над интересующим нас пунктом увеличится (можно проделать количественный расчет), а в противном случае - уменьшится. При прогнозе состояния воздушной массы обязательно следует учитывать суточный ход температуры. Так, устойчивость нижнего слоя может увеличиться вследствие ночного выхолаживания, а неустойчивость - вследствие дневного прогрева. Наконец, необходимо иметь в виду, что погода внутри воздушной массы не бывает полностью однородной, что на нее оказывает сильное влияние наличие горных хребтов, возвышенностей, больших водоемов и т. д. § 4. АНАЛИЗ ПОЛОЖЕНИЯ И ПРОГНОЗ ПЕРЕМЕЩЕНИЯ И РАЗВИТИЯ ФРОНТОВ. ОЦЕНКА УСЛОВИЙ ПОЛЕТОВ Анализ положения и состояния фронтов, а также прогноз их перемещения и развития осуществляется при помощи карт погоды, карт барической топографии, анализа отдельных аэрологических данных и некоторых других материалов. Для этого используются известные характерные свойства фронтов,- описанные в главе VII. Оценить условия полетов в зоне влияния фронта (в зоне 272 фронтальной погоды) это значит: оценить горизонтальную протяженность и вертикальную мощность фронтальной облачной системы; определить положение нижней и верхней границы облаков; выявить положение более или менее мощных горизонтальных прослоек в облаках; определить характер осадков и ширину зоны выпадения этих осадков; выяснить, какова видимость; оценить положение нулевой изотермы и таким образом выяснить, где располагается зона возможного обледенения; оценить скорость и направление ветра как у земной поверхности, так и на высотах; определить характер особых явлений погоды, связанных с фронтом, и степень их влияния на условия полетов. Необходимо также предусмотреть, куда и с какой скоростью смещается фронт, каковы возможности его обострения или размывания, т. е. определить, каков характер погоды, а следовательно, и каких условий полетов следует ожидать в дальнейшем. Для анализа положения и состояния фронтов, как отмечалось выше, нужно хорошо знать их свойства. Напомним, что в циклонической области характерными для теплого фронта являются: система перистых, перистослоистых, высокослоистых и слоистодождевых облаков, под которыми обычно располагаются разорваннодождевые или слоистые облака; более или менее широкая зона осадков, в основном выпадающих перед фронтом; правый поворот ветра на фронте; предфронтальное падение давления; более или менее значительный скачок температуры. Именно такая погода связана с теплым фронтом, проходящим в области циклона на юго-западе ETC утром 28 сентября (см. приложение 5). В антициклоне фронт обычно размывается: уменьшается вертикальная мощность облачности, прекращаются осадки. При влажнонеустойчивости теплого воздуха, что чаще всего наблюдается летом, на теплом фронте развивается кучеводожде-вая облачность, наблюдаются ливни и даже грозы. Чаще всего указанные явления имеют место ночью, когда теплые фронты вообще более активны. В случае холодного фронта 1-го рода система высокослоистых и слоистодождевых облаков располагается в основном за линией фронта, нередко образуется кучеводождевая облачность. Полоса обложных осадков обычно бывает менее широкой, чем на теплом фронте, и располагается за фронтом. Непосредственно у линии фронта выпадают ливневые осадки, а в теплое время года, особенно в дневные часы, наблюдается грозовая деятельность и в ряде случаев шквалы. Ветер заметно усиливается и, поскольку холодный фронт 1-го рода обычно располагается в глубокой барической ложбине, резко меняет свое направление при прохождении фронта. Облачность и осадки холодного фронта 2-го рода располагаются сравнительно узкой полосой непосредственно у линии -8 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов 2/ о фронта. Облачность, особенно весной, летом и осенью, кучевб-дождевая, осадки выпадают в виде ливней. Весной, когда уже сошел снежный покров, летом, а частично и ранней осенью вдоль линии фронта наблюдается развитие грозовой и шкваловой деятельности. Чаще всего это имеет место в дневные часы. Особое внимание следует обращать на погоду между сроками наблюдений, поскольку при сравнительной кратковременности ливневых осадков и гроз ряд станций в момент наблюдения их не фиксирует. За фронтом наблюдается значительный рост давления. После прохождения фронта обычно наблюдается прояснение. Теплый фронт окклюзии, если окклюдирование началось недавно, часто трудно отличить от главного теплого фронта. Особое внимание следует обращать на характер изменения давления и изменение интенсивности осадков. Область наиболее сильного падения давления обычно располагается не непосредственно у фронта, а несколько впереди него, перед верхним холодным фронтом. Наиболее интенсивные осадки также выпадают перед верхним фронтом. 'Кроме всего прочего, нужно учитывать, что потепление при прохождении теплого фронта окклюзии обычно меньше, чем в случае прохождения главного теплого фронта. В поздней стадии окклюзии фронтальная облачность будет заметно размыта. Вместо высокослоистых облаков наблюдаются типичные высококучевые, а вместо слоистодождевых - слоистые или слоистокучевые. Осадки либо еовсем прекращаются, либо заметно ослабевают. Холодный фронт окклюзии в начальной стадии окклюдирова-ния, особенно летом, трудно отличить от главного холодного фронта. В этом случае необходимо обращать внимание на разрыв температуры, который меньше, чем на главном холодном фронте, а также на распределение барических тенденций. Область наиболее интенсивного роста давления обычно оторвана от фронта и располагается за верхним теплым фронтом. В поздней стадии окклюзии отличить эти два фронта значительно легче, поскольку на фронте окклюзии все явления выражены значительно слабее, чем на главном холодном фронте. Вторичные фронты можно в большинстве случаев отличить от главных по меньшей интенсивности явлений. Однако в ряде случаев распознать вторичный фронт можно только при наличии карт барической топографии. То лее можно сказать о сложных фронтах. Для анализа фронтов, кроме карты погоды, следует использовать карты барической топографии. На приземной карте погоды фронт в ряде метеорологических элементов в силу влияния подстилающей поверхности может быть не выражен. Начиная же с некоторой высоты (в равнинных районах с 500-1000 м), непосредственное влияние подстилающей поверхности, например на температуру, невелико. Вследствие этого уже на карте ATs.50 фронт обычно легко обнаружить при анализе поля температуры; 274 значительные -Контрасты температуры прослеживаются там, где проходит фронт. 'Конечно, анализ положения фронта на приземной карте и на карте ATsso, а при необходимости и на других картах барической топографии должен производиться взаимосвязно, с учетом наклона фронтальной поверхности, характера облачности, ширины зоны осадков и т. д. Так, по сравнению с приземной картой погоды фронт на карте ATsso должен быть сдвинут только в сторону холодной воздушной массы, поскольку в эту сторону всегда наклонена фронтальная поверхность. Если расположение фронтов на этих уровнях обратное, значит при анализе либо той, либо другой карты допущена ошибка, которую необходимо немедленно исправить. Посмотрим на утреннюю карту ATgso за 28 сентября (см. приложение 6). Фронт здесь хорошо выражен в поле температуры и отделяет холодный воздух Балкан, запада и северо-запада ETC от теплого воздуха центральной и восточной части ETC. Карты топографии помогают при квалификации фронта, когда, например, возникают затруднения, квалифицировать ли фронт как высокий тропосферный или как низкий (вторичный). Часто представление об этом составляется по ширине зоны фронтальной облачности и фронтальных осадков, однако нередки случаи, когда таким путем это сделать трудно. Применение карт барической топографии позволяет решить этот вопрос совершенно однозначно. Если в поле температуры фронт прослеживается не только на приземной карте погоды и на карте AT8so, но и на картах АТ7оо и ATSoo, не говоря уже о карте АТзоо, фронт, безусловно, следует квалифицировать как высокий тропосферный. Если же фронт выше карты АТвбо не прослеживается, его следует квалифицировать как низкий, вторичный. Для выяснения условий полетов очень важно правильно оценить положение нижней и верхней границы фронтальной облачности и ее вертикальную мощность. Сведения о положении нижней границы облачности имеются на карте погоды. Сведения о положении верхней границы на карте погоды отсутствуют. Однако для ориентировочного определения верхней границы слоистодождевых облаков можно использовать прием, рекомендованный Е. Г. Зак. Этот прием основан на связи, полученной Е. Г. Зак, между шириной зоны слоистодождевых облаков, измеренной в направлении, перпендикулярном фронту, и высотой верхней границы облачности. Сначала определяют ширину зоны слоистодождевых облаков. После этого ширину зоны, выраженную в километрах, делят на 100 и прибавляют единицу. Полученное число дает высоту верхней границы слоистодождевых облаков в километрах. Этот прием можно применять только для ориентировочного определения положения верхней границы. Однако можно с сравнительно большой достоверностью утверждать, что высота верхней границы слоистодождевых облаков лежит не ниже высоты, рассчитанной описанным способом. 18* 275 Так, например, Ширина зоны слоистодОждевых облаков теплого фронта в центральной части циклона, располагавшегося утром 28 сентября (см. приложение 5) на юго-западе ETC, составляет около 400 км. На основе этого делаем вывод, что верхняя граница этих облаков лежит не ниже -^ 4-1=5 км. При наличии данных вертикального зондирования атмосферы положение верхней границы фронтальных облаков может быть приближенно оценено по характеру распределения по высоте относительной влажности и температуры. Относительная влажность в облаках близка к 90-100%, при выходе из облаков относительная влажность резко уменьшается. Пример. Допустим, что распределение относительной влажности таково: Высота в м Относительная влажность в % 100 98 500 100 1000 99 1500 95 2000 92 2500 92 3000 90 3500 90 4000 90 4500 89 5000 88 5500 87 6000 72 6500 68 Есть основание полагать, что в этом случае верхняя граница облачности располагается между 5500 и 6000 м, так как между этими высотами наблюдается резкое уменьшение относительной влажности. Вместо относительной влажности можно использовать точку росы. В облаках, где относительная влажность велика, точка росы близка к температуре воздуха. Вне облаков, где относительная влажность значительно меньше, чем в облаках, точка росы и температура воздуха заметно отличаются одна от другой. .В нашем примере эта заметная разница между точкой росы и температурой будет зафиксирована в слое между 5500 и 6000 м и выше. Удобно построить на одном и том же бланке кривые, характеризующие изменение с высотой температуры воздуха и точки росы. Внутри облаков эти две кривые располагаются близко одна от другой или совпадают (при относительной влажности, равной 100%). Вне облака, т. е. начиная от верхней границы облаков, эти кривые заметно расходятся. Пример такого построения кривых приведен на рис. 132. Описанный способ, теоретически достаточно хорошо обоснованный, не всегда дает желательные результаты, так как приемник влажности современных радиозондов, применяемых для вертикального зонди- 276 рования атмосферы, не дает достаточно надежных сведений о влажности при низкой отрицательной температуре. Поэтому наряду с описанным способом применяется другой способ, не исключающий, а дополняющий и контролирующий описанный. Внутри облаков обычно вертикальный градиент температуры в общем близок к влажноадиабатическому. Над верхней границей облаков часто наблюдается инверсия температуры Рис. 132. Изменение температуры t и точки росы т с высотой в фронтальных облаках и над их верхней границей (верхняя граница облаков показана волнистой линией) радиационного происхождения (см. § 4 главы III) или во всяком случае падение температуры с высотой заметно ослабевает (см. рис. 132). Определение положения верхней границы фронтальной облачности по данным вертикального зондирования дает положительные результаты для системы высокослоистых - слоистодождевых облаков. Верхняя граница облаков верхнего яруса (перистых и перистослоистых) описанным способом в настоящее время не определяется. В последние годы для определения верхней границы облаков используется специально предназначенный для этого прибор - облакомер. Облакомер подвешивается к наполненному водородом резиновому шару, поднимается вверх и передает при помощи смонтированного в нем радиопередатчика сигналы. При 277 входе в облачность и выходе из нее тон сигнала меняется и таким образом фиксируется положение нижней и верхней границ облачности, а также положение безоблачных прослоек между облачными слоями. Высота границ облачных слоев определяется по скорости подъема облакомера, которая считается постоянной, и времени, прошедшему с момента выпуска прибора. При условии дальнейшего усовершенствования прибора этот метод имеет большие перспективы. Несмотря на значительное количество различных способов определения границ облачных слоев, в настоящее время точные данные о положении верхней границы и вертикальной мощности облачности могут быть получены в большинстве случаев только путем разведки погоды. Обычно фронтальная облачность имеет значительную вертикальную мощность, поэтому даже в теплое время года при достаточно высоких температурах у земной поверхности определенная часть этой облачности находится в зоне отрицательных температур. При полете в этой зоне, а также в зоне переохлажденного дождя наблюдается обледенение самолета, что усложняет условия полета. Поэтому важно определить положение зоны возможного обледенения. В холодную половину года при отрицательной температуре у земной поверхности обледенение возможно во всей массе фронтальной облачности. Наиболее интенсивное обледенение будет в нижней и средней по высоте части облаков, где они имеют наибольшую водность. При положительной температуре у земли необходимо определить положение нулевой изотермы, для чего используются данные вертикального зондирования атмосферы. Ориентировочно это можно сделать при помощи карт барической топографии. Так, например, утром 28 сентября температура в Минске на карте AT8so (высота около 1,5 км) +4°, а на карте АТтоо (высота около 3 км) -Зэ. Есть основания полагать, что нулевая изотерма над Минском располагается на высоте около 2,5 км. В той части облачности, где температура выше нуля, опасность обледенения отсутствует. В той части, где температура ниже нуля, имеются условия для обледенения самолета. Именно поэтому на вертикальном разрезе в бюллетене погоды по маршруту (приложение 11), вручаемом летчику' перед вылетом, обязательно указывается положение нулевой изотермы. Кроме выяснения положения и свойств фронтов, для целей прогноза необходимо определить направление и скорость их перемещения. Перемещение фронта определяется в общем составляющей ветра, перпендикулярной к фронту. В связи с этим ориентировочно о перемещении фронта можно судить по характеру поля давления вблизи фронта. Фронт, который располагается параллельно изобарам, будет неподвижен. Если ложбина, с которой связан фронт, глубокая, т. е. угол между изобарами и фронтом невелик, фронт будет перемещаться медленно. Если т угол между изобарами и фронтом близок к прямому, фронт будет перемещаться быстро. Конечно, в каждом случае необходимо учитывать не только угол между изобарами и фронтом, но и густоту изобар, так как чем гуще изобары, тем сильнее ветер. Количественно скорость перемещения фронта может быть вычислена путем определения перпендикулярной к фронту составляющей ветра на карте погоды. На практике для этого используются специальные линейки. Опыт показывает, что линии теплого фронта на земной поверхности перемещается со скоростью 0,5-0,6 от перпендикулярной к линии фронта составляющей градиентного ветра. Для холодного фронта 2-го рода поправочный коэффициент равен 0,7-0,8 и для холодного фронта 1-го рода - 0,9-1,0. Для определения будущего положения фронта можно использовать две следующих друг за другом карты погоды. Так, например, за 12 часов, от 09 часов до 21 часа 28 сентября (см. приложения 5 и 10), холодный фронт над югом Украины сместился на 600 км. Следовательно, скорость его перемещения равна 50 км/час. Нужно, конечно, учитывать не только скорость, но и ускорение фронта. Это можно сделать, имея три следующих одна за другой карты погоды. Кроме перемещения, необходимо также учитывать и развитие фронта, так как в противном случае можно допустить серьезную ошибку в прогнозе. Очень важно, в частности, учитывать суточный ход фронтальной облачности и осадков. Напомним, что фронты типа теплых в летнее время обостряются в ночные часы, а типа холодных - во второй половине дня. Рассмотрим в качестве примера холодный фронт, смещавшийся в течение дня по югу Украины. Если ориентироваться по утренней карте (см. приложение 5) и не предусмотреть суточного хода облачности, осадков и особых явлений, то в связи с прохождением холодного фронта можно прогнозировать слоистодождевую облачность и обложные осадки. В действительности, как это показывает вечерняя карта (см. приложение 10), дело обстояло иначе. Во второй половине дня в связи с прохождением холодного фронта наблюдалась кучеводождевая облачность, местами ливневые осадки и грозы. В прибрежных районах необходимо учитывать, что в зимнее время теплые фронты обычно обостряются при перемещении с моря на сушу. Важно также правильно учесть влияние рельефа. При общей оценке обстановки можно с достаточной достоверностью полагать, что быстро движущийся фронт имеет тенденцию к размыванию, в то время как медленно движущийся фронт, наоборот, имеет тенденцию к обострению. Важно предусмотреть возможное волнообразование на фронте, так как в этих случаях метеорологические условия обычно усложняются. Возникновения волны следует ожидать там, где у фронта на общем фоне роста или слабого падения давления появляется область сравнительно сильного падения давления, 279 § 5. АНАЛИЗ И ПРОГНОЗ СОСТОЯНИЯ, ПЕРЕМЕЩЕНИЯ И РАЗВИТИЯ БАРИЧЕСКИХ СИСТЕМ. ОЦЕНКА УСЛОВИЙ ПОЛЕТОВ В главе VIII было указано, что в понятие "барические системы" вкладывается многообразное содержание, сводящееся не только к характеристике полей давления и ветра, но и включающее в себя все особенности деятельности воздушных масс и фронтов, т. е. особенности погоды в целом. В связи с этим оценка состояния, перемещения и развития барических систем приобретает особое значение для оценки условий полетов. Иногда основное внимание уделяется циклонам, с которыми связаны в большинстве случаев сложные метеорологические условия. Это может быть оправдано лишь в известной степени, так как в общем необходимо правильно предусмотреть, какие будут метеорологические условия: сложные или простые. Поэтому важно оценить общий характер метеорологических условий и уделить достаточно внимания не только циклонам и ложбинам, но и другим барическим системам. Анализ состояния барических систем производится путем совместного рассмотрения карты погоды и карт барической топографии. Только при взаимно связанном анализе всех этих материалов можно составить ясное представление о высоте барических систем, наклоне их оси, определить направление и скорость их перемещения, предусмотреть их развитие. Так, например, анализируя карту погоды и карты барической топографии за утро 28 сентября (см. приложения 5, 6, 7, 8 и 9), можно установить, что циклон, центр которого располагается над Западной Украиной, прослеживается до высоты примерно 3 км (карта АТ7оо), а выше, на картах АТбоо и АТ3оо, его уже не видно. В то же время циклон, расположенный над Норвежским морем - Скандинавским полуостровом, прослеживается на всех картах до карты АТзоо (около 9 км) включительно. Этот циклон определяет перенос воздуха в тропосфере в общем с юго-запада на северо-восток на всей европейской территории Советского Союза (ETC). При оценке метеорологических условий очень важно определить скорость и перемещение барических систем. Для прогноза перемещения барических систем пользуются правилами, описанными в § 7 главы VIII. Наилучшие результаты получаются при пользовании правилом ведущего потока. На практике для этого часто используется карта ATsoo. Рассмотрим в качестве примера перемещение циклона, который утром 28 сентября располагался над Западной Украиной (см. приложение 5). Положение центра циклона на карте ATsoo (см. приложение 8) отмечено черным кружком. По полю изогипс определяем, что циклон должен смещаться на северо-восток. Скорость ветра над центром циклона около 60 км/час, причем такая скорость сохраняется и 280 дальше к северо-востоку. Следовательно, через двенадцать часов циклон сместится на = 360 "ж На самом деле циклон сместился за двенадцать часов к северо-востоку на 400 км и его центр вечером 28 сентября, как показывает карта за 21 час (см. приложение 10), располагался в районе Минска. На перемещение центра циклона к северо-востоку указывает и характер изменения давления в его области. Аналогичным образом определяется перемещение любой барической системы. Кроме определения перемещения барической системы, важно определить ее развитие, так как с этим связано изменение погоды. При прогнозе развития барических систем необходимо внимательно проанализировать распределение в их области барических тенденций. Так, например, если в центральной части циклона наблюдается падение давления, можно быть уверенным, что в течение некоторого времени такой циклон будет углубляться. Наличие падения давления в центральной части антициклона говорит о его разрушении. 1В общем виде правило прогноза развития барической системы было сформулировано в главе VIII применительно к положению нулевой изаллобары относительно центра барической системы (в случае ложбины или гребня - относительно их оси). Рассмотрим тот же циклон на юго-западе Украины. Как показывает карта погоды за 09 часов 28 сентября (см. приложение 5), во всей центральной части циклона происходит падение давления. Из этого можно сделать вывод, что циклон в ближайшем будущем будет углубляться. Так и было на самом деле. Карта погоды за 21 час показывает, насколько расширилась площадь, охватываемая 995-й изобарой. Заметно расширилась и зона осадков в передней части циклона. В качестве второго примера можно рассмотреть развитие гребня, располагавшегося в 09 часов 28 сентября на юго-западе Европы. Сильный рост давления в восточной части гребня говорит о его распространении к востоку, а то обстоятельство, что. почти во всей области гребня происходит рост давления, говорит о его усилении. В связи с этим над Центральной Европой следует ожидать улучшения погоды. Карта погоды за 21 час показывает, что при смещении к востоку гребень одновременно заметно расширился по площади. Давление в его центральной части несколько повысилось. Над Центральной Европой погода малооблачная, а местами безоблачная. Необходимо внимательно следить за распределением барических тенденций у стационарных фронтов. Появление области падения или роста давления у фронта приводит к появлению составляющей движения воздуха, направленной к фронту, вследствие чего на фронте возникает волна, которая 281 при благоприятных условиях (неустойчивая волна) развивается в циклон. При прогнозе развития барических систем следует использовать принцип Михеля, сформулированный в § 2 главы VIII. Оценка метеорологических условий полетов в различных барических системах должна производиться с учетом состояния и изменения состояния воздушных масс и фронтов. § 6. КРАТКОСРОЧНЫЕ АВИАЦИОННЫЕ ПРОГНОЗЫ ПОГОДЫ Прогноз погоды составляется после того, как спрогнозировано перемещение воздушных масс, фронтов, барических систем и спрогнозировано изменение их свойств, которые определяют* погоду. Для этого используются основные и кольцевые карты погоды, карты барической топографии, отдельные данные зондирования, а также сведения, полученные путем разведки погоды. При составлении прогноза погоды всегда учитываются особенности района или маршрута, для которых дается прогноз, как-то: рельеф местности, характер подстилающей поверхности (снежный покров, наличие крупных водоемов и т. п.). Краткосрочные авиационные прогнозы погоды составляются по пункту, району или маршруту. Прогнозом погоды по п/ункту называется прогноз, составленный для населенного пункта или аэродрома и его визуально просматриваемых окрестностей. Прогнозом погоды по району называется прогноз, составленный для территории базирования авиационных частей и соединений, более или менее однородной в климатическом отношении. Кроме того, к прогнозу погоды по району относится прогноз, составленный для района аэродромных полетов. Прогнозом погоды по маршруту называется описание погоды, ожидаемой на маршруте перелета и на аэродроме посадки. Прогнозы погоды по пункту и району составляются на сутки, причем отдельно указывается прогноз погоды на ночь и отдельно на день.- Прогноз погоды, составляемый менее чем на полусутки, является уточнением к суточному прогнозу. Прогноз погоды более чем на сутки является ориентировочным, в связи с чем он бывает менее подробным, чем суточный прогноз погоды. Для различного рода целей составляются также трехдневные, пятидневные, десятидневные, месячные и даже сезонные прогнозы. Описание принципов составления таких прогнозов выходит за рамки настоящей книги. Авиационный прогноз погоды должен быть четким и конкретным и не должен допускать двойственного толкования. 282 В краткосрочных авиационных прогнозах погоды указывают значение следующих метеорологических элементов, а также следующие атмосферные явления с обязательной характеристикой их продолжительности и интенсивности. 1. Облачность. Указывается количество облаков в баллах; форма облачности, высота ее нижней и верхней границ в метрах. 2. Осадки. Указывается вид осадков, их интенсивность и продолжительность. По возможности уточняется время начала и прекращения осадков. 3. Горизонтальная видимость. Указывается в километрах. При ожидании явлений погоды, ухудшающих горизонтальную видимость, обязательно указывается степень ухудшения последней. 4. Особые явления погоды. Указывается продолжительность и интенсивность грозы, тумана, дымки, метели (поземка), пыльной бури, обледенения, гололеда, шквала или смерча *. 5. Ветер. Указывается направление ветра с точностью до 45° и скорость в м/'сек. 6. Температура воздуха. Указывается наибольшее и наименьшее значение температуры в течение срока, на который дается прогноз. В качестве примера составим прогнозы погоды для района Минска и Куйбышева, использовав для этого карту погоды и карты барической топографии за утро 28 сентября (см. приложение 5, 6, 7, 8 и 9). Прежде чем сформулировать сам прогноз, необходимо оценить общие метеорологические условия. В 09 часов 28 сентября погода района Минска обусловлена влиянием теплого фронта, который проходит в 150 км юго-восточнее. Центр циклона, с которым связан этот фронт, как было выяснено в предыдущем параграфе, смещается к северо-востоку и ожидается около 21 часа в районе Минска. Теплый фронт в системе этого циклона перемещается к северо-западу, и есть основание ожидать, что вечером 28 сентября он будет проходить около Минска. В дальнейшем циклон будет продолжать смещаться на северо-восток, и в течение ночи, а также дня 29 сентября погода района Минска обусловится тыловой частью циклона, в которой циркулирует неустойчивая холодная воздушная масса и проходят вторичные холодные фронты. Исходя из этого, сформулируем прогноз погоды для района Минска. От 18.00 28.09 до 06.00 29.09. В первой половине срока облачность 10 баллов слоисто-дождевая и разорваннодождевая с высотой нижней границы 200- 300 м. Высота верхней границы облаков 5000-6000 м. Дождь. 1 Интенсивность тумана в этой части прогноза не указывается: она характеризуется значением горизонтальной видимости. 283 Видимость 4-б км. Ветер северо-восточной четверти 4-7 м/сек. Во второй половине срока облачность 7-10 баллов слоистокуче-вая с высотой нижней границы 200-300 м и высотой верхней границы 1500-2000 м. Видимость 6-10 км. Ветер западной четверти 4-7 м/сек. Температура от +-0° вечером до +7° в конце срока. В облаках обледенение. От 06.00 до 18.00 29.09. Облачность 7-10 баллов слоистокучевая и кучеводождевая с высотой нижней границы 300-600 м. Высота верхней границы слоистокучевых облаков 2000-2500 м, кучеводождевых - около 5000 м. Кратковременный дождь. Видимость 6-10 км, при дожде - 2-4 км. Ветер юго-западной четверти 5-8 м/'сек. Температура от +7° утром до -f-10° днем. В облаках обледенение. Оценка метеорологических условий в районе Куйбышева показывает, что погода этого района будет определяться влиянием западной периферии антициклона и связанным с этим выносом теплого воздуха с юга. Этот вывод можно сделать на том основании, что в области антициклона давление падает очень медленно и, следовательно, антициклон не изменит существенно своего положения. За счет дневного прогрева в нижних слоях атмосферы высотой до 1-2 км будет развиваться конвекция. В то же время можно предполагать, что при нисходящих движениях в условиях антициклона несколько выше будет распола-. гаться инверсия оседания. Точный ответ возможен после анализа распределения температуры с высотой. Таким образом, наиболее вероятно, что днем будет образовываться кучевая облачность небольшой вертикальной мощности. Растекание этой облачности под инверсией приведет к образованию слоистокучевых облаков. Сформулируем прогноз для района Куйбышева. От 18.00 28.09 до 06.00 29.09. Вечером облачность 5-8 баллов слоистокучевая с высотой нижней границы 800-1000 м. Высота верхней границы около 1500 м. Ночью малооблачно. Видимость 6-^10 км. Ветер южной четверти 4-7 м/сек. Температура от -|-160 вечером до -{-11° в конце срока. От 06.00 до 18.00 29.09. Утром малооблачно. Днем облачность 5-8 баллов кучевая и слоистокучевая с высотой нижней границы 800-1000 м. Высота верхней границы около 1500 м. Видимость 6-10 км. Ветер южной четверти 5-8 м/сек. Температура от +11° утром до -\-\1° днем. Перед вылетом экипажу необходимо выяснить, какую погоду он встретит на маршруте и в пункте посадки. Для составления маршрутных прогнозов используются основные и кольцевые карты погоды, карты барической топографии, данные радиозондов, облакомеров, разведки погоды и другие материалы. Вопросы метеорологического обеспечения полетов рассматриваются в главе XIII, поэтому остановимся лишь на оценке ожидаемых 284 метеорологических условий, т. е. на прогнозе погоды по маршруту и в пункте посадки. Прогноз погоды по маршруту и в пункте посадки вписывается в бюллетень погоды по маршруту (см. приложение 11), который вручается экипажу перед вылетом. При неодинаковой погоде по маршруту последний разбивается на участки, на протяжении которых ожидаются более или менее однородные метеорологические условия. В бюллетене погоды ожидаемое состояние погоды по маршруту описывается не только словами, но также обязательно строится вертикальный разрез ожидаемого состояния атмосферы. Вертикальный разрез дополняет текстовой прогноз. На вертикальном разрезе в соответствии с вертикальным и горизонтальным масштабами бланка изображается рельеф местности и надписываются названия основных пунктов, лежащих на маршруте. При наличии на маршруте фронтов ожидаемое положение последних обязательно наносится на вертикальный разрез. Фронты и метеорологические элементы изображаются условными обозначениями, которые приводятся в приложении 11. 'Кроме этого, на бланке бюллетеня обязательно указываются: фактическая погода пункта посадки не более чем двухчасовой давности, астрономические данные в пункте вылета и посадки, а на" обратной стороне бланка - схема синоптической обстановки и данные фактической погоды с последней кольцевой карты погоды. Левая половина обратной стороны бланка при вручении не заполняется. Это часть бланка, в которую заносится фактическое состояние погоды на участке маршрута, заполняется экипажем. Для того чтобы правильно оценить погоду, ожидаемую на маршруте, необходимо учитывать перемещение и развитие барических систем, фронтов и воздушных масс. Рассмотрим примеры оценки погоды при перелетах по маршрутам Харьков - Вильнюс и Сталинград - Куйбышев, причем пусть в каждом случае время вылета назначено на 12.00 28 сентября, тогда можно использовать соответствующие кольцевые карты погоды за 09 часов. Маршрут Харьков - Вильнюс Составим прогноз погоды с 12 до 16 часов 28 сентября. Анализ метеорологических условий показывает, что в течение дня 28 сентября циклон, располагавшийся утром над юго-западом ETC (см. приложение 5), будет перемещаться на северо-восток со скоростью 60 км/час, а теплый фронт к концу срока действия прогноза будет проходить в 100 км юго-восточнее Минска. Таким образом, погода на маршруте будет неодинаковой. На участке Харьков - Конотоп утром наблюдались туманы, происхождение которых связано с переносом теплого воздуха с юго-востока и радиационным его охлаждением в течение ночи. В условиях еще достаточно сильного прогрева следует ожидать, что эти туманы рассеются и образуется слоистокучевая облач- 285 ность количеством 5-8 баллов с высотой нижней границы 600^ 1000 м и верхней границы - 1500-2000 м. На участке (Конотоп - Бобруйск условия будут сложнее, так как здесь сохранится слоистая облачность теплого сектора с высотой нижней границы 100-200 м, местами будет выпадать морось и встретится дымка. За счет этого видимость будет ухудшена до 2-4 км. На участке Бобруйск - Вильнюс условия еще больше усложняются, так как погода здесь определяется влиянием теплого фронта. В районе Минска нижняя граница облачности будет располагаться на высоте 100-200 м, а далее к северо-западу до Вильнюса включительно повысится до 200-300 м. Облачность будет двуслойной: нижний слой - разорваннодождевые облака, формирующиеся в холодной воздушной массе, и второй слой - слоистодождевые облака большой вертикальной мощности с положением верхней границы около 6000 м. В облаках обледенение. На всем участке маршрута ожидается обложной дождь при видимости 4-6 км, а местами 2-4 км. Ветер на высотах на всех участках маршрута, как показывают карты барической топографии, останется юго-западным со скоростью 60-70 км/час. Прогноз погоды по маршруту и в пункте посадки и вертикальный разрез ожидаемого состояния атмосферы показаны в приложении 11. Маршрут Сталинград - Куйбышев Анализ метеорологических условий показывает, что маршрут проходит по западной периферии антициклона в одной и той же воздушной массе без пересечения каких-либо фронтов. Это дает основание сделать вывод, что на всем маршруте будет наблюдаться такая погода, описание которой было дано при составлении суточного прогноза для района Куйбышева, т. е. облачность 5-8 баллов кучевая и слоистокучевая с высотой нижней границы 800-1000 м и верхней - около 1500 м. Видимость 10 км. Ветер на высотах 1,5-3 км и 5 км - юго-западной четверти со скоростью 40-50 км/час. На высоте 9 км на первой половине маршрута ветер южный со скоростью 60-70 км/час. Кроме.перечисленных видов авиационных прогнозов, метеорологические подразделения составляют и передают штормовые предупреждения. Штормовые предупреждения составляются в тех случаях, когда ожидаются: 1. Метеорологические явления, сопровождающиеся ухудшением видимости до определенного предела (туман, густая дымка, осадки, метель, пыльная буря и др.). 2. Снижение нижней границы облаков до установленного предела. 3. Грозовые явления. 4. Гололед и обледенение. 286 5. Шквалы, тромбы (смерчи) и вообще усиление ветра выше установленного предела. В штормовом предупреждении указываются причины, с которыми связано возникновение перечисленных метеорологических явлений. Пример штормового предупреждения приведен в приложении 11. ГЛАВА XI ПОЛЕТЫ НАД РАЙОНАМИ С ОСОБЫМИ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИМИ УСЛОВИЯМИ В настоящей главе рассматриваются метеорологические условия полетов над горами, морем и в Арктике. Содержание главы не охватывает всего многообразия метеорологических условий, а касается лишь наиболее общих вопросов. § 1. ОСОБЕННОСТИ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ПРИ ПОЛЕТАХ НАД ГОРАМИ Особенности метеорологических условий при полетах над горами определяются влиянием рельефа на метеорологические элементы, явления и процессы, что прежде всего относится к ветру, облачности и осадкам, видимости, туманам и грозам. В целом в горах метеорологические условия отличаются обычно большой сложностью. Рассмотрим влияние горного рельефа на отдельные метеорологические элементы и явления. 1. ВЛИЯНИЕ РЕЛЬЕФА НА ВОЗДУШНЫЕ ТЕЧЕНИЯ Одной из'особенностей режима ветра в горах является горнодолинные ветры. Горно-долинными ветрами называются периодические ветры, направленные ночью в долину (горный ветер), а днем - из долины, вдоль склонов горы и вдоль самой долины (долинный ветер). Горно-долинные ветры отличаются большой сложностью и разнообразием. В общем горнодолинные ветры распространяются на всю глубину долины, а по горизонтальному направлению - на несколько десятков километров. Наиболее полное исследование горно-долинных ветров в условиях Кавказа было проведено в 1946 г. экспедицией под руководством А. X. Хргиана. Долинный дневной ветер представляет собой движение воздуха, состоящее из двух течений: течения, направленного вдоль долины вверх по оси ее, и течения, направленного вверх вдоль 288 склонов. Долинный ветер возникает утром и достигает наибольшего развития в послеполуденные часы. Чем больше вертикальный градиент температуры, тем лучше выражен долинный ветер. Отличительной особенностью дневного движения воздуха в горах является то, что над долинным ветром с некоторой высоты наблюдается течение воздуха обратного направления, высота которого в среднем 1 км над уровнем дна долины. Верхнее противотечение распространяется до горных вершин. Средняя скорость долинного ветра равна 3-4 м/сек, но нередко она достигает 10 м/сек. Горный ночной ветер направлен с гор в долину. Начинается он после полуночи и наибольшего развития достигает непосред- 30 60 Рис. 133. Возникновение фена (справа - диаграмма изменения температуры воздушной частицы при фене) ственно перед восходом солнца. Над потоком воздуха, направленным в долину, имеется, как и в случае долинного ветра, течение, направленное в обратную сторону. Долинный ветер наблюдается только при безоблачной погоде, а горный ветер может наблюдаться также при облачности и осадках. Второй особенностью горного рельефа является фен. Феном называется теплый и сухой ветер, дующий с гор. В отличие от горно-долинных ветров фен - явление непериодическое и может наблюдаться в любое время года и суток. Явление фена встречается во всех горных районах. Скорость ветра достигает 10 м/сек и больше. Температура воздуха при фене заметно и быстро повышается, в отдельных случаях было зафиксировано повышение температуры на 10° за несколько минут. Относительная влажность при фене сильно понижается (иногда до 5-Ю%). В зависимости от конкретных условий продолжительность фена колеблется от нескольких часов до нескольких дней. Фен возникает при переваливании воздушной массы через горное препятствие (рис. 133). В этом случае на наветренной стороне препятствия, где воздух поднимается вверх, возникает 19 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов 289 облачность и выпадают осадки, а на подветренной стороне !, где воздух опускается вниз, наблюдается сравнительно высокая температура, незначительная относительная влажность и связанная с этим безоблачная погода. Повышение температуры и уменьшение относительной влажности при фене элементарно можно объяснить следующим образом. По наветренной стороне воздух поднимается и адиабатически охлаждается, причем до достижения уровня конденсации охлаждение происходит по сухоадиабатическому закону, а с уровня конденсации - за счет выделения скрытой теплоты конденсации - по влажноадиабатическому. При опускании по подветренной стороне адиабатическое нагревание происходит по сухоадиабатическому закону. Подсчитаем, каким будет нагрев, если высота хребта равна 4 км (см. рис. 133), средний влажноадиабати-ческий градиент равен 0,6° на 100 м, уровень конденсации располагается на высоте 1000 м, а начальная температура внизу у подножья наветренного склона равна 20°. При подъеме по наветренному склону до высоты 1000 м (уровень конденсации) воздух охладится на 10°, поднимаясь выше, он будет охлаждаться на 0,6° на каждые 100 м. Таким образом, на вершине горы температура воздуха будет равна 20° - 10° - (0,6° • 30) = -8°. При опускании по подветренной стороне воздух нагревается на 1° на каждые 100 м, следовательно, у подножия подветренного склона его температура будет равна -8°+ 1°-40 = 32°. Следовательно, в рассмотренном случае температура воздуха после переваливания повысилась на 12°. Нагревание воздуха на подветренной стороне приводит к уменьшению относительной влажности. Кроме этого, относительная влажность уменьшается за счет выпадения осадков на наветренной стороне. Явление фена наблюдается также за счет оттока воздуха в нижних слоях в сторону близко расположенного циклона. Наконец фен наблюдается также тогда, когда над горным районом располагается антициклон, нисходящие движения в котором приводят к прогреванию и высушиванию воздуха, опускающегося по склонам хребта. При оценке условий полетов с феном приходится считаться не только как с ветром, скорость которого может достигать 10 м/сек и более, но главным образом как с явлением, которому принадлежит важная роль в образовании и размывании облачности. 1 Склон горы, обращенный в ту сторону, откуда дует ветер, называется наветренным склоном, а противоположный - подветренным. В этом же смысле употребляются термины: "наветренная сторона" и "подветренная сторона*. 290 При переваливании воздуха через горный хребет на наветренной стороне образуется мощная облачность и выпадают осадки, вследствие чего большая часть наветренного склона горы закрыта облаками. Если на подветренном склоне была облачность, то с началом фена она быстро размывается и на весь период фена здесь устанавливается безоблачная погода. В том случае, когда фен наблюдается по обе стороны гор, то в этой местности в течение всего периода фена сохраняется безоблачная погода. Необходимо также отметить, что резкое повышение температуры при фене приводит в горах к быстрому таянию снега и к сильным разливам горных рек. В районах горного побережья нередко наблюдается явление боры. Борой называется сильный холодный ветер, направленный с прибрежной возвышенности на море. Особенно ярко бора выражена в районах горных перевалов. Бора сравнительно часто наблюдается в районе Новороссийска (Мархотский перевал), в Далмации и на Новой Земле. Для боры характерна большая скорость ветра и сильная его порывистость. Так, например, средняя скорость ветра при боре в Новороссийске около 20 м/'сек, а максимальная зарегистрированная - 41 м/сек. На самом Мархот-ском перевале скорость ветра в ряде случаев достигает 60 м/сек. При боре наблюдается резкое понижение температуры. Например, в Новороссийске зимой во время боры температура иногда понижается до -20°. Огромная скорость ветра, обледенение прибрежных сооружений и судов делают бору очень опасным явлением. Район, в котором проявляется бора, обычно локализован. Над морем в районе Новороссийска бора распространяется всего на несколько километров. Причины и условия возникновения боры в общем заключаются в следующем. Бора возникает при переваливании холодного фронта через сравнительно невысокую часть хребта (обычно район перевала) с последующим вторжением холодного воздуха. Следует также учитывать, что вторжение холодного воздуха через перевал происходит в условиях очень неустойчивой стратификации. В самом деле, зимой температура переваливающего через хребет арктического воздуха очень низкая, а температура открытой водной поверхности относительно высокая, т. е. наблюдается очень значительное (сверхадиабатическое) падение температуры с высотой. Это создает дополнительную скорость ветра, как при падении воды в водопаде. При сравнительно небольшой высоте хребта (высота Мархотского перевала 435 м) стремительно опускающийся воздух не успевает сколько-нибудь значительно прогреться, как это наблюдается при фене. Рельеф также оказывает сильное механическое воздействие на движение воздуха, т. е. на ветер. Именно в горах имеются исключительно благоприятные условия для завихрения воздушных течений, с чем обязательно следует считаться при полетах в горах. 19* 291 Если рассматривать лишь общую картину воздушного течения через горное препятствие, то с наветренной стороны наблюдаются восходящие движения, а с подветренной - нисходящие движения воздуха. Если же вникать в детали, то картина оказывается несравненно более сложной. На рис. 134 приведено распределение воздушных течений над горным препятствием по А. А. Дородницыну. Волнистые линии на этом рисунке представляют линии тока воздуха. Как можно видеть по характеру линий тока, над горным препятствием образуются стоячие волны, причем происходит чередование выпуклостей и вогнутостей линий тока. Амплитуда стоячих волн и высота обращения зависят от сравнительных Рис. 134. Распределение воздушных течений над горным препятствием по А. А. Дородницыну. ABC - линии тока воздуха на различных высотах от горного препятствия масштабов воздушного потока и горы, скорости потока, распределения температуры с высотой и формы рельефа. Останавливаться на этом подробно в настоящей книге не представляется возможным. Стоячие волны непосредственно не вызывают резких колебаний (болтанки) самолета, так как их размеры несоизмеримы с размерами последнего, однако их не следует недооценивать. Дело в том, что при полете на том участке, где имеется нисходящая составляющая движения воздуха, самолет в течение 1-2 минут может прижимать воздухом к земле, в связи с чем необходимо своевременно принимать соответствующие меры. Кроме того, наличие стоячих волн приводит к значительному изменению ветра с высотой, что можно видеть на рис. 134. На участке АВ, где линии тока сближаются, скорость ветра будет наибольшей, на участке ВС, где линии тока расходятся, - наименьшей. Такое распределение ветра с высотой создает благоприятные условия для интенсивного перемешивания (турбулентности) воздуха, в связи с чем появляются завихрения воздушного потока, соизмеримые с размерами самолета и приводящие к сильной болтанке. Восходящее движение воздуха при наличии 292 стоячих волн успешно используется планеристами для значительного набора высоты. Рассмотрим структуру воздушного течения с наветренной и подветренной сторон горного препятствия. По мере приближения к наветренному склону можно зафиксировать некоторое ослабление ветра, что является следствием возникновения восходящего движения воздуха. Расстояние, на котором начинается Рис. 135. Схема распределения вихрей при переваливании воздухом горного препятствия ослабление скорости горизонтального течения и возникает восходящее движение воздуха, зависит от высоты гор и крутизны склонов. Чем выше горы и чем положе склоны, тем больше это расстояние. Так, например, при высоте горы около 1000 м вертикальная составляющая движения воздуха становится ощутимой Рис. 136. Схема распределения вихрей на наветренной стороне при наличии "передового" препятствия на расстоянии примерно 15 км, а при высоте 2500-3000 м - на расстоянии около 60 км. Наиболее сильное восходящее движение воздуха наблюдается непосредственно у наветренного склона, где скорость его достигает иногда 10-15 м/сек. На наветренной и подветренной сторонах образуются завихрения воздуха (рис. 135), которые обычно более или менее плотно прижаты к склону на наветренной стороне и несколько слабее на подветренной стороне. Не следует, конечно, недооценивать этих завихрений, особенно в том случае, когда перед основным горным препятствием встречается крупный утес или какая-либо другая возвышенность. При этом условии вихри образуются между этим препятствием и горой (рис. 136). 293 Особенно опасны завихрения с подветренной стороны горного препятствия, поскольку значительные скорости ветра у вершины способствуют срыву струй за препятствием. Сильная болтанка наблюдается уже непосредственно над вершиной, где вертикальные броски самолета могут иногда достигать 100 м. На подветренной стороне нисходящие потоки могут иметь такую большую скорость, что, если самолет летит на небольшой высоте над земной поверхностью, его может прижать к земле. Большую опасность представляют завихрения воздушных течений (см. рис. 136), приводящие к сильной болтанке, затрудняющей управление самолетом. Вследствие этого горное препятствие обычно перелетают со значительным превышением над его вершиной. 2. ВЛИЯНИЕ ГОР НА ОБЛАЧНОСТЬ, ТУМАНЫ И ОСАДКИ Процессы образования облаков, осадков и туманов в горах протекают особенно интенсивно. Даже при безоблачной погоде на равнине горы очень часто закрыты облаками. В общем режим облачности, туманов и осадков в горах очень разнообразен, так как на их образовании сказывается общая высота местности над уровнем моря, характер подстилающей поверхности (травяной, снежный покров и т. д.), направление горных склонов и собственно форма рельефа. Во избежание недоразумений необходимо иметь в виду следующее. Если облако, окружающее гору, наблюдателю, находящемуся на равнине, представляется действительно как облако, то наблюдатель, находящийся на горе в самом облаке, вполне справедливо квалифицирует его как туман. Одной из главных причин образования облаков и осадков в горах является восходящее движение воздуха по наветренным склонам гор, так как масса воздуха в этом случае адиабатически охлаждается. Восходящее движение может усиливаться за счет горно-долинной циркуляции. Особенно интенсивные восходящие движения наблюдаются при развитии конвекции. В этом случае образуется мощная кучевая и кучеводождевая облачность, выпадают ливневые осадки, развивается интенсивная грозовая деятельность. В теплое время года редко бывает, чтобы к полудню в горах не развивалась мощная облачность. Даже при отсутствии конвекции при переваливании воздушной массы через горный хребет на его наветренной стороне, начиная с уровня конденсации, образуется сплошная пелена облаков. На подветренной стороне облачность вследствие адиабатического нагревания воздуха, связанного с его опусканием, отсутствует (см. фен). Причиной образования слоистокучевых облаков в горах могут быть волновые движения воздуха в виде стоячих волн. В этом случае слоистокучевые облака располагаются над вершиной в несколько ярусов в виде мощных облачных валов- 294 В горах формируется своеобразный вид слоистых облаков: ночью вследствие охлаждения подстилающей поверхности, особенно снега и льда и прилегающего к ней слоя воздуха, на вершине горы образуется обычный радиационный туман, который в дальнейшем, отрываясь ветром от вершины (склона), превращается в слоистую облачность, образующую иногда вокруг горы нечто вроде облачного воротника. В той части горы, где нижняя граница облака опускается непосредственно до земной поверхности, это облако определяется наблюдателем как туман. Такого рода туманы называются туманами склонов. Иногда эти туманы называются адиабатическими, так как их образование происходит вследствие адиабатического охлаждения воздуха, поднимающегося по склону. При приближении к горам фронтальной облачной системы за счет дополнительного восходящего движения воздуха по наветренному склону вертикальная мощность облачности увеличивается. В случае образования орографической окклюзии (§ 8 главы VII) по обе стороны хребта в течение нескольких суток сохраняется облачная погода с туманами и осадками. Туманы в горах могут образоваться при охлаждении воздуха над ледником или за счет испарения влаги с нагреваемых влажных склонов. Вследствие частого соприкосновения облаков с земной поверхностью или различного рода предметами в горах существуют весьма благоприятные условия для непосредственного осаждения капелек облака (тумана) на земной поверхности и предметах. Осаждение наиболее часто проявляется в образовании изморози или гололеда на наветренных склонах гор, расположенных перпендикулярно ветрам, несущим влагу. Слой изморози имеет толщину в среднем 4-5 см, а иногда и больше. Пример осаждения сильной изморози показан на рис. 137. В горах значительно чаще, чем на равнине, наблюдается гололед. Обычно гололед здесь образуется при выпадении ледяного дождя или мокрого снега после выпадения изморози. В облаках и осадках при отрицательной температуре создаются условия, благоприятные для обледенения самолетов. Сложная структура ветра, частое развитие облачности, туманов, осадков и грозовой деятельности, особенно при учете сложности рельефа, сильно усложняют условия полетов в горах. В каждом конкретном случае экипажу необходимо хорошо изучить аэролоцию, правильно оценить метеорологические условия и знать местные признаки погоды. Так, например, можно предполагать, что в горах сохранится хорошая погода с преобладанием простых метеорологических условий, если происходит правильное чередование горных и долинных ветров, наблюдается более высокая температура вечером и ночью в горах, чем в долинах, постепенно рассеивается в утренние часы тонкая слоистая облачность, образовавшаяся в конце ночи. Одним из признаков пре- 295 кращения осадков является подъем нижней границы и постепенное растекание облачности на наветренных склонах. Наоборот, нарушение правильной смены горных и долинных ветров, опускание нижней границы облачности на наветренном склоне, сохранение тумана в утренние часы - все это является признаком ухудшения погоды, усложнения метеорологических условий. Рис. 137. Пример осаждения изморози в горах Наиболее объективное отражение атмосферных процессов дают карты погоды и другие материалы, имеющиеся в распоряжении метеоролога, поэтому экипаж перед вылетом должен особенно внимательно изучить все эти материалы и получить необходимые разъяснения от метеоролога. Сложность метеорологических условий в горах отнюдь не исключает полеты не только отдельных самолетов, но и больших групп авиации. Описанные трудности говорят лишь о том, что полеты над горами должны производиться опытными экипажами, хорошо изучившими условия полетов в горах. Безопасность по- 296 летов обеспечивается точным выполнением всех требований действующих наставлений и четкой работой всех служб, в том числе и метеорологической службы. Для обеспечения безопасности полетов в горных районах созданы высокогорные метеорологические станции, круглосуточно ведущие наблюдения за состоянием атмосферы. Особенности полетов в горах учитываются метеорологическими подразделениями, обеспечивающими эти полеты. § 2. ОСОБЕННОСТИ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ НАД МОРЯМИ И ОКЕАНАМИ Условия распространения тепла в воде совсем иные, чем в почве. В почве тепло переносится посредством молекулярной теплопроводности и распространяется на сравнительно небольшую глубину. В среднем глубина, на которой еще оказываются суточные колебания температуры, изменяется в. пределах 35- 100 см в зависимости от вида почвы. Глубина проникновения годовых колебаний температуры в почве изменяется в пределах 8-24 м. В воде передача тепла путем молекулярной теплопроводности играет ничтожную роль, главная роль в переносе тепла принадлежит здесь турбулетному перемешиванию. Вследствие этого происходит быстрый перенос тепла в глубину при нагревании и перенос тепла к водной поверхности при охлаждении последней. Поэтому амплитуды суточных и годовых колебаний температуры на поверхности водного бассейна значительно меньше, чем на поверхности почвы. Так, например, на поверхности океанов суточные колебания температуры составляют несколько десятых, а в отдельных случаях несколько сотых градуса (в Атлантическом океане изменение температуры водной поверхности в течение суток в умеренных широтах составляет 0,1-0,2°). Суточные изменения температуры на поверхности озер в умеренных широтах несколько больше, но и они не превышают 2-5°. Глубина проникновения суточных колебаний температуры в воде достигает 15-20 м, а годовых - от 60-70 до 300-400 м. В результате этого моря и океаны аккумулируют тепла значительно больше, чем суша, что и является важнейшей причиной, определяющей различие в развитии ряда атмосферных процессов над морем и над сушей. Необходимо также учитывать то обстоятельство, что над морской поверхностью воздух больше увлажнен, чем над сушей. Выше шла речь об открытой водной поверхности. Если же существует ледяной покров, то вследствие малой теплопроводности льда теплоотдача моря существенно изменяется и условия приближаются к условиям почвы, покрытой снегом. Здесь существенное значение имеет расход тепла на таяние льда. Различия в температурном режиме поверхности воды и почвы определяют прежде всего различия в развитии облачности. Если над сушей конвективная облачность развивается в течение дня, 297 то над морем эта облачность развивается в течение ночи, когда водная поверхность оказывается теплее воздуха. Действительно, как было показано выше, охлаждение водной (морской) поверхности в течение ночи очень невелико, в то время как охлаждение нижнего слоя воздуха, богатого водяным паром, вследствие излучения весьма значительно. Таким образом, ночью в нижнем слое воздуха устанавливаются значительные вертикальные градиенты температуры, что при наличии неустойчивой стратификации в средней части тропосферы создает благоприятные условия для развития конвекции, а следовательно, и для образования кучевых и кучеводождевых облаков, выпадения ливневых осадков и развития грозовой деятельности. Днем в летнее время внутримассовая конвективная облачность над морем, как правило, не развивается. В том случае, когда в течение дня происходит перенос воздуха с сильно прогретой поверхности суши на относительно холодную морскую поверхность, этот воздух в нижнем слое заметно охлаждается. Таким образом, при наличии даже сравнительно слабого турбулентного перемешивания существуют благоприятные условия для образования слоистой или слоистокучевой облачности. Зимой, когда воздух с сильно выхоложенного континента перемещается на относительно теплую поверхность океана, он прогревается снизу, следовательно, вертикальные градиенты температуры в нем с течением времени увеличиваются и в конце концов он может оказаться стратифицированным неустойчиво. При большом влагосодержании это приводит к образованию мощной конвективной облачности с ливнями и грозами. Примером может служить морской умеренный воздух, с вторжением которого в районе Британских островов связано развитие грозовой деятельности. Ливни и грозы в этом случае могут наблюдаться в любое время суток. Правильный суточный ход облачности над морем нарушается, как и над сушей, при прохождении атмосферных фронтов: фронтальная облачность, осадки и различного рода особые явления могут наблюдаться в любое время года и суток. Над морем имеются особенности и в туманообразовании. Вследствие незначительного охлаждения морской поверхности Б течение ночи радиационные туманы над морем не развиваются. Туманы над морями и океанами имеют преимущественно адвективную природу. Чаще всего это будут туманы охлаждения, наблюдающиеся при перемещении теплого влажного воздуха над относительно холодной подстилающей поверхностью. Такая картина наблюдается в ряде районов умеренных широт во второй половине весны, летом и в начале осени при перемещении воздуха с континента'(если этот воздух не очень "сухой") на морскую поверхность. Туманы охлаждения наблюдаются также при перемещении воздуха с 'более теплой водной поверхности на бо- 298 лее холодную. Такую природу имеют туманы Охотского моря, поверхность которого значительно холоднее поверхности Тихого океана. К туманам охлаждения относятся весенние и летние туманы арктических морей (Карского, моря Лаптевых и т. п.). Зимой у побережья, а также над районами теплых морских течений возникают туманы другого типа - туманы испарения. Эти туманы образуются в холодном воздухе за счет испарения в воздух влаги с более теплой морской поверхности. Туманы испарения над морем бывают устойчивыми при наличии инверсии на небольшой высоте. Иногда такие туманы приподнимаются и превращаются в слоистые облака, располагающиеся под инверсией. Если инверсии нет, туман, как правило, не образуется, появляются только быстро рассеивающиеся клубы пара. К туманам испарения относятся зимние туманы Черного и Балтийского морей, Гольфстрима и т. п. Зимой туманы испарения образуются также над полыньями арктических морей. Фронтальные туманы возникают над морем в общем при тех же условиях, что и над сушей. Описанные особенности метеорологических явлений над морями и океанами не исчерпывают полностью всей специфики метеорологических условий, оценка которых должна тщательно производиться в каждом конкретном случае. При полете над морем экипаж должен учитывать, что, кроме немногочисленных островных станций, единственными источниками информации о погоде над тем или иным районом моря являются наблюдения экипажей кораблей и самолетов. Поэтому тщательное наблюдение за погодой и своевременная информация приобретают при полете над морем особое значение. § 3. ОСОБЕННОСТИ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ В АРКТИКЕ Особенности метеорологических условий в Арктике определяются в первую очередь географическим положением этого огромного района. В Арктике приток тепла от Солнца значительно меньше, чем в умеренных широтах и еще меньше чем в тропиках. Так, например, если не учитывать влияния облачности и туманов, то на широте 80° (широта южной части Земли Франца-Иосифа) каждый квадратный сантиметр земной поверхности мог бы получать от Солнца за год 65 700 малых калорий. На широте 50° соответственно-105700, а на экваторе - 186500 малых калорий. В действительности, вследствие большой отражательной способности снега и льда и за счет преобладания облачной с туманами погоды приток тепла в Арктике значительно меньше указанного. Так, по наблюдениям на Шпицбергене облачность и туманы перехватывают около 80% тепловой энергии, идущей от Солнца. Важную роль играет то обстоятельство, что в холодное время 299 года вся территория Арктики, а в теплое время года почти вся, за исключением окраинных морей (Баренцево, Карское и т. п.), покрыта льдом и снегом. На таяние снега и льда в теплое время года расходуется значительное количество тепла, что также имеет большое значение для формирования погоды. Отличительными особенностями погоды в Арктике являются низкие температуры, большое число дней со сплошной низкой облачностью, в холодное время года - снегопады и метели, в теплое время года - частые туманы. В целом метеорологические условия полетов в Арктике сложнее, чем в умеренных широтах, и требуют большого опыта как со стороны экипажей, так и со стороны всех авиационных специалистов. Несмотря на сложность условий полетов, советская авиация сумела завоевать воздушные просторы Арктики. Всем известны полеты экипажей Чкалова и Громова через Северный полюс в Америку. В период Великой Отечественной войны наши летчики с честью выполняли свои боевые задачи в суровых условиях Арктики. В настоящее время полеты в Арктике - обычное явление для нашей авиации. В значительной степени этому способствовало изучение Арктики советскими экспедициями, в том числе при дрейфах станций "Северный полюс" и ледокола "Седов", а также сетью арктических станций, созданной по указанию Партии и Правительства в целях обслуживания навигации по Северному морскому пути. Остановимся на некоторых наиболее общих особенностях метеорологических условий в Арктике, причем для удобства рассмотрим эти особенности по сезонам. 1. ЗИМА Арктическая зима является наиболее длинным сезоном года 1, охватывающим период приблизительно с второй половины октября или первой половины ноября по апрель включительно. На значительную часть этого периода приходится полярная ночь. Так, например, в бухте Тихой и на Земле Франца-Иосифа продолжительность полярной ночи составляет 126 суток. С увеличением широты продолжительность полярной ночи увеличивается. В течение зимы в Арктике наблюдаются низкие температуры, однако предположение о необыкновенно жестоких морозах, господствующих в Арктике, давно отвергнуто. Наиболее низкие температуры наблюдаются в районах, непосредственно прилегающих к материку и на самом материке. Вследствие сильного излучения поверхности, покрытой снегом, в нижнем слое воздуха в течение длительного времени могут существовать приземные инверсии. Зимний сезон в Арктике является сезоном, когда развивается интенсивная циклоническая деятельность, что главным образом 1 Для Арктики нецелесообразно применять установившееся для умеренных широт понятие сезона, включающего три календарных месяца. 300 определяет сложность метеорологических условий полетов. Особенно это относится к окраинным районам Арктики. В Центральной части Арктики циклоническая деятельность - явление более редкое. С интенсивной циклонической деятельностью связано образование низкой облачности, снегопадов, а также сильных ветров и метелей. Особенно следует отметить явление, получившее название "новоземельской боры" - порывистого штормового ветра. Бора на Новой Земле может наблюдаться в любое время года, однако наиболее часты случаи боры зимой. Скорость ветра при боре достигает 30-40 м/сек, а при порывах - иногда 60 м/сек. Метели, резко ухудшающие видимость, являются отличительной чертой зимнего сезона в Арктике. При снегопадах наблюдаются общие метели, однако низовые метели встречаются значительно чаще. Даже при безоблачной погоде низовые метели и поземки - явления очень частые. При низовой метели снег, поднятый ветром, заполняет нижний слой воздуха толщиной до нескольких сотен метров. Иногда этот снег подобно снежному облаку удерживается в воздухе в течение 4-5 дней, как это, например, наблюдалось в Мане (американский сектор Арктики). Туманы арктической зимой встречаются значительно реже, чем в остальные сезоны. Зимние туманы бывают преимущественно двух типов: морские и морозные. Морские туманы образуются ' над открытой водной поверхностью: полыньями, разводьями или открытым морем. Причиной возникновения морских туманов является испарение влаги с открытой водной поверхности в холодный воздух. Морозные туманы образуются при очень низкой температуре в условиях безоблачной погоды и слабого ветра. По своему происхождению эти туманы относятся к радиационным и состоят из кристалликов льда. В целом зимой преобладают сложные метеорологические условия, хотя, конечно, встречаются короткие периоды с сравнительно простыми метеорологическими условиями. Зимой, в условиях полярной ночи, при безоблачной погоде в Арктике часто наблюдаются полярные сияния. При сильных полярных сияниях освещенность повышается настолько, что можно без труда читать. 2. ВЕСНА Весна является переходным сезоном года и продолжается в окраинных районах Арктики примерно 2 месяца. Начало весны можно отнести к половине апреля, а окончание - к половине июня. В начале весны температура остается очень низкой, даже в конце весны температура остается отрицательной. Значительные похолодания наблюдаются в окраинных районах Арктики при вторжении воздушных масс из центральной арктической об- 301 ласти. Если воздушная масса вторгается со стороны материка, в конце весны наблюдаются оттепели. Метеорологические условия несколько упрощаются сравнительно с зимой в начале весны, хотя в целом и в это время преобладает облачная погода. Несколько реже, чем зимой, наблюдаются метели. В течение весны постепенно увеличивается повторяемость туманов. В конце весны адвективные туманы в Арктике - явление уже достаточно частое. Увеличение повторяемости туманов в конце весны объясняется тем, что материк в это время уже сильно прогрет и воздух, перемещаясь с материка на поверхность Ледовитого океана, в нижнем слое сильно выхолаживается, вследствие чего в конце концов становится насыщенным и в нем образуется туман. Весной при безоблачной погоде в условиях большой прозрачности арктического воздуха снежный покров выглядит ослепительно белым. Яркость снега настолько велика, что можно заболеть так называемой снежной слепотой, если не принять предохранительных мер. 3. ЛЕТО Настоящими летними месяцами в Арктике являются июль и август. Переход от весны к лету происходит во второй половине июня, а от лета к осени - в первой половине сентября. Средняя месячная температура на ряде станций в летние месяцы лишь на несколько градусов выше нуля. Характерным в распределении температуры с высотой является наличие мощной приземной инверсии. Приземная арктическая инверсия должна быть отнесена к числу адвективных. Даже открытая водная поверхность арктических морей имеет сравнительно с материком низкую температуру, не говоря о районах, покрытых льдом, температура в которых не превышает 0°. При движении теплого воздуха со стороны сильно прогретого материка нижний слой его, соприкасаясь с более холодной подстилающей поверхностью, быстро выхолаживается, в результате чего образуется инверсия. Почти в течение всего летнего периода в арктических районах удерживается сплошная низкая облачность. Безоблачных дней встречается мало. Преобладающей формой является слоистая и, вероятно, слоистодождевая облачность. Так, например, во время дрейфа на корабле "Мод" в Восточно-Сибирском море наблюдалось, что на облака нижнего яруса приходилось 87%, а на облака среднего и верхнего ярусов - только 13% всех случаев появления облачности. Осадки выпадают в виде дождя и снега, причем снегопады - явление достаточно частое. Для окраинных районов Арктики характерными являются осадки "зарядами". Под этим понимают непродолжительные, но часто повторяющиеся осадки обычно в виде крупы, сопровождающиеся шквалами. 302 Значительная сложность метеорологических условий определяется очень частыми туманами. Летние арктические туманы относятся к группе адвективных. Возникновение их связано с выносом теплого воздуха с материка и охлаждением его нижнего слоя до точки росы при перемещении над холодной морской поверхностью, особенно той ее частью, которая покрыта льдом. Туман в Арктике - явление обычное как для окраинных районов, так, вероятно, и для центральных областей. Однако чаще всего туманы, повидимому, встречаются в окраинной зоне. 4. ОСЕНЬ Осень в окраинных районах Арктики начинается с середины сентября и заканчивается во второй половине октября. В районах более высоких широт осень начинается и заканчивается раньше. Наступление осени отмечается усилением циклонической деятельности, особенно в районах, прилегающих к Атлантическому океану. Температура воздуха осенью отрицательная, однако в начале осени часто наблюдаются оттепели. С частым вхождением циклонов связано усиление штормовой деятельности, большое число дней со сплошной облачностью и осадками. Повторяемость туманов от лета к осени заметно уменьшается. В конце осени несколько увеличивается число дней с безоблачной погодой, хотя, как и в другие сезоны, преобладают дни со сплошной низкой облачностью. Таким образом, и осенью в Арктике преобладают сложные метеорологические условия. В заключение еще раз следует подчеркнуть, что, несмотря на большую сложность метеорологических условий, при современных средствах самолетовождения и хорошей выучке летного состава полеты в Арктике вполне возможны и практика работы советской авиации полностью это подтверждает. ГЛАВА XII ВЛИЯНИЕ СОСТОЯНИЯ АТМОСФЕРЫ НА ПОРАЖАЮЩЕЕ ДЕЙСТВИЕ АТОМНОГО ОРУЖИЯ Известно, что к поражающим факторам атомного оружия взрывного действия относятся: ударная волна, световое излучение, проникающая радиация и радиоактивное заражение местности. Метеорологические условия так или иначе влияют на поражающее действие всех этих факторов, однако это влияние неодинаково. Наименее подвержена влиянию метеорологических условий ударная волна, наиболее - радиоактивное заражение местности. В настоящей главе кратко рассматривается влияние метеорологических условий на развитие облака атомного взрыва, проникающую радиацию, световое излучение и радиоактивное заражение местности. § 1. ВЛИЯНИЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ НА РАЗВИТИЕ ОБЛАКА АТОМНОГО ВЗРЫВА Одним из результатов атомного взрыва является образование и развитие радиоактивного облака, поднимающегося в зависимости от калибра бомбы и метеорологических условий до разных высот (от нескольких километров до 15 км и выше). Внешний вид такого облака в стадии наибольшего развития показан на рис. 138. Основной причиной развития облака является возникновение подъемной (архимедовой) силы вследствие чрезвычайно сильного нагревания области атмосферы в месте атомного взрыва. В связи с возникновением очень больших контрастов температуры между облаком и атмосферой плотность воздуха в облаке оказывается намного меньше, чем в окружающей среде, и облако поднимается вверх. Подъем его прекращается на высоте, где плотность газов в облаке оказывается равной плотности воздуха окружающей среды. Внешне облако атомного взрыва напоминает обычное куче во дожде вое облако. Однако это сходство только внешнее. 304 Существенное отличие атомного облака от обычного кучево-дождевого облака заключается в том, что атомное облако: - состоит главным образом из радиоактивной пыли; - поднимается до самых различных высот (от нескольких километров до 15 км и выше); - как правило, не дает осадков; - быстро теряет свою грибовидную форму. Облако, образующееся при атомном взрыве, называется дымовым облаком. При наземном взрьгве или взрыве вблизи земной поверхности неотъемлемой составной частью облака являются частицы пыли, дыма и т. п., поднятые в воздух с земной поверхности. Отличительной особенностью облака атомного взрыва является его радиоактивность. Облако сильно ионизировано, так как в нем в первые минуты и часы после взрыва всегда находится большое количество радиоактивных частиц. На развитие облака в верхней, а при взрыве бомб малых калибров и в средней тропосфере сильно влияют мощные задерживающие слои атмосферы - слои инверсии и изотермии, в которые чаще всего упирается верхушка облака, при этом она несколько растекается. Таким слоем является и тропопауза, выше которой лежит мощный слой инверсии или изотермии - стратосфера. Таким образом, тропопауза играет роль задерживающего слоя, препятствующего развитию не только конвекции, но и облака атомного взрыва. Вследствие этого под тропопаузой происходит растекание облака по горизонтали, т. е. образуется нечто вроде грибовидной облачной шапки. Инверсионные же слои, существующие в нижней тропосфере, на развитие облака атомного взрыва существенного влияния не оказывают, так как вследствие большой подъемной (архимедо- Рис. 138. Внешний вид облака, возникающего при атомном взрыве 20 Л. Т. Матвеев. П. И. Смириов 305 вой) силы они быстро пробиваются. Если же произошел взрыв атомной бомбы крупного калибра, то облако пробивает слой тропопаузы и проникает в стратосферу (до 15 км и выше). Можно поставить такой вопрос: почему процесс развития атомного облака продолжается всего несколько минут, почему не наблюдаются грозы? Дело в том, что при атомном взрыве происходит почти мгновенное освобождение энергии, и конвекция прекращается по истечении нескольких минут. За несколько ми-нут атомное облако достигает максимального развития и в дальнейшем начинает терять свою грибовидную форму вследствие изменения ветра с высотой и турбулентного перемешивания с атмосферой. Следует иметь в виду, что возмущение атмосферы, вызываемое атомным взрывом, и связанные с ним атмосферные явления (резкое изменение атмосферного давления при прохождении ударной волны, резкое усиление ветра и т. п.) локализуются в районе радиусом в несколько десятков километров и имеют небольшую продолжительность. Это также является следствием того, что освобождение энергии при атомном взрыве происходит очень быстро. § 2. ВЛИЯНИЕ СОСТОЯНИЯ АТМОСФЕРЫ НА ПРОНИКАЮЩУЮ РАДИАЦИЮ Проникающая радиация, действующая при атомном взрыве, состоит из у-излучения и потока нейтронов. В последнее время этот вопрос достаточно подробно рассматривался в ряде опубликованных статей советских ученых, поэтому в настоящей главе рассмотрим лишь влияние состояния атмосферы на проникающую радиацию. Первой составной частью проникающей радиации является 7-излучение. При прохождении через какую-либо среду, например воздух, у-лучи взаимодействуют с веществом среды. Известны три вида такого взаимодействия. Во-первых, происходит рассеяние потока у-лучей. Рассеяние заключается в том, что при взаимодействии с электронами атома вещества у-кванты передают часть своей энергии электронам. Вследствие этого поток у-лучей теряет часть своей энергии, т. е. ослабевает и перестает быть направленным. Во-вторых, происходит фотоэлектрический эффект. Сущность этого эффекта заключается в том, что у-квант, вырывая электрон из атома, передает ему всю свою энергию. В этом случае энергия у-кванта частично расходуется на вырывание электрона из атома, а частично - на сообщение вырванному электрону кинетической энергии. Поскольку у-квант в этом случае передает всю свою энергию, он перестает существовать. Таким образом, происходит ослабление у -излучения за счет фотоэлектрического эффекта. 306 Ё-третьих, происходит процесс образования пар, т. е. процесс образования электрона и позитрона. В этом случае вся энергия у-кванта расходуется на образование пары и, следовательно, у-излучение ослабевает. Образование пары происходит только тогда, когда у-кванты обладают большой энергией, превышающей 1,02 Мэв. В воздухе и в воде ослабление у-излучения происходит главным образом за счет рассеяния. Закон ослабления излучения при прохождении у-лучей через среду выражается формулой /=V~HX, (1) где /о •- интенсивность потока у-излучения до прохождения им слоя вещества толщиной х см; I - интенсивность потока у-излучения после прохождения им слоя вещества толщиной х см; р. - коэффициент ослабления, размерность которого будет см~1, если толщина х выражена в сантиметрах; е - основание натуральных логарифмов. Очевидно, что при помощи коэффициента ослабления р-должно учитываться ослабление у-излучения за счет всех трех описанных видов взаимодействия его с веществом. Необходимо отметить, что для точных расчетов формула (1) непригодна,'однако качественно она хорошо описывает сущность процесса. Степень ослабления интенсивности потока у-излучения зависит, как показывает формула (1), от коэффициента ослабления р-и толщины слоя х. Коэффициент ослабления р. имеет различное значение для различных веществ. Так, в чистом сухом воздухе он меньше, чем в воздухе, содержащем такие примеси, как капельки воды, кристаллики льда и различные твердые частицы (пыль, продукты горения и т. п.). Например, для воздуха при энергии у-квантов 2 Мэв р = - 0,57-10 ~4 см~1, а для воды соответственно р- = 0,049. Если учесть это обстоятельство, то при прохождении потока у-излучения через слой чистого сухого воздуха толщиной 100 м отношение _/___ -0,57-10-4.104__-0,57 А) Близкое к этому ослабление будет наблюдаться при прохождении потока у-излучения через слой воды толщиной всего 10 см, так как в этом случае отношение / -0,049-10 "-0,49 --• = е = е . 'о Можно было бы провести соответствующие расчеты применительно к ослаблению у-излучения в тумане, заменив соответствующий слой тумана эквивалентным ему слоем воды. Однако фактически такого рода количественные расчеты связаны с ря- 20* 307 дом затруднений. Дело в том, что формула (1) справедлива лишь для того случая, когда все у-кванты имеют одинаковую энергию, а на самом деле поток у-лучей состоит из у-квантов с различной энергией. Кроме того, рассеяние потока у-излуче-ния каплями приводит к большему ослаблению энергии, чем ослабление соответствующим слоем воды. Поэтому мы ограничиваемся приведенными выше рассуждениями, на основании которых можно констатировать, что ослабление у-излучения при наличии густого тумана или сильного сухого помутнения атмосферы (густая мгла, дым) значительно больше, чем в сухсгм чистом воздухе. Второй составной частью проникающей радиации является поток нейтронов, который состоит из так называемых быстрых и медленных нейтронов. Наибольшую проникающую способность имеют быстрые нейтроны. При прохождении через какую-либо среду поток нейтронов взаимодействует с веществом среды, в связи с чем в той или иной степени ослабевает. Так, проходя через воздух, нейтроны испытывают упругие столкновения с ядрами атомов азота и кислорода - основных составных частей воздуха. Естественно, что при каждом таком столкновении нейтроны теряют часть своей энергии, т. е. по мере удаления от источника, испускающего нейтроны, энергия последних ослабевает. Установлено, что наибольшее ослабление потока быстрых нейтронов происходит при прохождении его через воду, дерево, бетон, т. е. через вещества, содержащие в большом количестве водород. На основании этого можно заключить, что ослабление потока нейтронов будет во влажном воздухе больше, чем в сухом, а при наличии таких продуктов конденсации, как туманы, облака,- больше, чем без них. Во всяком случае нужно иметь в виду, что, несмотря на ослабляющее действие атмосферы на проникающую радиацию, это действие может оказаться эффективным только в том случае, если поток у-излучения и нейтронов проходит большую толщу воздуха и таких атмосферных объектов, как туманы, облака, осадки, мгла и т. д. Если же путь этот невелик, ослабление проникающей радиации невелико и поражающее действие ее в значительной степени сохраняется. § 3. ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ НА ПОРАЖАЮЩЕЕ ДЕЙСТВИЕ СВЕТОВОГО ИЗЛУЧЕНИЯ Одной из важных составных частей поражающего действия атомного взрыва является световое излучение. Световое излучение представляет собой процесс испускания и переноса лучистой энергии. При взрыве атомной бомбы выделяется огромное количество энергии, в результате чего происходит повышение температуры 308 до миллионов и даже десятков миллионов градусов. Эта высокая температура приводит к образованию огненного шара, являющегося источником сильного светового излучения, и к резкому повышению давления, вызывающего очень мощную ударную волну. Прежде чем переходить к выяснению влияния атмосферных условий на световое излучение, остановимся коротко на законах излучения и распространения лучистой энергии. Излучение свойственно всем телам. Интенсивность излучения и распределение его по длинам волн существенно зависят от температуры излучающего тела. Законы излучения энергии при атомном взрыве близки к законам излучения абсолютно черного тела, т. е. тела, полностью поглощающего падающую на него лучистую энергию. С каждой единицы поверхности абсолютно черного тела за 1 секунду излучается энергия, пропорциональная абсолютной температуре в четвертой степени. Математически этот закон записывается в следующем виде: ф=сГ4 кал! см'1' сек, (2) где о - постоянный коэффициент, равный 1,37 • 10~12 смъ"(tm)гра& \ Т - абсолютная температура излучающей поверхности. Величина Ф называется энергетической светимостью излучающего тела, или плотностью потока излучения. Согласно формуле (2) температура тела оказывает огромное влияние на его способность излучать энергию. Так, если температура тела возрастает вдвое, то его энергетическая светимость увеличивается в 16 раз, увеличение температуры втрое вызывает рост светимости в 81 раз и т. д. Количество лучистой энергии, излучаемой всей поверхностью тела за 1 секунду, равно W=0-S = oT*S кал /сек, где S - площадь поверхности тела. Распределение излучаемой энергии по длинам волн может быть рассчитано при помощи следующей формулы: О) где X - длина волны; B! и а- - постоянные; ?х - плотность потока излучения в единичном интервале длин волн (от X до X -f- 1); е - основание натуральных логарифмов. Зависимость Z?x от длины волны представлена на рис. 139, на котором по горизонтальной оси отложена длина волны в микронах (^), а по вертикальной - величина Е^ в кал/ см2 сек • ц; 309 увеличенная в 1000 раз. Кривые соответствуют трем различным значениям температуры излучающего тела (6000°, 8000° и 10000°). Величина ?х достигает максимального значения при определенной длине волны, которую обозначим через ХЛ. Из рис. 139 видно, что с увеличением температуры Хот уменьшается. Рис. 139. Зависимость плотности потока излучения от длины волны и температуры Теория показывает, что Х^ обратно пропорциональна температуре излучающего тела - 2884 /л\ *т = -Г> (4) где Х^ - в микронах. Температура излучающей поверхности Солнца около 6000° абс. Длина волны Хот для Солнца составляет 0,475 р. Такая длина волны лежит в пределах видимой области спектра, которую собственно и называют светом. Видимая область заключена в интервале длины волн от 0,40 до 0,76 р. Более коротким, чем 0,40 JA, длинам волн соответствуют ультрафиолетовые, а более длинным, чем 0,76 р., - инфракрасные (тепловые) лучи. По кривым, приведенным на рис. 139, можно рассчитать ту долю энергии, которая приходится на каждый участок спектра. 310 Такие данные для тел с температурой 10000° абс. и 6000° абс, (Солнце) приводятся в табл. 16. Таблица 16 Примерное распределение лучистой энергии по спектру Огненный шар Солнце (Т= 10000° абс.) (Г = 6000° абс.) Ультрафиолетовые лучи 50% 13% Видимая область 40% 45% Инфракрасные лучи 10% 42% Из приведенной таблицы следует, что чем выше температура тела, тем больше доля ультрафиолетовых лучей. При понижении температуры в спектре начинают преобладать инфракрасные (тепловые) лучи. Переходим к характеристике светового излучения атомного взрыва. Под влиянием высокой температуры, образующейся в момент атомного взрыва, происходит испарение части атомного заряда, не успевшей разделиться, а также оболочки и всех других деталей бомбы. В месте взрыва наблюдается ослепительно яркая вспышка, видимая на расстоянии более 100 км. Вслед за вспышкой появляется яркий огненный шар, который образуется в результате поглощения светового излучения слоем воздуха, непосредственно примыкающего к месту взрыва. Этот слой воздуха нагревается до свечения. Внутри огненного шара происходит резкое увеличение давления, вследствие чего огненный шар расширяется со скоростью, значительно превосходящей скорость звука. Воздух, прилегающий к поверхности огненного шара, сжимается. Сжатие от одного слоя передается к другому - образуется волна сжатия, называемая ударной, или взрывной, волной. В первые моменты после взрыва (примерно в течение 15 миллисекунд1) фронт ударной волны распространяется с такой же скоростью, как и поверхность огненного шара. Излученная огненным шаром энергия распространяется по всем направлениям. Основной характеристикой, определяющей поражающее действие светового излучения атомного взрыва, является световой импульс. Он представляет собой количество лучистой энергии, приходящейся на 1 см2 поверхности, перпендикулярной к направлению распространения излучения, за все время свечения огненного шара. Величина светового импульса зависит от калибра атомной бомбы, вида взрыва, расстояния освещенной поверхности от места взрыва и физического состояния атмосферы. От калибра бомбы зависит количество энергии (Е), выделяющейся при взрыве. Так, например, для атомной бомбы с троти-ловым эквивалентом 20 000 т Е = 6 • 1012 кал. ' 1 миллисекунда = 0,001 секунды. за На долю светового излучения приходится примерно одна треть общего количества энергии, образующейся при атомном взрыве. Световое излучение можно не учитывать при подземном (подводном) взрыве, но оно является одним из основных поражающих факторов при воздушном и наземном (надводном) взрывах. Ю5 Г4 Ю -з Г 2 Рис. 140. Изменение температуры огненного шара, образующегося при атомном взрыве, во времени Увеличение расстояния освещаемой поверхности от места взрыва играет двоякую роль. Прежде всего увеличение расстояния (R) ведет к увеличению площади сферы (4тс/?2), на которую распространяется общий поток энергии, излучаемой огненным шаром, и, следовательно, к уменьшению количества энергии, поступающей на 1 см2 поверхности. С другой стороны, при прохождении световым лучом некоторого слоя воздуха происходит ослабление этого луча под влиянием поглощения и рассеивания лучистой энергии. Лучистую энергию в атмосфере поглощают такие газы, как кислород, озон, водяной пар, углекислый газ и др. Кислород 312 сильно поглощает ультрафиолетовые лучи с длиной волны меньше 0,186 (J-. При этом достаточно слоя кислорода толщиной в 1 м, чтобы полностью поглотить все лучи с длиной волны меньше 0,186 р-. Ультрафиолетовые лучи с длиной волны от 0,186 до 0,3 JA сильно поглощаются озоном, который образуется в результате воздействия у- лучей на атмосферный кислород. Расчет показывает, что уже на расстоянии около 16 км от места взрыва ультрафиолетовые лучи с длиной волны меньше 0,3 у. полностью поглощаются. Отметим, что солнечные лучи с длиной волны меньше 0,3 р до земной поверхности также не доходят, а поглощаются кислородом и озоном в верхних слоях атмосферы (на высотах более 40 км). Излучение в видимом и инфракрасном участках спектра поглощают водяной пар, углекислый газ и др. Световое излучение ослабляется в атмосфере и под влиянием рассеивания лучистой энергии на молекулах воздуха, частицах пыли, дыма, каплях облаков, туманов и осадков. Интенсивность рассеивания на молекулах воздуха прямо пропорциональна плотности воздуха и обратно пропорциональна четвертой степени длины волны. Благодаря этому ультрафиолетовые лучи рассеиваются сильнее, чем видимые и инфракрасные. В видимой области на молекулах воздуха наиболее сильно рассеиваются лучи, соответствующие фиолетовому и синему цветам. Световые лучи всех длин волн рассеиваются на частицах пыли, дымов, каплях облаков, туманов и осадков примерно в одинаковой степени. Поэтому цвет небосвода по мере замутненности атмосферы становится все более белесоватым и серым. Это говорит о том, что спектральный состав рассеянного света с увеличением замутненности становится таким же, как и спектральный состав прямого солнечного света. Уменьшение энергии световых лучей, образующихся при взрыве атомной бомбы, под влиянием поглощения и рассеивания в атмосфере можно с достаточной степенью точности представить _ f, D в виде множителя е , где а - средняя величина коэффициента ослабления волн всех длин, начиная от 0,186 р и до бесконечности; R - расстояние от источника излучения до данной точки пространства; е - основание натуральных логарифмов. Величина светового импульса Q на расстоянии /? от центра взрыва с учетом изменения площади сферы, на которую распространяется световой поток, и ослабления светового излучения в атмосфере может быть представлена в следующем виде: 313 где Е - общее количество энергии, выделяющейся при взрыве атомной бомбы. Множитель 0,33 учитывает долю энергии светового излучения, возникающего при взрыве атомной бомбы. 'Коэффициент ослабления (а) зависит от физического состояния атмосферы. Он зависит от тех же факторов, что и дальность видимости (см. § 6 главы I). Теория показывает, что между а и метеор о логической дальностью видимости Su (см. § 6 главы I) существует обратно пропорциональная зависимость я = 3,91 или ом = 3,91 (6) Коэффициент ослабления имеет размерность, обратную размерности длины. Таким образом, все факторы, которые приводят к уменьшению дальности видимости в атмосфере, увеличивают коэффициент ослабления светового излучения. Наиболее существенно уменьшают дальность видимости такие метеорологические явления, как облака, туманы, осадки, мгла (помутнение атмосферы, обусловленное наличием твердых частиц) . Зависимость коэффициента ослабления от метеорологической дальности видимости представлена на рис. 141. При помощи этого графика можно определить коэффициент ослабления светового излучения по измеренной на метеорологической станции н а,км' Рис. 141. Зависимость коэффициента ослабления светового излучения от дальности видимости 314 дальности видимости. Зная коэффициент ослабления, можно рассчитать по формуле (5) величину светового импульса на различных расстояниях от места взрыва. Зависимость светового импульса от расстояния для атомной бомбы с тротиловъш эквивалентом 20 000 т при двух значениях коэффициента ослабления представлена на рис. 142. О Рис. 142. Зависимость светового импульса от расстояния до центра взрыва при различном физическом состоянии атмосферы Степень поражения того или другого тела под влиянием светового излучения зависит от количества поглощенного телом тепла, которое в свою очередь определяется величиной светового импульса, размерами, поглощательной способностью и положением тела по отношению " световому лучу. Величина энергии Qa(R), поглощаемой 1 см2 поверхности освещаемого тела, находится по формуле Qn (#) == а$ (R) cos а кал/см*, где Q (К) - световой импульс; а^ - коэффициент поглощения световой энергии; а - угол между нормалью к освещаемой поверхности и направлением падения световых лучей. Коэффициент поглощения зависит от физических свойств тела, его цвета, плотности и др. Он характеризует ту часть лу- 315 чистой энергии, которая поглощается телом. Часть лучистой энергии отражается от тела, а часть проходит через него. Поверхности различных тел поглощают различное количество световой энергии. Так, например, полированный алюминий поглощает около 26% падающей на него световой энергии, красная черепица - 70%; поверхности, окрашенные белой краской,- от 12 до 26%. Из естественных поверхностей наименьшей поглощательной и наибольшей отражательной способностью обладает снежная поверхность. Она поглощает лишь около 15% упавшей на нее световой энергии. Трава поглощает от 70 до 80 %, известняк - около 75%, речной песок и глина - около 70%, вспаханное поле - около 85 %. Световое излучение вызывает то или иное поражение тела: ожоги, обугливание, сплавление или воспламенение. В таблице 17 приведены ориентировочные значения светового импульса, вызывающие ту или иную степень поражения различных объектов, а также максимальные расстояния от центра взрыва, на которых при разных состояниях атмосферы наблюдается данный импульс. Таблица 17 Значения светового импульса, вызывающие различную степень поражения Необходимый Расстояние в м Степень световой Материал поражения импульс в кал\смг а = 0,2 - км а - 0,4 J-км а = 2Л км Кожный покров Легкие ожоги 2 3600 2880 2000 человека Каучук (синте- Обгорает 8 2100 1800 1250 тический) Габардин (зеле- Обгорает 10 1900 1600 1200 ный) Бакелит Обугливается 75 720 690 - Эта таблица показывает, что состояние атмосферы оказывает существенное влияние на радиус действия светового излучения. Так, расстояния, на которых вызывается одинаковое поражение различных объектов, уменьшаются при дымке (а = 2-^ч почти в 2 раза по сравнению с чистым воздухом 0.2-^Гг сильном тумане, а также при сильной запыленности или задым-ленности атмосферы это уменьшение будет еще более значительным. 316 § 4. ВЛИЯНИЕ СОСТОЯНИЯ АТМОСФЕРЫ НА РАДИОАКТИВНОЕ ЗАРАЖЕНИЕ МЕСТНОСТИ И ВОЗДУХА В результате атомного взрыва происходит заражение местности и воздуха радиоактивными веществами. Радиоактивное заражение при атомном взрыве связано с так называемым остаточным излучением, возникающим вследствие того, что: - часть радиоактивного вещества заряда при взрыве не подвергается делению; - продукты деления ядер также являются радиоактивными; - под воздействием потока нейтронов в почве и в воде образуются радиоактивные изотопы некоторых элементов. Степень радиоактивной зараженности воздуха и местности, а также объем (размеры) зараженной зоны зависят от условий взрыва (воздушный, наземный, подземный), калибра бомбы, метеорологических условий и характера местности, главным образом от характера рельефа и состояния почвы. При прочих равных условиях наиболее сильным радиоактивное заражение местности бывает при наземном и подземном взрывах, а воздуха - при воздушном взрыве. Кроме этого, приходится учитывать возможность заражения местности и воздуха путем применения боевых радиоактивных веществ (БРВ). Основным источником радиоактивного заражения воздуха является радиоактивное облако, образующееся при атомном взрыве и содержащее огромное количество различного рода радиоактивных частиц. Кроме того, заражение приземного слоя воздуха может быть обусловлено радиоактивной пылью, поднятой ветром с поверхности почвы. Радиоактивность облака, образовавшегося при атомном взрыве, в течение некоторого времени настолько велика, что создается опасность для экипажей самолетов, находящихся в зоне действия радиоактивного излучения частиц этого облака. Рассмотрим влияние метеорологических условий на радиоактивное заражение воздуха и местности. Довольно сильное влияние на изменение концентрации радиоактивных веществ в радиоактивном облаке оказывает ветер, причем влияние ветра имеет двоякий характер. Во-первых, ветер переносит само облако в том или ином направлении с той или иной скоростью. Во-вторых, от распределения ветра с высотой зависит положение и ширина радиоактивного следа у земли, образующегося вследствие падения частиц радиоактивного облака на землю. Чем меньше по скорости и направлению изменяется ветер с высотой, тем более устойчивым будет облако, тем дольше оно сохранит свою форму и свои размеры. Именно при этих условиях радиоактивное облако будет перемещаться на сравнительно большое расстояние как более или менее единое целое. Если же 317 имеет место значительное изменение ветра с высотой, то различные части облака будут перемещаться с различной скоростью и в различных направлениях. В этом случае облако разорвется на отдельные части и ширина радиоактивного следа у земли будет значительной. Есть основания считать, что на положение и ширину радио-активного следа у земли оказывает влияние также турбулентность атмосферы. Существенное влияние на степень заражения местности и воздуха оказывают осадки, так как капли дождя или снежинки при своем падении захватывают радиоактивные частицы и переносят их из воздуха на поверхность почвы и различных предметов. Следовательно, учитывать характер осадков очень важно. Слабые обложные или сильные моросящие осадки способствуют дезактивации воздуха, одновременно несколько увеличивая заражение поверхности почвы и различных предметов. Сильные ливневые осадки, способствуя дезактивации воздуха, одновременно в известной степени способствуют и дезактивации местности, так как часть радиоактивных веществ промывается вглубь почвы. ГЛАВА XIII МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЕСПЕЧЕНИЕ АВИАЦИИ § 1. ОСНОВЫ ОРГАНИЗАЦИИ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ Для организации метеорологического обеспечения полетов и перелетов самолетов ВВС существует метеорологическая служба ВВС, располагающая метеорологическими группами, авиаметеорологическими станциями (АМС) и авиаметеорологическим бюро (АМБ), которые и осуществляют непосредственное обслуживание летной работы авиачастей и авиасоединений всеми видами метеорологической информации и прогнозами погоды. Метеорологические группы, АМС и АМБ ВВС и авиации других ведомств в своей практической работе опираются на сеть специальных метеорологических и аэрологических станций, ведущих непрерывные наблюдения за погодой на всей территории страны. Контроль за работой сети метеорологических и аэрологических станций, руководство ими, организация сбора и распространения результатов наблюдений возложены на Главное управление Гидрометеорологической службы СССР, которому подчинена эта сеть станций через местные управления Гидрометеорологической службы. Метеорологическая служба ВВС работает в тесном контакте с Гидрометеорологической службой СССР, используя передаваемую по радио, телеграфом и по телефону информацию о погоде сети метеорологических и аэрологических станций. Метеоподразделения (метеорологические группы, авиаметео-рологичеокие станции и авиаметеорологические бюро) ВВС и авиации других ведомств также ведут систематические наблюдения за погодой, используемые для взаимной метеорологической информации метеоподразделений. Метеорологические группы, АМС и АМБ ВВС работают, рука водствуясь Наставлением по метеорологической службе и указаниями начальника метеорологической службы ВВС, а также командиров авиачастей и авиасоединений, ими обслуживаемых. Метеорологическое обеспечение летной работы авиачастей и 319 авиасоединений - сложное и ответственное дело, требующее высокой специальной подготовки личного состава метеослужбы - метеоспециалистов (начальников метеоподразделений, инженеров-метеорологов, старших метеорологов) и технического персонала (радистов-кодировщиков, метеонаблюдателей). Работа метеоподразделений, занятых метеорологическим обеспечением авиации, организуется таким образом, чтобы всегда имелись фактические данные о состоянии погоды на маршрутах и в районах планируемых полетов, а также чтобы было известно, какие ожидаются изменения погоды на период полетов. Для того чтобы метеоподразделения располагали нужной информацией о погоде и были готовы к осуществлению метеорологического обеспечения полетов и перелетов, командиры, организующие и планирующие полеты, должны заблаговременно ставить задачу метеоспециалистам на метеорологическое обслуживание, знакомя их с характером стоящих перед авиачастями и авиасоединениями задач. В соответствии с выполняемой авиацией задачей метеорологическая служба организует работу по сбору метеорологической информации, получению дополнительных данных наземных и аэрологических наблюдений, необходимых для составления прогнозов погоды и для текущей информации командования о фактической погоде. При необходимости организуется специальная разведка погоды, данные которой используются для оценки метеорологических условий и уточнения прогнозов погоды. В организации работы метеорологической службы большое место занимают вопросы использования средств связи. Для сбора метеорологической информации и передачи прогнозов погоды метеорологическая служба, помимо радио, широко пользуется проводными средствами связи - телеграфом и телефоном. Телеграммы с данными о погоде имеют отметку "авиа", обеспечивающую быстроту прохождения метеорологической информации. Для телеграмм, содержащих предупреждения или оповещения об опасных явлениях погоды, установлена отметка "шторм", указывающая на внеочередность прохождения этого рода телеграмм. Для телефонных переговоров по сбору метеорологической информации по проводам Министерства связи метеорологическая служба пользуется паролем "самолет", также обеспечивающим использование телефонных линий в порядке большой срочности. § 2. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЕСПЕЧЕНИЕ ПОЛЕТОВ И ПЕРЕЛЕТОВ Метеорологическое обеспечение полетов и перелетов организуется начальником метеоподразделения по указаниям командиров авиачастей и авиасоединений или дежурным метеоспециали- 320 стом по заявке на метеорологическое обеспечение планируемых полетов. В общих чертах эта работа сводится к выполнению такого объема работы метеоподразделения, который обеспечивал бы: "- составление необходимого количества синоптических и аэрологических карт; - получение фактических данных о погоде в населенных пунктах за те часы, за которые эта погода не может быть получена из обычных передач радиометеоцентров, а также с пунктов, не включаемых в передачи; - получение дополнительных аэрологических данных (сведения о ветре и температуре на высотах, мощности облаков и пр.), а также данных разведки погоды; - анализ всего фактического материала о погоде, составление и доклад командованию прогнозов погоды: предварительного - накануне полетов и основного, когда принимается решет ние на вылет; - консультацию экипажей самолетов перед вылетом о фактической и ожидаемой по прогнозу погоде, оформление метеорологической полетной документации (выдача бюллетеня погоды), а также опрос возвратившихся из полетов экипажей о фактически наблюдавшейся погоде в полете; - непрерывное наблюдение за изменением погоды и за оправдываемостью данных прогнозов, предупреждение о всех внезапных, непредусмотренных прогнозом изменениях погоды, а также о появлении штормовых явлений: гроз, туманов, осадков, ухудшающих видимость, а также низкой облачности, сильных ветров, шквалов, смерчей, пыльных бурь и других явлений, влияющих на полеты самолетов. Каждый авиационный командир, прежде чем принимать решение на полеты, внимательно изучает метеорологические условия, а не просто знакомится с прогнозом погоды. Заслушивая доклад метеоспециалиста, изучая все представляемые с докладом материалы, командир с помощью метеоролога уясняет общую картину развития атмосферных процессов, ожидающийся ход изменения погоды и возможные отклонения от прогноза. Такое сознательное изучение метеорологических условий помогает принять правильное решение, учитывающее не только доложенный метеоспециалистом прогноз погоды, но и другие варианты изменения погоды, которые могут потребовать другого решения поставленной задачи. Экипажи самолетов, получая бюллетень погоды на метеорологической станции, изучают обстановку,, в которой им придется выполнять задание, производить полет. Во время консультации у метеоспециалиста перед полетом они подробно знакомятся со всеми деталями метеорологических условий, изучают не только 21 Л. I. Матвеев, П. И. Смирнов 321 ожидаемые условия полета, но и с чем они будут связаны и каким образом могут изменяться. Знания по метеорологии нужны летчику и штурману прежде всего для умения правильно ориентироваться в погоде, правильно оценивать ее влияние на выполнение задания и правильно ее использовать. Летчики и штурманы должны помогать метеоспециалистам собирать данные о фактической погоде. Сообщая на метеостанцию сведения о метеорологических условиях, наблюдавшихся в полете, они дают возможность метеоспециалистам уточнять и освежать свои данные, вносить поправки в прогнозы погоды. Помимо устных сообщений экипажей, метеоспециалистам помогают лучше оценивать обстановку письменные записи или зарисовки погоды, делаемые в полете летчиками или штурманами на обороте бюллетеня погоды. Чтобы информация о погоде, сообщаемая экипажами самолетов, была правильной и способствовала лучшему обеспечению полетов и перелетов, летчики и штурманы должны хорошо разбираться в погоде, уметь грамотно вести наблюдения и записи, а также передавать по радио с самолета запрашиваемые сведения о метеорологических условиях полета. Экипажи самолетов часто получают метеорологическую информацию не только перед вылетом, на земле, но и во время полета, в воздухе. Для того чтобы разобраться в этой информации, правильно оценить ее и сделать верные выводы, летчик и штурман должны иметь некоторую метеорологическую подготовку. Особое значение приобретают знание метеорологии для экипажей, выделяемых для ведения разведки погоды. § 3. АВИАЦИОННАЯ РАЗВЕДКА ПОГОДЫ Авиационная разведка погоды проводится решением командира авиачасти или авиасоединения по заявке метеорологической службы и может иметь целью; 1. Сбор сведений о погоде с территории, с которой не поступает информация от сети метеорологических данных (моря, полупустыни или другие малонаселенные местности). 2. Уточнение характеристики погоды на атмосферных фронтах или в других синоптических ситуациях, когда данных наземной сети станций для оценки метеорологических условий оказывается недостаточно. 3. Получение сведений об условиях погоды на высотах, где эти сведения другими путями получить трудно или совсем нельзя (мощность и структура облачности, наличие и интенсивность обледенения в облаках, зоны с интенсивной болтанкой самолета и т. д.). 322 От целей разведки погоды зависят и способы ее ведения. Разведка погоды может проводиться под облаками (визуальный полет) с тем, чтобы уточнить метеорологические условия в подоблачном слое; над облаками - для получения данных о верхней границе облаков и условиях полета над ними; в облаках - для выяснения условий полета в облачном слое, выявления обледенения, прослоек в облачности и т. д. Данные разведки погоды могут считаться полными лишь в том случае, когда по ним можно судить об условиях полета как под облаками, так и над ними. Поэтому, как правило, разведка погоды ведется или с маневром по высоте или несколькими самолетами, летящими на разных высотах. Разведка погоды может вестись как на специально оборудованных самолетах - летающих метеорологических лабораториях, так и на обычных боевых и транспортных самолетах. На самолете - разведчике погоды может находиться метеоспециалист, который, помимо визуальных наблюдений за облачностью, осадками и другими явлениями, может производить и различные инструментальные метеорологические измерения. В практике чаще бывает так, что разведку погоды ведут сами экипажи самолетов, ведущие обычно только визуальные наблюдения. Наблюдения за погодой необходимо вести непрерывно, а донесения о погоде давать по радио через заданные проме-. жутки времени, учитывая все изменения погоды по маршруту полета и обязательно фиксируя наиболее сложные метеорологические условия на отдельных участках маршрута (предельные значения высоты облаков, видимости, наличие обледенения, гроз, осадков и других явлений). Подробный инструктаж о том, какие сведения о погоде необходимо собирать в полете, экипаж самолета - разведчика погоды получает от метеоспециалиста перед вылетом. В полете экипаж разведчика, сообразуясь с целями организуемой разведки, ведет наблюдения за теми метеорологическими элементами и явлениями, знание которых позволит дать точную оценку погоды. Записи экипажа самолета - разведчика погоды так же, как и донесения по радио, должны всегда содержать указания на время и место произведенных наблюдений, так как без этих указаний данные разведки погоды теряют свою ценность - их нельзя использовать как материал для пополнения карт погоды и для анализа метеорологических условий. Летчики и штурманы всегда должны помнить о непрерывном изменении погоды, о том, что их наблюдения за погодой представляют интерес только тогда, когда они во-время переданы на метеостанцию для изучения и анализа. Данные разведки погоды - материал для анализа, но не готовый ответ об ожидаемой погоде. 21* 323 Авиационная разведка погоды tpe6yet от экипажей самолетов хорошей летной и метеорологической подготовки, тщательного изучения целей организуемой разведки погоды для каждого конкретного вылета. Успешное выполнение заданий на разведку погоды экипажами самолетов возможно только при их тщательной наземной подготовке. IK лаземной подготовке экипажей разведчиков погоды относится не только инструктаж, проводимый метеоспециалистами, но и тренировки летчиков и штурманов в кодировании различных данных наблюдений погоды для передачи ее по радио, а также тренировки в определении различных форм облачности и в производстве записей наблюдений. Несложная операция кодирования донесений о погоде занимает у хорошо подготовленных экипажей менее 5 минут на каждое донесение, а в случаях простых условий погоды бывает достаточно 1-2 минут. Большую помощь экипажам - разведчикам погоды оказывают организуемые в порядке учебы розыгрыши полетов на разведку погоды с участием штурмана, начальника метеоподразделения и начальника связи. В ходе таких розыгрышей экипажи тренируются в наблюдении за погодой, в составлении и передаче донесений о погоде, получают представление о возможных затруднениях в полете и способах их преодоления. 1В годы Великой Отечественной войны разведка погоды играла большую роль в практике метеорологического обеспечения действий авиации. Велико значение разведки погоды и в мирное время. В практике организации учебных полетов известны многочисленные случаи, когда хорошо организованная разведка погоды помогала принять правильное решение и успешно провести полеты в сложных метеорологических условиях. Например, 23 января 1952 г. в одной из частей должны были проводиться полеты. Погода была очень неустойчивой: на восточной периферии антициклона проходила тонкая, очень низкая облачность, связанная со слабо выраженным, размытым фронтом окклюзии, который практически был малоподвижным, смещаясь то в одном, то в другом направлении на 20-30 км в сутки. В зависимости от этих едва уловимых колебаний фронта, не всегда обнаруживаемых на синоптической карте, погода менялась: то было облачно, шел слабый снег при ограниченной видимости (2-4 км) и низкой высоте облаков (около 100 м), то на короткое время небо освобождалось совсем от облаков, видимость превышала 20 км. По докладу метеоспециалиста была организована разведка погоды с целью уточнения положения фронта и границы облачности, угрожающей закрыть район полетов. 324 Данные разведки, переданные по радио за несколько часов до начала полетов с самолета, позволили точно определить скорость смещения низкой облачности, успешно выполнить план полетов до ухудшения погоды, за изменением которой велись непрерывные наблюдения метеорологами на метеостанции и специальным экипажем - разведчиком погоды в воздухе. Самолет - разведчик погоды, пока шли полеты, находился у кромки облачности, барражируя вдоль фронта, и регулярно, через установленные промежутки времени, сообщал на командный пункт результаты наблюдений за погодой. ПЕРЕЧЕНЬ ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ 1. Зверев А. С., Кирюхин Б. В., Кон д р а тье в К. Я., Селезнева Е. С., Т в е р ской П. Н., Юдин М. И. - Курс метеорологии (физика атмосферы), Гидрометеоиздат, Ленинград, 1951. 2. X р о м о в С. П. - Основы синоптической метеорологии, Гидрометеоиздат, Ленинград, 1948. 3. Белинский В. А. - Динамическая метеорология, Гостехиздат, Москва - Ленинград, 1948. 4. К у н и ц А. В. - Синоптическая метеорология, Гидрометеоиздат, Москва - Ленинград, 1947. 5. Б а б и к о в М. А. - Авиационная метеорология, Изд. ДОСАРМ, Москва, 1951. 6. Колобков Н. В. - Грозы и шквалы, Государственное издательство технико-теоретической литературы, Москва - Ленинград, 1951. 7. Шульгин В. В. - Обледенение самолета при больших скоростях, "Вестник воздушного флота" № 4, 1949. 8. Визе В. Ю.- Моря Советской Арктики (3-е изд.), Москва - Ленинград, 1948. 9. Алисов Б. П., Дроздов О. А., Рубинштейн Е. С. - Курс климатологии, части I и II, Гидрометеоиздат, Ленинград, 1952. 10. Вед ров В. С. и Та и ц М. А. - Летные испытания самолетов, Оборонгиз, Москва, 1951. 11. Левинсон Я. И. - Аэродинамика больших скоростей (газовая динамика), Оборонгиз, Москва, 1948. 12. Горощенко Б. Т. - Аэродинамика скоростного самолета, Оборонгиз, Москва, 1948. ПРИЛОЖЕНИЕ 1 ПЕРЕВОД ГРАДУСОВ ФАРЕНГЕЙТА В СТОГРАДУСНУЮ ШКАЛУ Десятки градусов Фаренгейта Единицы градусов Фаренгейта 0 1° 2° 3° 4° 5° 6° 7° 8° 9° -80° -62,2 -62,8 -63,3 -63,9 -64,4 -65,0 -65,6 -66,1 -66,6 -67,2 -70 -56,7 -57,2 -57,8 -58,3 -58,9 -59,4 -60,0 -60,6 -61,1 -61,7 -60 -51,1 -51,7 -52,2 -52,8 -53,3 -53,9 -54,4 -55,0 -55,6 -56,1 -50 -45,6 -46,1 -46,7 -47,2 -47,7 -48,3 -48,9 -49,4 -50,0 -50,6 -40 -40,0 -40,6 -41,1 -41,7 -42,2 -42,8 -43,3 -43,9 -44,4 -45,0 -30 -34,4 -35,0 -35,6 -36,1 -36,7 -37,2 -37,8 -38,3 -38,9 -39,4 -20 -28,9 -29,4 -30,0 -30,6 -31,1 -31,7 -32,2 -32,8 -33,3 -33,9 -10 -23,3 -23,9 -24,4 -25,0 -25,6 -26,1 -26,7 -27,2 -27,8 -28,3 -0 -17,8 -18,3 -18,9 -19,4 -20,0 -20,6 -21,1 -21,7 -22,2 -22,8 0 -17,8 -17,2 -16,7 -16,1 -15,6 - 15,0 -14,4 -13,9 -13,3 -12,8 10 -12,2 -11,7 -11,1 -10,6 -10,0 -9,4 -8,9 -8,3 -7,8 -7,2 20 -6,7 -6,1 -5,6 -5,0 -4,4 -3,9 - О)О -2,8 -2,2 -1,7 30 -1,1 -0,6 0,0 0,6 1Д 1,7 2,2 2,8 3,3 3,9 40 4,4 5,0 5,6 6,1 6,7 7,2 7,8 8,3 8,9 9,4 50 10,0 10,6 ИД 11,7 12,2 12,8 13,3 13,9 14,4 15,0 60 15,6 16,1 16,7 17,2 17,8 18,3 18,9 19,4 20,0 20,6 70 21,1 21,7 22,2 22,8 23,3 23,9 24,4 25,0 25,6 26,1 80 26,7 27,2 27,8 28,3 28,9 29,4 30,0 30,6 31,1 31,7 90 32,2 32,8 33,3 33,9 34,4 35,0 35,6 36,1 36,7 37,2 100 37,8 38,3 38,9 39,4 40,0 40,6 41,1 41,7 42,2 42,8 110 43,3 43,9 44,4 45,0 45,6 46,1 46,7 47,2 47,7 48,3 120 48,9 49,4 50,0 50,6 51,1 57,7 52,2 52,8 53,3 53,9 130 54,4 55,0 55,6 56,1 56,7 57,2 57,8 58,3 58,9 59,4 327 ПРИЛОЖЕНИЕ 2 ПЕРЕВОД МИЛЛИБАР В МИЛЛИМЕТРЫ РТУТНОГО СТОЛБА Сотни и десятки миллибар Единицы миллибар 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 680 510,0 510,8 611,5 512,3 513,0 513,8 514,5 515,3 516,0 516,8 690 517,5 518,3 519,0 519,8 520,5 521,3 522,0 522,8 523,5 524,3 700 525,0 525,8 526,5 527,3 528,0 528,8 529,5 530,3 531,0 531,8 710 532,5 533,3 534,0 534,8 535,5 536,3 537,0 537,8 538,5 539,3 720 540,0 540,8 541,5 542,3 543,0 543,8 544,5 545,3 546,0 546,8 ... 730 547,5 548,3 549,0 549,8 550,5 551,3 552,0 552,8 553,5 554,3 740 555,0 555,8 556,5 557,3 558,0 558,8 559,5 560,3 561,0 561,8 750 562,5 563,3 564,0 564,8 565,5 566,3 567,0 567,8 568,5 569,3 760 570,0 570,8 571,5 572,3 573,0 573,8 574,5 575,3 576,0 577,0 770 577,5 578,3 579,0 579,8 580,5 581,3 582,0 582,8 583,5 584,3 780 585,0 585,8 586,6 587,3 588,0 588,8 589,5 590,3 591,0 591,8 790 592,5 593,3 594,0 594,8 595,5 596,3 597,0 597,8 598,5 599,3 800 600,0 600,8 601,6 602,3 603,1 603,8 604,6 605,3 606,1 606,8 810 607,5 608,3 609,0 609,8 610,5 611,3 612,0 612,8 613,5 614,3 820 615,0 615,8 616,5 617,3 618,0 618,8 619,5 620,3 621,0 621,8 830 622,5 623,3 624,0 624,8 625,6 626,3 627,1 627,8 628,6 629,3 840 630,1 630,8 631,6 632,3 633,1 633,8 634,6 635,3 636,1 636,8 850 637,6 638,3 639,1 639,8 640,6 641,3 642,1 642,8 643,6 644,3 860 645,1 645,8 646,6 647,3 648,1 648,8 649,6 650,3 651,1 651,8 870 652,6 653,3 654,1 654,8 655,6 656,3 657,1 657,8 658,6 659,3 880 660,1 660,8 661,6 662,3 663,1 663,8 664,6 665,3 666,1 666,8 890 667,6 668,3 669,1 669,8 670,6 671,3 672,1 672,8 673,6 674,3 900 675,1 675,8 676,6 677,3 678,1 678,8 679,6 680,3 681,1 681,8 910 682,6 683,3 684,1 684,8 685,6 686,3 687,1 687,8 688,6 689,3 920 690,1 690,8 691,6 692,3 693,1 693,8 694,6 695,3 696,1 696,8 930 697,6 698,3 699,1 699,8 700,6 70-1,3 702,1 702,8 703,6 704,3 940 705,1 705,8 706,6 707,3 708,1 708,8 709,6 710,3 711,1 711,8 950 712,6 713,3 714,1 714,8 715,6 716,3 717,1 717,8 718,6 719,3 960 720,1 720,8 721,6 722,3 723,1 723,8 724,6 725,3 726,1 726,8 970 727,6 728,3 729,1 729,8 730,6 731,3 732,1 732,8 733,6 734,3 980 735,1 735,8 736,6 737,3 738,1 738,8 739,6 740,3 741,1 741,8 990 742,6 743,3 744,1 744,8 745,6 746,3 747,1 747,8 748,6 749,3 1000 750,1 750,8 751,6 752,3 753,1 753,8 754,6 755,3 756,1 756,8 1 010 757,6 758,3 759,1 759,8 760,6 761,3 762,1 762,8 763,6 764,3 1020 765,1 765,8 766,6 767,3 768,1 768,8 769,6 770,3 771,1 771',8 1 030 772,6 773,3 774,1 774,8 775,6 776,3 777,1 777,8 778,6 779,3 1040 780,1 780,8 781,6 782,3 783,1 783,8 784,6 785,3 786,1 786,8 1050 787,6 788,3 789,1 789,8 790,6 791,3 792,1 792,8 793,6 794,3 1060 795,1 795,8 796,6 797,3 798,1 798,8 799,6 800,3 801,1 801,8 1070 802,6 803,3 804,1 804,8 805,6 806,3 807,1 807,8 808,6 809,3 1080 810,1 810,8 811,6 812,3 813,1 813,8 814,6 815,3 816,1 816,8 1090 817,6 818,3 819,1 819,8 820,6 821,3 822,1 822,8 823,6 824,3 1 100 825,1 825,8 826,6 827,4 828,1 828,8 829,6 830,3 831,1 831,8 ПРИЛОЖЕНИЕ 3 УПРУГОСТЬ НАСЫЩЕННОГО ВОДЯНОГО ПАРА НАД ПЛОСКОЙ ПОВЕРХНОСТЬЮ ВОДЫ, мб Град. 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 -40 0,1891 -30 0,5088 0,4628 0,4205 0,3818 0,3463 0,3139 0,2842 0,2571 0,2323 0,2097 -20 1,2540 1,1500 1,0538 0,9649 0,8827 0,8070 0,7371 0,6727 0,6134 0,5589 -10 2,8627 2,6443 2,4409 2,2515 2,0755 1,9118 1,7597 1,6186 1,4877 1,3664 -0 6,1078 5,6780 5,2753 4,8981 4,5451 4,2148 3,9061 3,6177 3,3484 3,0971 0 6,1078 6,5662 7,0547 7,5753 8,1294 8,7192 9,3465 10,013 10,722 11,474 10 12,272 13,119 14,017 14,969 15,977 17,044 18,173 19,367 20,630 21,964 20 23,373 24,861 26,430 28,086 29,831 31,671 33,608 35,649 37,796 40,055 30 42,430 44,927 47,551 50,307 53,20 56,236 59,422 62,762 66,264 69,934 40 73,777 '00 ю '*?> •со со о ПРИЛОЖЕНИЕ 4 УПРУГОСТЬ НАСЫЩЕННОГО ВОДЯНОГО ПАРА НАД ЛЬДОМ, мб Град. 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 - 0 б,Ю78 5,623 5,173 4,757 4,372 4,015 3,685 3,379 3,097 2,837 - 10 2,597 2,376 2,172 1,984 1,811 1,652 1,506 1,371 1,248 1,135 -20 1,032 0,937 0,8502 0,7709 0,6985 0,6323 0,5720 0,5170 0,4669 0,4213 -30 0,3798 0,3421 0,3079 0,2769 0,2488 0,2233 0,2002 0,1794 0,1606 0,1436 -40 0,1283 МЕТЕОСЛУЖБА ВВС МО 45Ш ШТОРМ-ПРЕДУПРЕЖДЕНИЕ №_ АМС в/ч----• ПРИЛОЖЕНИЕ 11 АВ-4 -19__г. В период с "- 18 часов до 24 часов по району (маршруту) --------------------.-.-_------- -. в связи с прохождением теплого фронта с запада Ожидается--------------------------------------- ________слоистодождевая облачность высотой 50-100 м,_______ дождь при видимости 1-2 км; ветер южной четверти 12-15 м/сек Время составления "--" ч. "--" м. Подпись нач. АМС (деж. метеорол.)-Время вручения "- ч. Примечание. Заполняется под копирку. Штормовые оповещения, поступившие с метеостанции Наименование метеостанций Время начала опасного явления Содержание Предупреждение передано Оценка предупреждения Адрес Время передач Способ передач Кто передал Кто принял Фактическое состояние погоды - кратко Оценка 331 ОГЛАВЛЕНИЕ Стр. Введение............................ 3 Глава I. Метеорологические элементы. Состав и строение атмосферы..................... 11 § 1. Температура воздуха..................... 13 § 2. Атмосферное давление.................... 16 § 3. Скорость и направление ветра................. 20 § 4. Влажность воздуха...................... 23 § 5. Облака, туманы и осадки................... 35 § 6. Видимость.......................... 36 § 7. Плотность воздуха. Уравнение состояния........... 45 § 8. Основное уравнение статики атмосферы........... 48 § 9. Барометрические формулы.................. 51 § 10. Строение и состав атмосферы................. 55 § 11. Стандартная атмосфера.................... 61 § 12. Влияние плотности, температуры и давления воздуха на полет самолета........................... 63 Глава II. Метеорологический код и карты погоды...... 74 § 1. Метеорологическая информация................ 74 § 2. Метеорологический код. Нанесение метеорологических данных на карты погоды ....................... 75 § 3. Карты барической топографии . ................ 79 Глава III. Температурный режим атмосферы......... 82 § 1. Распределение температуры по земному шару. Суточный и годовой ход температуры ..................... 82 § 2. Адиабатические процессы................... 88 § 3. Термическая устойчивость атмосферы............. 93 § 4. Температурные инверсии в атмосфере............. 96 Глава IV. Воздушные течения в атмосфере.......... 100 § 1. Горизонтальный градиент давления .............. 100 § 2. Отклоняющая сила вращения Земли.............. 102 § 3. Центробежная сила и сила трения............... 104 § 4. Градиентный ветер...................... 106 § 5. Ветер в слое трения...................... 109 § 6. Суточный ход скорости и направления ветра. Бризы, горно-долинные ветры........................ 111 § 7. Изменение скорости ветра с высотой в свободной атмосфере . . 112 § 8. Вертикальные движения в атмосфере............. 118 § 9. Влияние ветра и турбулентного обмена на полет........ 122 Стр. Глава V. Туманы, облака и осадки............. 126 § 1. Общие условия конденсации и сублимации водяного пара ... 127 § 2. Наземная конденсация ....,.•..,............. 128 § 3. Туман и дымка...............-. , л . . . . 130 1. Физические условия образования и классификация туманов 130 2. Влияние снежной поверхности на образование туманов ... 139 3. Суточный и годовой ход туманов....... 141 4. Городские и "печные" туманы............., . 141 § 4. Облака..........................• . - 142 1. Условия образования облаков............... 143 2. Международная классификация облаков......, . . . 152 3. Нижняя граница и вертикальная мощность облаков .... 160 4. Микрофизическое строение облаков............ 162 5. Суточный ход облачности и осадков............ 168 6. Облачные следы...................... 168 § 5. Осадки............................ 169 1. Классификация осадков.................. 169 2. Физические процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков................... 171 3. Образование и роль твердой фазы в облаках....... 174 Глава VI. Воздушные массы.................. 179 § 1. Формирование и трансформация воздушных масс ......^. 180 § 2. Теплые и холодные воздушные массы. Устойчивые и неустойчивые воздушные массы.................... 181 § 3. Географическая классификация воздушных масс........ 184 Глава VII. Атмосферные фронты................ 188 § 1. Распределение давления, ветра и температуры вблизи фронта 188 § 2. Условия образования и размывания фронтов.......... 190 § 3. Классификация фронтов.................... 193 § 4. Теплый фронт. Условия погоды................ 194 § 5. Холодный фронт. Условия погоды............... 200 1. Облачность и осадки холодного фронта 1-го рода..... 201 2. Облачность и осадки холодного фронта 2-го рода..... 204 § 6. Фронты окклюзии. Вторичные фронты. Условия погоды . . 206 1. Теплый фронт окклюзии.................. 206 2. Холодный фронт окклюзии................. 208 3. Вторичные фронты..................... 210 4. Сложные и верхние фронты................ 210 § 7. Стационарные фронты..................... 212 § 8. Влияние рельефа местности на фронты............. 212 Глава VIII. Циклоны и антициклоны.............. 216 § 1. Общие сведения о барических системах............ 216 § 2. Возникновение циклонов и антициклонов . .•.......... 218 § 3. Развитие циклона. Метеорологические условия полетов в циклоне в различных стадиях его развития........... 220 1. Стадия волны....................... 220 2. Молодой циклон...................... 221 3. Окклюдированный циклон................. 226 333 Стр. § 4. Регенерация циклона ..................... 228 § 5. Ложбина. Погода и условия полетов.............. 229 § 6. Типы антициклонов, погода и условия полетов в них ...... 230 1. Промежуточные антициклоны............... 230 2. Заключительные антициклоны............... 231 3. Стационарные антициклоны умеренных широт....... 231 4. Субтропические антициклоны............... 232 5. Арктические антициклоны................. 232 § 7. Перемещение барических систем............... 232 § 8. Серии циклонов........................ 235 § 9. Седловина......................... 236 § 10. Тропические циклоны..................... 236 Глава IX. Особые явления в атмосфере............ 239 § 1. Грозы и шквалы........................ 239 1. Условия образования гроз и шквалов........... 240 2. Электрические явления в грозовых облаках........ 243 3. Вертикальные движения воздуха в грозовых облаках 244 4. Местные признаки развития грозовой деятельности .... 244 5. Грозы и шквалы как опасные явления для авиации .... 246 § 2. Метели............................ 247 § 3. Гололед............................ 248 § 4. Обледенение самолетов.................... 249 1. Факторы, влияющие на интенсивность обледенения..... 250 2. Виды отлагающегося льда................. 253 3. Метеорологические условия обледенения самолетов..... 256 4. Методы борьбы с обледенением.............. 259 § 5. Тромбы............................ 260 Глава X. Анализ карт погоды и карт барической топографии. Оценка метеорологических условий по синоптическим материалам. Прогноз погоды......... 262 § 1. Обработка и оформление карт погоды............. 263 § 2. Анализ карт барической топографии.............. 268 § 3. Анализ и прогноз состояния воздушных масс. Оценка условий полетов........................... 269 § 4. Анализ положения и прогноз перемещения и развития фронтов. Оценка условий полетов.................... 272 § 5. Анализ и прогноз состояния, перемещения и развития барических систем. Оценка условий полетов............. 280 § 6. Краткосрочные авиационные прогнозы погоды......... 282 Глава XI. Полеты над районами с особыми метеорологическими условиями.................. 288 § 1. Особенности метеорологических условий при полетах над горами 288 1. Влияние рельефа на воздушные течения.......... 288 2. Влияние гор на облачность, туманы и осадки....... 294 § 2. Особенности метеорологических условий над морями и океанами 297 § 3. Особенности метеорологических условий в Арктике...... 299 1. Зима.......................... 300 2. Весна........................... 301 3. Лето ........................... 302 4. Осень........................... 303 334 Глава XII. влияние состояния атмосферы на поражающее действие атомного оружия............. 304 § 1. Влияние метеорологических условий на развитие облака атомного взрыва.......................... 304 § 2. Влияние состояния атмосферы на проникающую радиацию . . . 306 § 3. Влияние атмосферных условий на поражающее действие светового излучения....................... 308 § 4. Влияние состояния атмосферы на радиоактивное заражение местности и воздуха...........".......... 317 Глава XIII. Метеорологическое обеспечение авиации...... 319 § 1. Основы организации метеорологической службы........ 319 § 2. Метеорологическое обеспечение полетов и перелетов...... 320 § 3. Авиационная разведка погоды................. 322 Перечень использованной литературы....... 326 Приложения: 1 Перевод градусов Фаренгейта в стоградусную шкалу (таблица) 327 2 Перевод миллибар в миллиметры ртутного столба (таблица) . 328 3. Упругость насыщенного водяного пара над плоской поверхностью воды, мб (таблица)..........."........... 329 4. Упругость насыщенного водяного пара над льдом, мб (таблица) 330 5. Карта погоды за 09 часов 28 сентября ......... вклейка 6. Карта АТ850 за 06 часов 28 сентября.............. вклейка 7. Карта АТ700 за 06 часов 28 сентября............. вклейка 8. Карта АТ600 за 06 часов 28 сентября . вклейка 9. Карта АТ300 за 06 часов 28 сентября .......... вклейка 10. Карта погоды за 21 час 28 сентября............. вклейка 11. Шторм-предупреждение............... 331 Л. Т. Матвеев, П. И. Смирнов - Основы авиационной метеорологии Редактор Игнатьев Н. И. Технический редактор Срибнис Н. В. Корректор Корзинкина Г. В. Сдано в набор 3.2.55. Подписано к печати 23.7.55. Формат бумаги 60X92'/ie - 21 печ. л. -- 21 усл. печ. л. + 7 вкл. - 5 печ. л. = = 5 усл. печ. л. 22,792 уч.-изд. л. Г-10807 Военное Издательство Министерства Обороны Союза ССР. Москва, Тверской бульвар, 18 Изд. № 6/7299 Зак. № 3120 2-я типография имени К. Е. Ворошилова Управления Военного Издательства Министерства Обороны Союза ССР Цена 9 руб. СОВЕТСКИЙ 0 0 1 L_ 2 3 4 5 6 (99ррр) 7 8 9 10 YYG6 33 ill F Ш"Ггг^т ! WwwW РРРТТ NhCLhCMCH "№арр 7RRTJe 8NsChshs y^n^pSpSp 2TgTgEs ИНОСТРАННЫЙ 99933 til f f СОВЕТСКИЙ Число МЕСЯЦА Срок НАБЛЮДЕНИЯ НОМЕР РАЙОНА НОМЕР СТАНЦИИ ОБЩЕЕ колич; ОБЛАКОВ НАПРАВЛЕНИЕ ВЕТРА СКОРОСТЬ ВЕТРА М/СЕК ГОРИЗОНТАЛЬНАЯ ВИДИМОСТЬ ПОГОДА ДАВЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРА НИЖНИЕ ОБЛАКА ВЫСОТА ФОРМА ОБЛАКОВ ТОЧКА РОСЫ БАРОМЕТРИЧЕСКАЯ ТЕНДЕНЦИЯ 8 ДЕСЯТЫХ долях, мб ОТЛИЧИТЕЛЬНАЯ ЦИФРА КОЛИЧЕСТВО ОСАДКОВ ЭКСТРЕМАЛЬНАЯ ТЕМПЕРАТУРА ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ СВЕДЕНИЯ ОБ ОБЛАЧНОСТИ ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ СВЕДЕНИЯ СОСТОЯНИЕ ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ В СРОК НАБЛЮДЕНИЯ МЕЖДУ СРОКАМИ Колич. < DL О е-. СРЕДНИХ ЗЕРХНИХ ИНОСТРАННЫЙ ОТЛИЧИТЕЛЬНЫЕ ЦИФРЫ НОМЕР РАЙОНА Узлы Код для СОСТАВЛЕНИЯ СИНОПТИЧЕСКИХ ТЕЛЕГРАММ НА СУДАХ КН"09 НАЗВАНИЕ СУДНА YULQLaLa L0L0L0GG Nddfmfm WwwW РРРТТ NhCLHCMCH Dsvsapp 8NsChshs У bpbpSpSp OTwTwTdTd 1dwdwPwH|v 12-15 (ЛЕДОВЫЕ ГРУППЫ) W W ПОГОДА во ВРЕМЯ НАБЛЮДЕНИЯ или ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС ПЕРЕД НАБЛЮДЕНИЕМ ЦИФР КОДА 10 40 50 60 70 80 90 0 ИЭ-МЕНЕНИЕ СОСТОЯНИЯ НЕБА ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС О НАБЛЮДЕНИЕ НАД РАЗВИТИЕМ НЕБА НЕ ПРОИЗВОДИЛОСЬ ДЫМКА ТУМАННЫЙ ВОЗДУХ МОРОСЬ 1 ОБЛАКА РАССЕИВАЛИСЬ о ВЫСОТОЙ НЕ БОЛЕЕ 2м КЛОЧКАМИ Дождь ТГы ОСЛАБЕЛА в ТЕЧЕНИЕ ПОСЛЕДНЕГО ЧАСА -S- БЕЗ ИЗМЕНЕНИЯ ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС ВЫСОТОЙ НЕ БОЛЕЕ 2м СПЛОШНЫМ СЛОЕМ •I СНЕГ ПЕСЧАНАЯ РУРЯ В Ct УСИЛИЛАСЬ в ТЕЧЕНИЕ ПОСЛЕДНЕГО ЧАСА С Л А БАЯ У М А Н ТУМАН НА РАССТОЯНИИ МОРОСЬ КЛОЧКАМИ НЕПРЕРЫВНАЯ С Л ДБАЯ Дождь. С ПЕРЕРЫВАМИ ОБЛОЖНОЙ ДОЖДЬ НЕПРЕРЫВНЫЙ СЛАБЫЙ СНЕГ С ПЕРЕРЫВАМИ * * НЕПРЕРЫВНЫЙ СЛАБЫЙ ЛИ ВНЕВЫЕ СЛАБЫЙ ИВНЕВОИ ГРАД Д V. УМЕРЕННЫЙ ИЛИ СИЛЬНЫЙ УМЕРЕННЫЙ или сильный НЕБО видно о ОБЛАКА РАЗВИВАЛИСЬ ЯВЛЕНИЯ ПОГОДЫ В ПОЛЕ ЗРЕНИЯ, / ЗАРНИЦА Дождь со СНЕГАМ ОСЛАВЕАЬ ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС г* Видимость УХУДШЕНА ДЫМОМ ОСАДКИ в ПОЛЕ ЗРЕНИЯ, НЕ ДОСТИГШИЕ ЗЕМЛИ МОРОСЬ или дождь с ОБРАЗОВАНИЕМ ГОЛОЛЕДА ДБЛЮЛЕНИЯ ЗА ПОСАЕДНИЙЧАС С- И Л Ь Н А Я 5 VA ОС МГЛА (БЕЗ УТОЧНЕН.) . ОСАДКИ, ДОСТИГАЮЩИЕ ЗЕМЛИ; волЕЕБкм от СТАНЦИИ ЛИВНЕВОЙ дождь УСИЛИЛАСЬ ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС во НЕБО НЕ видно ОСЛАБЕВАЛ В ТЕЧЕНИЕ ПОСЛЕД. ЧАСА М О Р О С С ПЕРЕРЫВАМИ НЕПРЕРЫВНАЯ V М ЕРЕННАЯ С ПЕРЕРЫВАМИ НЕПРЕРЫВНЫЙ УМЕРЕННЫЙ ОБ ЛОЖНОЙ СНЕГ X X С ПЕРЕРЫВАМИ X X НЕПРЕРЫВНЫЙ У МЕРЕИ НЫИ . Очень сильный АОЖД МОКРЫЙ СНЕГ СЛАБЫЙ ВРЕМ НЕБО видно БАЮ НЕБО НЕ видно БЕЗ ИЗМЕНЕНИЯ С ПЕРЕРЫВАМИ С И Л Ь Н АЯ С ПЕРЕРЫВАМИ НЕПРЕРЫВНЫЙ СИЛЬНЫЙ * * * С ПЕРЕРЫВАМИ V НЕПРЕРЫВНЫЙ СИЛЬНЫЙ 6 S Пыль, ВЗВЕШЕННАЯ В ВОЗДУХЕ VKME ШКВАЛЫ W ОСАДКИ, ДОСТИГАЮЩИЕ ЗЕМЛИ ПОБЛИЗОСТИ ОТ СТАНЦИИ ЛИВНЕВОЙ снег, КРУПА, ЛИВНЕВОЙ ДОЖДЬ СО СНЕГОМ ИЛИ КРУПОЙ ЛАБЫЙ СЛА ИЛИ УМЕРЕННЫЙ Е Н И Я НЕБО видно Пыль, ПОДНЯТАЯ ВЕТРОМ И ГРОЗА БЕЗ ОС (К) ГРОМ БЕЗ ОСАДКОВ ГРАД БЕЗ дождя или С ДОЖДЕМ ПОЗЕМОК И НИЗОВАЯ МЕТЕ t Сильный НЕБО НЕ видно УСИЛИЛСЯ В ПОСЛЕДНИЙ MAC С ОБРАЗОВАНИЕМ ГОЛОЛЕДА СЛАБАЯ Дождь РА С ОБРАЗОВАНИЕМ ГОЛОЛЕДА, СЛАБЫЙ ТУНА ЛЕДЯНЫЕ иглы ОСАДКИ БЕЗ ГРОЗЫ 8 СРОК .НАБЛЮДЕНИЯ ИЛИ ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС УМЕРЕННЫЙ или аильный ГРОЗА ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС. НО НЕ В СРОК. НАБЛЮДЕНИЯ СЛАБЫЙ дождь KJ: ДОЖДЬ УМЕРЕННЫЙ ИЛИ СИЛЬНЫЙ СНЕГ, ГРАД ИАИ КЙУПА СЛАВЫЕ ЛИВНЕВЫЙ СНЕГ СЛАБЫЙ УМЕРЕННЫЙ или сильный ЛИВНЕВОЙ СНЕГ 1C СНЕГ,ГРАДИЛИ КРУПА С ДОЖДЕМ УМЕРЕН.НЛИ СИЛЬНЫЙ ИАИ. СНЕГОМ А К С ГРАДОМ ИЛИ КРУПОЙ СЛАБАЯ ИЛИ УМЕРЕННАЯ С ОБРАЗОВАНИЕМ ГОЛОЛЕД^ УМЕРЕННАЯ ИАИ СИЛЬНАЯ ДОЖДЬ С ОБРАЗОВАНИЕМ ГОЛОЛЕДА ^МЕРЕН^ иый или сильный ном или СНЕЖНЫЕ ЗЕРНА А V СЛАБАЯ 8 ПЫЛЬНЫЕ ВИХРИ в ПОЛЕ ЗРЕНИЯ лков V ШКВАЛ ПЫЛЬНАЯ или ПЕСЧАНАЯ БУРЯ ЗА ПОСЛЕДНИЙ ЧАС. НО ME В СРОК С МЕРч В ТЕЧЕНИЕ ПОСЛЕДНЕГОМАСА ИЛИ В СРОК НАБЛЮДЕНИЯ ТУМАН Ь S СРОК НАБ СЛАБАЯ ИЛИ УМЕРЕННАЯ ТУМАН, ИЗМОРОЗЬ, НЕБО ВИДНО МОРОСЬ С ДОЖДЕМ f С ЛАБЫБ ДОЖДЬ ИЛИ МОРОСЬ СО СНЕГОМ * СЛАБЫЕ _6Е_2___ТУМАНА ОТДЕЛЬНЫЕ СНЕЖ- НЫЕ КРИСТАЛЛЫ УМЕРЕННАЯ ИЛИ СИЛЬНАЯ ЛИВНЕВАЯ КРУПА. СРОК НАБЛЮДЕНИЯ *?* в С ДОЖДЕМ или СНЕГОМ СИЛЬНАЯ к С ПЕСЧАНОЙ ИЛИ ПЫЛЬНОЙ БУРЕЙ ГРОЗА с ОСАДКАМИ или вез них юдеиия СИЛЬНАЯ ТУМАН, ИЗМОРОЗЬ, НЕБО НЕВИДНО * УМЕРЕННЫЕ ИЛИ СИЛЬНЫЕ А ЛЕДЯНОЙ дождь V СЛАБЫЙ ГРАД. СИЛЬНАЯ с ГРАДОМ ИЛИ КРУПОЙ ЦИФРЫ КОДА ЦИФРЫ КОДА 0 2 5 6 8 9 W ПОГОДА МЕЖДУ СРОКАМИ НАБЛЮДЕНИЙ о Ясно или НЕ БОЛЕЕ 5 6АЛЛОВ ОБЛАКОВ э МЕНЯЮЩАЯСЯ ОБЛАЧНОСТЬ 'ОТ ОДОЮ БАЛЛОВ' ПАСМУРНО или ЗНАЧИТ. ОБЛАЧИ. (от 5 до 10 ВАЛ.) ПЕСЧАНАЯ пыль НАЯ СУРЯ или НИЗОВАЯ МЕТЕЛЬ Тумлн или МГЛА МОРОСЬ ОБЛОЖНОЙ дождь * 0 в/южной СНЕГ ЛИВНЕВЫЕ ОСАДКИ к ГРОЗА CL м Сн ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЛАКОВ НИЖНЕГО ЯРУСА ОВЛАКОВ НИЖНЕГО ЯРУСА НЕТ ТУЧЕВЫЕ ХОРОШЕЙ ПОГОДЫ Си 'hum МОЩНЫЕ КУЧЕВ. С КУЧЕВЫМИ Си con ^ КУЧЕВОДОЖАЕ- вые ЛЫСЫЕ" Cb colv СЛОИСТОКУЧСВ. КУЧЕВЫХ c vesp СЛОИСТОКУЧРВ. . ЧЕВ. Sc op СЛОИСТЫЕ или РАЗОРВ. СЛОИСТ. St.fs РАЗОРВ. до ЖДЕВ! плохой погоды frnb КУЧЕВЫЕ со СЛОИСТОКУЧЕВ. Си Sc КУЧЕВОДОЖДЕВ. С ЛОЖНОПЕРИСТ. СЬ сор СРЕДНЕГО ЯРУСА ОБЛАКОВ СРЕДНЕГО ЯРУСА НЕТ ВЫСОКОСЛОИСТЫЕ ПРОСВЕЧИВАЮЩ. Аз tra Высокослоисты! ПЛОТНЫЕ ИЛИ СЛОИОТОДОЖДЕВ Азср или Из ВЫСОКОКУЧЕВЫЕ ПРОСВЕЧИВЛЮЩ, Actra ВЫСОКОКУЧЕВЫ УиМПНЯЮишЕСЯ Ас ор или dupl >*< ВЫСОКОКУЧЕВЫЕ ИЗ КУЧЕВЫХ Ac cug ВЫСОКОКУЧЕВЫЕ "ЛОТНЫЕ ИЛИ ДВУХ- СЛОЙНЫЕ. А СОр МАИ dupl, МАИ Ас и As м ВЫСОКОКУЧЕВЫЕ хлопьевидные или БАШЕНКО- О6РАЗНЫЕ Дс По или cost ВЫСОКОКУЧЕВЫЕ ПРИ ХАОТИЧЕСКОМ ВИДЕ НЕБА Ас ВЕРХНЕГО ЯРУСА ОБЛАКОВ ВЕРХНЕГО ЯРУСА НЕТ ФОРМА ОБЛАК1 ВЫСОТА КОТОРЫХ ОПРЕДЕЛЕНА ВЫСОТА ОБЛА КОВ НИЖНЕГО ИЛИ СРЕДНЕГО ИНСТРУМЕНТАЛЬНО ЯРУСА СЛОИСТЫЕ или РАЭОРВ. СЛОИСТЫЕ St или Fs ПЕРИСТЫЕ Ci 2 ПЕРИСТО - СЛОИСТЫЕ Cs ПЕРИСТОКУЧЕВЫЕ Сс ВЫСОКОКУЧЕВ. Ппшсты! КРЮЧКО- " ЧЕЧЕВИЦЕОБРАЗН обРламые УПАОТНЯ- ВЫСОКОКУЧЕВЫЕ Ac lent ЮЩИЕОЯ Ul unc Ас ПЕРИСТЫЕ ИАИ П§РИСТОСЛОИСТ. не воли 45% и*д C ОРНЭОНТОМ t ИАИ Се ПЕРИСТЫЕ или ПЕРИСТОСЛОИСТ. ВЫШЕ 45%нАд горизонтом ПЕРИСТОСЛОИСТЫЕ ПОКРЫВАЮЩИЕ ВСЕ НЕБО Cs ПЕРИСТОСЛОИСТ НЕ ПОКРЫВАЮЩ. ВСЕ НЕБО сз г ПЕРИСТО - КУЧЕВЫЕ Сс Высокослоист. Слоистокучев. Sc СЛОИСТО-ДОЖДЕВЫЕ Ns КУЧЕВЫЕ или РАЗОРВ. КУЧЕВЫЕ Си или Fc КУЧЕВО- ДОЖДЕВЫЕ СЬ МЕНЕЕ 50м "•50} 50-100 100-200 200-300 300-600 600-1000 н 1000-1500 1500 2000 2000-2500 ОБЛАКОВ НИЖЕ 2500м N a NK-ЧАСТЬ НЕБОСВОДА, --ПОКРЫТАЯ ОБЛ"-1-1 ОБЩЕЕ КОЛИЧЕСТВО ОБЛАКОВ ЬЦ УКАЗАНА В Ъ ||шКОЛИЧ.ОБЛЛ- ПОРбИОПРЕдЕЛ. ИНСТРУМЕНТАЛЬ- О 1 БААЛ ИЛИ МЕНЕЕ О 2-3 БАЛЛА Ф 4 ВААЛА э 5 ВААЛОВ ВАЬЛЛОВ 7-8 БАЛЛОВ О 9 ВААЛОВ 10 БААЛОВ НЕБА НЕ ВИДНО "ИИ,ВЫСОТА КОТО- ОБЛАКОВ НЕТ БАЛА ИЛИ МЕНЕЕ 2-3 БАЛЛА БАЛЛА ХАРАКТЕРИСТИКА БАРИЧЕСКОЙ ТЕНДЕНЦИИ л РОСТ, ЗАТЕМ ПАДЕНИЕ РАВНОМЕРНОЕ или HEPABMOMfPHOE СОСТОЯНИЕ ПОВЕРХНОСТИ почвы a ПОВЕРХНОСТЬ ЗЕМЛИ СУХАЯ и ПОВЕРХНОСТЬ ЗЕМЛИ СЫРАЯ ( БЕЗ ЛУЖ) ПОВЕРХНОСТЬ ЗЕМЛИ ВЛАЖНАЯ (МАЛЫЕ и БОЛЬ- ШИЕ ЛУЖИ) в БЕЗ ИЗМЕ- Рост, нения, ЗАТЕИ ко*-- ЗАТЕМ СИЛЬНЫЙ ПОВЕРХНОСТЬ ЗЕМЛИ ЗАМЕРЗШАЯ БАЛЛОВ БАЛЛОВ 7-8 ВААЛОВ 10 V ПАДЕНИЕ, ЗАТЕИ РОСТ ПАДСНИС.ЭАТЕМ ВОЛЕЕ СЛАБОЕ "АД-НИЗ - Ч РАВНОМЕРНОЕ или НЕРАВНОМЕРНОЕ ПАДЕНИЕ БЕЗ ИЗМЕ- ПАД-НИЕ, НЕНИЯ, ЗАТЕИ БОЛЕЕ ЗАТЕМ СИЛЬНОЕ ПАДЕНИЕ ПАДЕНИЕ НЕВА НЕ ВИДНО 1*. ПОЧВА,ПОКРЫТАЯ КОРКОЙ ЛЬДА БЕЗ ГРЯЗИ И БЕЗ СНЕГА АСА ГРЯЗЬ СО СНЕГОМ ИАИ СНЕГ ПОКРЫВАЕТ менее -ПОЛОВИНЫ ВИДИ-| ИОИ ПОВЕРХНОСТИ ____ЗЕМЛИ АЕД,ГРЯЭЬ со СНЕ- ГОМ ИЛИ СНЕГ ПОКРЫВАЕТ БОЛЕЕ половины видимой поверхное- ЛЕД.ГРЯВЬ со СНЕ- ГОМ ИЛИ СНЕГ ПОКРЫВАЕТ полностью видимую ПОВЕРХНОСТЬ СУХОЙ СНЕГ ПОКРЫ ВЛЕТ БОЛЕЕ ПОЛО- вИНЫ ВСЕЙ ВИДИ- МОЙ ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ СУХОЙ СНЕГ ПОКРЫ ВАЕТ ПОЛНОСТЬЮ всю ВИДИМУЮ ПОВЕРХНОСТЬ ЗЕМЛИ Видимость VV 00-50 56-80 81-89 90-99 Видимость в ДЕСЯТЫХ ДОЛЯХ КМ. Одну цифру СПРАВА ОТДЕЛЯТЬ точкой. Ноль десятых НЕ НАНОСИТСЯ Видимость в ЦЕЛЫХ КМ, ЕСЛИ ОТНЯТЬ ОТ ЦИФР КОДА 50 Видимость ЧЕРЕЗ 5КМ ЦИФРЫ КОДА НАНОСИТЬ ЦИ^РЫ КОДА НАНОСИТЬ ЦИФРЫ КОДА (АНОСИТЬ "Цифры КОДА НАНОСИТЬ 56 6 90 <0.05 00 <0.1 57 7 81 35 91 0.05 01 0.1 .... .... 82 40 92 0.2 02 0.2 60 10 83 45 93 0.5 VV НОЧЬЮ - - 61 11 84 50 94 1 10 • 1 .... -- 85 55 95 2 Зх >0,5 11 1.1 ' 70 20 86 60 96 4 4х я - -- 71 21 87 65 97 10 5х >2 • 49 4.9 - 88 70 98 20 6х >4 50 5 80 30 89 >70 99 50 7х >10 hchc-ВЫСОТА ОБЛАКОВ ИЛИ ВЕРТИКАЛЬНАЯ ВИДИМОСТЬ 00-50 56-80 81-89 90-99 ВЫСОТА ЧЕРЕЗ 30м ЦИФРЫ КОДА умножить НА 3 И ПРИПИСАТЬ НОЛЬ ЗЫСОТА ч ЕРЕЗ 300 м ИЗ ЦИФР КОДА ВЫЧЕСТЬ 50, умножить НА 3 И ПРИПИСАТЬ ДВА НОЛЯ ВЫСОТА ЧЕРЕЗ 1500м Визулльнор ОПРЕДЕЛЕНИЕ. НАНОСИТЬ нижний ПРЕДЕЛ Код МЕТРЫ Код МЕТРЫ Код МЕТРЫ Код МЕТРЫ 90 0-50 00 00 56. 1800 81 10500 91 50-100 01 30 57 2100 82 12000 92 100-200 02 60 58 2400 83 13500 93 200-300 84 15000 94 300-600 44 1320 74 7200 85 16500 95 600-1000 45 1350 75 7500 86 18000 96 1000-1500 46 1380 76 7800 87 19500 97 1500-2000 47 1410 77 8100 88 21000 38 2000 -2ЬОО 48 1440 78 8400 89 БОЛЕЕ 21000 99 ОБЛАКОВ НИЖЕ 2500м ЧЕТ 49 1470 79 8700 Если ЗНАЧЕНИЕ высоты НАХОДИТСЯ МЕЖДУ двумя кодовыми ЗНАЧЕНИЯМИ, ДАЕТСЯ МЕНЬШАЯ ЦИФРА кодмнысэта 5 О ЯОАИР. 01) 50 1500 80 9000 RR - КОЛИЧЕСТВО ОСАДКОВ ЦИФРЫ КОДА ОСАДКИ в мм 11.ИФРЫ КОДА ОСАДКИ в мм 00 - 01 1 мм 91 0,1 I 92 0,2 • 93 0,3 55 55 94 0,4 95 0,5 (Вычесть 50, ОСТАТОК ДАЕТ ОСАДКИ 8 ДЕСЯТКАХ ММ 96 97 98 0,6 0,0 >400 ПРИМЕР: 67-50=17 • НАНОСИТЬ 170 мм 99 II ПРИМЕР НАНЕСЕНИЯ ТЕКСТ ТЕЛЕГРАММЫ (0) (О (2) 2109 24756 73209 (3) (4) (5) 97227 9565535551 (6) (7) 57003 79256 КРУГ НАПРАВЛЕНИЯ ВЕТРА - НАПРАВЛЕНИЕ ВЕТРА (ОТКУДА ДУЕТ) В ДЕСЯТКАХ ГРАДУСОВ. СЕВЕРНЫЙ - 36, штиль - 00. Если ВЕТЕР ПОРЫВИСТЫЙ - ПРИБАВЛЯТЬ 50 (ТОЛЬКО В СССР). frnfm - СКОРОСТЬ ВЕТРА. В М/СЕК f f - СКОРОСТЬ ВЕТРА В УЗЛАХ. ----Ц*3€Д_^ 0,5 М-/СЕК СКОРОСТЬ ВЕТРА НАНОСИТСЯ ОПЕРЕНИЕМ СТРЕЛКИ ; ДЛИННОЕ ПЕРО -4 М/СЕК, КОРОТКОЕ - 2 М/СЕК . ПРИ СКОРОСТИ I М/СЕК - СТРЕЛКА БЕЗ ОПЕРЕНИЯ. ПРИ ШТИЛЕ - КРУЖОК СТАНЦИИ ОБВОДИТСЯ ДВАЖДЫ. ШТИЛЬ 6 1 М/СЕК cf 14 М/СЕК %% TTwXt-s-s)' (c)н hsbs ТТ См hs bs PPP WW (r) tppa VV СЛ W тип* к hs hs RR Зак. 3120 К СТр. 75. Рис. II. Метеорологический код ПРИЛОЖЕНИЕ 5 ою *^Л.Рига ff погоды часов 28 сентября Зап. 3120 ПРИЛОЖЕНИЕ 6 Зак. 3120 ПРИЛОЖЕНИЕ 7 Зек. 3120 за 06часов 28сентября Зм. 3120 ПРИЛОЖЕНИЕ 9 ПРИЛОЖЕНИЕ 10 rfj* \ *? -- _^_^_------ф-----1----t nj - J^ Л---^o^JM///^-\o-l{ ^S^fo тА9"%5> ^^ ЧУ -vjl^ й?а' ^.^"T^sJ Jk& *&? Карта погоды за 21 час 2$ сентября Рис. 107. Погода циклона в волновой стадии его развития За*. 3120. К стр. 221 Рис. ПО. Погода в молодом циклоне: " - кьртн погоды; б - вертикальный разрез но линии СД Рис. 114. Пример окклюдированного циклона Зак. 3120. К стр, 228