Файл: Колодочка А.С. Метеорологические условия стрельбы артиллерии учебное пособие.pdf

ка нагревания — земной поверхности — и адиабатическое охлаж­ дение воздушных масс при их вынужденном поднятии вверх.

Адиабатическим охлаждением или нагреванием называется та­ кой процесс, который происходит без отдачи или притока тепла извне, а лишь за счет расширения или сжатия. При поднятии неко­ торого объема воздуха от земной поверхности вверх он испытывает все меньшее и меньшее давление вышележащих слоев, расширяет­ ся, а поэтому охлаждается, так как на процесс расширения затра­ чивается некоторое количество тепла. При опускании, наоборот,

100 м, так как при его адиабатическом нагревании конденсация не происходит, а наоборот, водяные пары, находящиеся в нем, удаляются от предела насыщения.

Величина падения температуры на единицу высоты называется

вертикальным температурным градиентом (G). За единицу высоты обычно принимают 100 м. Если принята другая единица высоты, то это оговаривают. Градиент считают положительным при пони­ жении температуры с высотой и отрицательным — при повышении температуры. Для тропосферы вертикальный температурный гра­ диент в среднем равен 0,6°.

Величина вертикального температурного градиента в данном пункте колеблется в широких пределах, так как зависит от состоя­

56

ния погоды, времени года и суток и от высоты над земной поверх­ ностью. Так, облачность, преграждающая доступ прямой солнеч­ ной радиации к земной поверхности, а также ветер, перемешиваю­ щий воздух, как правило, уменьшают величину градиента в при­ земном слое. Ночью и зимой вертикальные температурные градиен­ ты обычно меньше, чем днем и летом, и нередко принимают отри­ цательные значения, т. е. температура воздуха может оставаться без изменений или даже повышаться с высотой.

Явление, при котором температура воздуха в пределах какоголибо слоя повышается с высотой (G <0), носит название инверсии.

сохраняет свое значение (G = 0), называется изотермией (рис. 15). В зависимости от высоты слоя, в котором образуются инверсии (изотермии), они подразделяются на два основных типа — призем­

ные и высотные инверсии.

Приземные инверсии могут быть ночными, зимними и снежны­

в среднем составляет несколько десятков метров и лишь иногда до­ стигает 100—200 м над поверхностью земли.

Зимние инверсии могут достигать очень большой высоты, охва­ тывая громадные пространства. Их образованию способствует опу­ скание воздушных масс, возникающее в областях с повышенным атмосферным давлением в ясную и тихую погоду (условия анти­ циклона). При опускании воздушные массы адиабатически нагре­ ваются и растекаются над нижними более холодными массами

(рис. 17). В Сибири, например, нередки случаи, когда температура зимой у земной поверхности равна минус 40—50°С, а на уров­ не 1—2 км она всего —10°С. Под Ленинградом в декабре наблю­ дался случай, когда наземная температура была —12°С, а на высо-

Рис. 17. Зимняя инверсия

те 500 м +7°С. Выше температура воздуха понижалась, но даже на высоте 3 км было еще теплее, чем у земли.

Рис. 18. Высотная инверсия при прохождении фронта

Нередко приземные инверсии образуются над сильно охлажден­ ной поверхностью земли, когда на нее перемещаются более теплые воздушные массы, особенно весной при наличии снежного покрова. При таянии снега поглощается большое количество тепловой энер­ гии, что вызывает сильное охлаждение прилегающего воздуха. Возникающие в этом случае инверсии называются снежными; они могут распространяться до высоты в несколько сот метров.

Высотные инверсии могут возникать при прохождении атмо­ сферных фронтов (рис. 18), а также в слоях атмосферы с повышен-

58

ной скоростью ветра (рис. 19). Быстро перемещающиеся массы воздуха этого слоя как 'бы засасывают воздух прилегающих к нему верхних и нижних слоев. При этом опускающийся сверху воздух адиабатически нагревается, а поднимающийся снизу — охлаждает­

ся. Таким образом, в слое максимальной скорости ветра приходят в соприкосновение нагретые массы воздуха в верхней части слоя, и охлажденные массы — в нижней, образуя слой инверсии. Суще­

Однако над экватором падение температуры продолжается до вы­ соты 17 км, а над умеренными широтами только до 10 км. Следо­

59

Если температура тропосферы понижается от экватора к полю­ сам, то в стратосфере, вблизи тропопаузы, на'оборот, температура на одной и той же высоте над экватором ниже, чем в умеренных широтах и над полюсами (рис. 21).

В стратосфере температура воздуха до высоты 30—35 км изме­ няется в среднем незначительно, а на больших высотах увеличи­ вается (рис. 4).

и ю л ь

Изменение температуры воздуха во времени. Наблюдения над изменениями температуры воздуха на различных высотах обнару­ живают как периодические, так и непериодические ее изменения. Прежде всего рассмотрим суточные периодические изменения тем­ пературы воздуха на различных высотах.

Периодический ход метеорологических элементов, в том числе и температуры воздуха, характеризуется, как обычно при периоди­ ческих колебаниях, амплитудой и фазой. Под амплитудой суточно­ го хода элемента в метеорологии понимают разность между макси­ мальным и минимальным! его значением за данный период (т. е. двойная амплитуда в физическом толковании). Фаза крайних зна­ чений дает время наступления суточного максимума и минимума.

60

Определяющими факторами для периодического суточного хода температуры в нижних слоях атмосферы являются приток тепла от солнца и степень нагревания и охлаждения подстилающей поверх­ ности, от которой тепло передается этим слоям.

Представим (рис. 22) график среднего суточного хода темпера­ туры на различных высотах в летнее время при безоблачной пого­ де над средней Европой. Из графика следует, что наиболее резко суточные колебания температуры выражены у поверхности земли, т. е. на высоте 2 м. На этой высоте суточный максимум температу­ ры наступает летом в 14—15 часов по местному времени, зимой — в 13—14 часов. Суточный минимум достигается под утро, перед

Ч а с ы с у т о к

Рис. 22. Суточный ход температуры на различных вы­ сотах (летом в безоблачную погоду)

восходом солнца. Следовательно, он изменяется с широтой и в те­ чение года вслед за смещением восхода солнца. Наблюдения пока­ зывают, что амплитуда суточных периодических колебаний темпе­ ратуры с высотой быстро уменьшается; зимой эти колебания прак­ тически затухают на высоте 500 м, летом — на высоте 1500—2000 м. Кроме того, с увеличением высоты происходит сдвиг колебаний по фазе, т. е. запаздывание времени наступления максимума и мини­ мума. Так, если у поверхности земли максимум температуры на­ блюдается около 14—15 часов, то на высоте 500 м он отодвигается на 17 часов, а на высоте 1000 м — на 18 часов. Такой сдвиг колеба­ ний объясняется основным механизмом передачи тепла от земной поверхности воздуху — турбулентным теплообменом.

Суточные периодические колебания температуры в средней и верхней тропосфере определяются в основном лучистым прито­ ком тепла. Поэтому суточные колебания, наблюдаемые в тропосфе­ ре выше 2 км, не сдвинуты по фазе сравнительного с наземными, так что время наступления максимума (приходится на дневные ча­ сы (13—14 часов), минимума — на утренние. Суточные амплиту­ ды периодических колебаний в свободной атмосфере невелики: зи­

61