ВОЕННАЯ АРТИЛЛЕРИЙСКАЯ КОМАНДНАЯ АКАДЕМИЯ

K6I0
КОЛОДОЧКА А. С.

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ СТРЕЛЬБЫ
АРТИЛЛЕРИИ

ЛЕНИНГРАД— I960

ВОЕННАЯ АРТИЛЛЕРИЙСКАЯ КОМАНДНАЯ АКАДЕМИЯ

Доцент кандидат технических наук
подполковник КОЛОДОЧКА А. С.

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ
СТРЕЛЬБЫ
АРТИЛЛЕРИИ
Учебное пособие

ЛЕНИНГРАД - I960

ГОС. ПУБЛИЧНАЯ

а у ч ч -т с х : ;и ч _с г; ая
1*:£ЯИ0ТЕКА СОСР

I
'

t/9 3 ~ ^

Техн. редактор Ковышина Е. И.
Лит. редактор Сергеева М. И.
Корректор Трифонова О. А.
Подписано к набору 6.10.59.
Подписано к печати 18.4.60.
Бумага 60Х 921/16.
Зак. 435. Г-746522.
Типография ВАКА

Печ. листов 63/*.

ПРЕДИСЛОВИЕ
Учебное пособие «Метеорологические условия стрельбы артил­
лерии» предназначается для слушателей Военной артиллерийской
командной академии. Пособие составлено в соответствии с програм­
мами прохождения курса «Метеорологическое обеспечение стрель­
бы» на основных факультетах Академии и является первым разде­
лом этого курса. Оно может быть использовано и более широким
кругом офицеров-артиллеристов.
В первой главе пособия излагаются общие сведения по метеоро­
логии, рассматриваются стоящие перед ней задачи и методы их ре­
шения, приводятся основные положения по гидрометеорологическо­
му обеспечению войск. В этой же главе рассматриваются задачи,
возлагаемые на артиллерийскую метеорологическую службу, приво­
дится краткая характеристика методов работы подразделений этой
службы по обеспечению стрельбы наземной ствольной и реактивной,
а также войсковой зенитной артиллерии.
Таким образом, первая глава пособия является как бы введени­
ем ко всему курсу по метеорологическому обеспечению стрельбы.
Затронутые в этой главе вопросы более подробно рассматриваются
в учебных пособиях последующих выпусков.
Вторая и третья главы пособия посвящены изложению непо­
средственно метеорологических условий стрельбы артиллерии. Во
второй главе рассматривается1строение атмосферы, ее состав и ос­
новные физические свойства, а также тепловые и другие процессы,
связанные с солнечной радиацией, сменой воздушных масс и бари­
ческих систем. В третьей главе рассматриваются метеорологические
элементы, влияющие на стрельбу, приводятся определения и едини­
цы измерения основных метерологических элементов, дается крат­
кая характеристика их пространственного распределения и выясня­
ются общие закономерности изменчивости (неустойчивости) мете­
орологических элементов в пространстве и времени. В этой же гла­
ве рассматриваются нормальные (табличные) условия стрельбы.

ГЛАВА ПЕРВАЯ

АРТИЛЛЕРИЙСКАЯ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКАЯ СЛУЖБА
§ 1. ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ МЕТЕОРОЛОГИИ

Земной шар имеет три оболочки: твердую, жидкую и газообраз­
ную. Твердая оболочка (литосфера) является предметом изучения
геологии. Изучением жидкой оболочки (гидросферы) занимается
гидрология. Наука, изучающая физические явления и процессы,
происходящие в воздушной оболочке Земли — атмосфере, назы­
вается метеорологией.
Известно, что процессы и явления, наблюдающиеся в атмосфе­
ре, очень многообразны, непостоянны и развиваются в зависимости
друг от друга. Кроме того, их развитие в сильной степени опреде­
ляется географическим местоположением и физико-географиче­
скими условиями различных районов земной поверхности. Поверх­
ность Земли является как бы дном земной атмосферы, поэтому меж­
ду атмосферой и земной поверхностью имеет место самое тесное
взаимодействие. Достаточно отметить, что земная поверхность пог­
лощает основную долю лучистой энергии, посылаемой Земле Солн­
цем. Здесь происходит преобразование этой энергии главным обра­
зом в тепловую, которая затем передается уже в атмосферу. Земная
поверхность одновременно является источником, наделяющим атмо­
сферу водяным паром, наличие которого в значительной мере опре­
деляет всю сложность и разнообразие метеорологических явлений.
Приток тепла, поступающего от Солнца, в любом пункте земной по­
верхности зависит от географического положения последнего и из­
меняется во времени в зависимости от вращения Земли вокруг оси
и вокруг Солнца. В то же время поглощение лучистой энергии зем­
ной поверхностью, отдача ее тепла атмосфере, а также поступление
в атмосферу водяного пара будут в сильной мере зависеть от
свойств земной поверхности, различаясь на суше и воде, в горах
и равнинах,.в местности, покрытой растительностью, и в1местности
оголенной и т. д. Это же относится к движению воздуха в горизон­
тальном и вертикальном направлениях и ряду других явлений. От­
сюда ясно, что нельзя изучать явления и процессы, происходящие
4

в атмосфере, оторвагшо от той физико-географической обстановки,
в которой они развиваются и от которой они сильно зависят.
В результате сложного взаимодействия суши, воды и воздуха,
обусловливающего особенности климата и погоды, создаются соот­
ветствующие гидрометеорологические условия жизни и практиче­
ской деятельности человека. При этом изучение общих вопросов ме­
теорологии и гидрологии объединяется под понятием гидрометеоро­
логии.
Несмотря на разнообразие и динамичность атмосферных про­
цессов и явлений, каждое из них может быть представлено совокуп­
ностью определенных характеристик, так называемых метеорологи­
ческих элементов.
Под метеорологическим элементом обычно понимают любую ха­
рактеристику, определяющую собой физическое состояние атмосфе­
ры (например солнечная радиация, температура воздуха, давление
атмосферы, влажность воздуха, плотность воздуха, ветер, облач­
ность, осадки (дождь, град, снег и т. п.), скорость распространения
звука, видимость (прозрачность атмосферы), электропроводность,
теплопроводность воздуха и т. д.).
К различным явлениям и процессам, происходящим в атмосфе­
ре, относятся такие, как циклоны, антициклоны, атмосферные фрон­
ты, грозы, метели, ураганы, смерчи, туманы, гололед, роса, радуга,
гало, полярные сияния и другие оптические и электрические явле­
ния.
Погодой называется состояние атмосферы в данное время над
определенным районом, характеризующееся совокупностью значе­
ний метеорологических элементов и происходящих в атмосфере фи­
зических процессов и явлений.
Климат — это закономерная последовательность метеорологиче­
ских явлений и процессов, которая' определяется комплексом физи­
ко-географических условий и выражается в многолетнем режиме
погоды, наблюдающейся в данной местности.
Задачами метеорологии являются:
— изучение и объяснение отдельных физических явлений и про­
цессов, происходящих в атмосфере, установление причинной зави­
симости между ними;
— предсказание развития этих явлений и процессов на извест­
ное время вперед, т. е. составление прогнозов погоды;
— разработка способов активного воздействия на природу,
в том числе и на климат и погоду отдельных районов территории
нашей страны.
Развитие метеорологии, как и любой другой науки, шло в тесной
связи с практической деятельностью человека, с общим развитием
человеческих знаний и особенно с развитием смежных с. метеороло­
гией наук — физики, математики, механики, химии и др. Несмотря
на то, что метеорология зародилась очень давно, широкое практи­
ческое применение она получила лишь за последние десятилетия.
Так, до недавнего прошлого метеорология изучала лишь самый
5

нижний, прилегающий к земле слой атмосферы, и только с 90-х го­
дов прошлого столетия началось изучение более высоких слоев.
В короткий -срок был накоплен значительный материал фактических
наблюдений, что дало возможность установить строение атмосферы
до высоты 30-1-40 км. Более высокие слои атмосферы исследова­
лись косвенными методами по наблюдениям явлений, происходя­
щих в них. В последнее время для исследования верхних слоев ат­
мосферы стали широко применяться радиотехнические средства
и специальные геофизические ракеты. Особенно ценные данные
о строении верхних слоев атмосферы дают искусственные спутники
Земли, запуск которых впервые в истории человечества осуществил
Советский Союз в 1957 г. Нашей Родине принадлежит также и пер­
вый в мире успешный запуск 2 января 1959 года многоступенчатой
космической ракеты в направлении Луны, продемонстрировавший
еще и еще раз могучую творческую силу социалистического строя,
а также выдающиеся успехи советской' науки и техники.
«Создание в нашей стране первых искусственных спутниковЗемли, запуск советской космической ракеты, которая стала первой
искусственной планетой Солнечной системы, — это целая эпоха
в развитии научных знаний человечества. Это — величественное со­
бытие эпохи построения коммунизма».* Наконец, полным триум­
фом достижений советской науки и техники является создание
и успешный запуск' многоступенчатой космической ракеты, которая
14 сентября 1959 г. в 00 час. 02 мин. 24 сек. московского времени
благополучно достигла поверхности Луны.
Пуск второй советской космической ракеты, проведенный ком­
плекс научных исследований и успешное достижение ракетой по­
верхности Луны внесли значительный вклад в мировую науку, в де­
ло освоения космоса человеком.
Бурное развитие народного хозяйства нашей страны после Ве­
ликой Октябрьской Социалистической революции и связанная
с этим потребность в практическом применении метеорологии вы­
звали ее интенсивный рост. В настоящее время метеорология обо­
гатилась рядом открытий и значительно расширила свои задачи.
Она уже не ограничивается наблюдением и объяснением тех или
иных явлений и процессов,, но и предсказывает их, а в отдельных
случаях даже активно воздействует на их развитие.
Практическое значение метеорологии особенно велико в нашей
стране, где плановое народное хозяйство основано на научной базе,
неотъемлемой частью которой является изучение климатических
и природных условий на обширной территории, а также изменение
этих условий в нужном нам направлении. Об этом блестяще свиде­
тельствуют те грандиозные стройки коммунизма, которые осуществ­
ляются в нашей стране по плану преобразования природы, направ­
* Н. С. Х р у щ е в . Доклад на XXI съезде КПСС „О контрольных цифрах
развития народного хозяйства СССР на 1959—1965 годы“.

6

ленному на создание материально-технической базы коммунистиче­
ского общества.
Специально созданная Гидрометеорологическая служба (ГМС)
СССР, в состав которой входит большое количество геофизических
обсерваторий, научно-исследовательских институтов, гидрометеоро­
логических станций и постов, ведет огромную работу по изучению
явлений природы и климата с целью использования их для нужд
народного хозяйства и в военном деле.
Руководство геофизическими обсерваториями, станциями и по­
стами, а также гидрометеорологическое обслуживание народного
хозяйства на территории республики, области (экономического
района) осуществляется республиканскими и областными управ­
лениями гидрометеорологической службы (УГМС). Центральным
объединяющим учреждением является Главное Управление Гидро­
метеорологической службы (ГУГМС) при Совете Министров СССР.
В проведении своей оперативной работы ГУГМС опирается на та­
кие учреждения, как Главная геофизическая обсерватория (ГГО),
Центральный институт прогнозов (ЦИП), Центральная аэрологи­
ческая обсерватория (ЦАО), Государственный гидрологический ин­
ститут (ГГИ) и др.
Одним из основных методов исследований, применяемых в метео­
рологии, является метод наблюдения. Для производства регуляр­
ных метеорологических наблюдений во всех странах организованы
тети метеорологических и гидрологических станций, число которых
для всего земного шара составляет десятки тысяч. Эти сети стан­
ций производят наблюдения несколько раз в сутки в одни и те же
часы однотипными приборами и способами и ведут непрерывную
регистрацию хода главнейших метеорологических элементов как
у поверхности земли, так и на' различных высотах. Результаты, на­
блюдений поступают в центральные метеорологические учрежде­
ния — институты, обсерватории, бюро погоды и т. д., где подверга­
ются обработке и обобщению. Эти центральные учреждения ведут
также теоретическую работу в области метеорологии, составляют
прогнозы погоды на различные сроки и обеспечивают заинтере­
сованные учреждения различного рода сведениями по' метеоро­
логии.
В СССР также создана общегосударственная сеть гидрометео­
рологических станций, которая включает в себя в основном две се­
ти станций: наблюдательную (основную) и оперативную.
Наблюдательная сеть состоит из постоянно действующих стан­
ций и постов, носящих название опорных, и временных, так назы­
ваемых специальных станций, ведущих работу по особой програм­
ме. Оперативная сеть станций имеет назначение обслуживать заин­
тересованные учреждения информацией о текущей погоде, прогно­
зами и предупреждениями об опасных гидрометеорологических яв­
лениях, например о шторме, наводнении, заморозках и т. д. Такие
оперативные обязанности могут входить и часто входят в програм­
му работ наблюдательных станций, как и оперативные станции вы­
7

полняют работы, возлагаемые на наблюдательные гидрометеороло­
гические станции.
Все гидрометеорологические станции в зависимости от их рас­
положения носят названия материковых,1 морских, озерных, речных
и т. д. Наконец, в зависимости от объема выполняемых работ все
станции и посты делятся на ряд типов.
Кроме основной сети, входящей в систему ГУГМС, отдельные
ведомства имеют свои самостоятельные сети станций, выполняющие
специфические требования организаций, входящих в эти ведом­
ства.
Непрерывный рост требований к метеорологии со стороны на­
родного хозяйства, а также обширность круга вопросов и различие
в методах их решения позволяют выделить в метеорологии ряд раз­
делов, достаточно крупных по своему содержанию и имеющих ха­
рактер самостоятельных дисциплин. Такими основными разделами,
в частности, являются:
— климатология — раздел метеорологии, изучающий вопросы
климата отдельных районов;
— синоптическая метеорология — раздел, изучающий вопросы
погоды и разрабатывающий методы ее предсказания на определен­
ное время вперед;
— аэрология, занимающаяся исследованием физических явле­
ний и процессов, происходящих в свободной атмосфере, т. е. выше
приземного слоя воздуха, находящегося под непосредственным влия­
нием земной поверхности.
Так как общим предметом изучения различных разделов метео­
рологии является атмосфера, то все метеорологические дисципли­
ны тесно связаны между собой и взаимно используют полученные
ими результаты и выводы.
Для обеспечения отдельных отраслей народного хозяйства име­
ются разделы метеорологии специального прикладного- значения,
например сельскохозяйственная метеорология (агрогидрометеоро­
логия), транспортная, авиационная и другие. К числу последних
относится и военная гидрометеорология, призванная удовлетворять
требования вооруженных сил. Военная гидрометеорология зани­
мается исследованием и разработкой вопросов гидрометеорологиче­
ского обеспечения войск.
,§! 2. ОСНОВЫ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОГО ОБЕСПЕЧЕНИЯ ВОЙСК

Проблема гидрометеорологического обеспечения войск имеет
большую давность. Как известно, военная история дает много при­
меров, когда гидрометеорологические условия оказывали сущест­
венное влияние на боевые действия, а иногда и на исход сражения
в целом. Гидрометеорологические условия, являясь одним из суще­
ственных элементов боевой обстановки, могут способствовать или
затруднять выполнение боевых задач.
Наиболее важное значение проблема гидрометеорологического
обеспечения приобрела в период Великой Отечественной войны,
8

когда своевременное представление сведений о гидрометеорологи­
ческом режиме рассматривалось как один из основных вопросов
боевого обеспечения войск. Война особенно наглядно показала, ка­
кое большое значение имеют достоверные и точные данные об ожи­
даемых изменениях погоды и гидрометеорологического режима при
планировании и проведении операции (боя).
В настоящее время по мере технического оснащения армий тре­
бования, предъявляемые к гидрометеорологическому обеспечению
войск, еще более возрастают.
В целях гидрометеорологического- обеспечения войск специально
создана Гидрометеорологическая служба Советской Армии. Зада­
чами этой службы являются:
— обеспечение общевойскового командования (штабов) гидро­
метеорологическими данными, необходимыми для стратегического
и оперативно-тактического планирования;
— обеспечение гидрометеорологическими данными отдельных
родов войск (авиации, военно-морского флота, бронетанковых и ме­
ханизированных войск, артиллерии, инженерных, химических, войск
связи и других специальных родов войск).
Для гидрометеорологического обеспечения войск используются:
— климатические (гидрографические) описания театров воен­
ных действий и отдельных операционных направлений;
— долгосрочные и краткосрочные прогнозы погоды;
— различная информация о текущем и предстоящем гидроме­
теорологическом режиме (сводки, различные справки, бюллетени,
штормовые предупреждения, консультации и т. п.);
— различные астрономические данные.
Основные сведения о гидрометеорологической обстановке на
срок до одного месяца вперед могут быть получены из долгосроч­
ных прогнозов погоды как общего, так и специального назначения.
Долгосрочные месячные прогнозы общего назначения составляются
Центральным Институтом Прогнозов (ЦИП) на каждый календар­
ный месяц. Для гидрометеорологического обеспечения войск могут
также использоваться сезонные, недельные и другие долгосрочные
прогнозы погоды.
Наряду о долгосрочными прогнозами при гидрометеорологиче­
ском обеспечении войск, в частности при планировании операции
(боя), широко используются климатические (гидрографические)
описания театров военных действий и отдельных операционных на­
правлений. Совместное использование таких описаний и долгосроч­
ных прогнозов позволяет получить необходимые для планирования
гидрометеорологические данные даже в том случае, когда срок опе­
рации больше одного месяца, т. е. превышает срок действия месяч­
ного долгосрочного прогноза общего пользования.
Для гидрометеорологического обеспечения отдельных родов
войск, а также для уточнения метеорологических данных на бли­
жайший срок, особенно при оперативно-тактическом планировании,
широко используются краткосрочные прогнозы погоды, составляе9

мые на срок в пределах одних-двух суток. Кроме того, войска могут
получать различного рода информации о текущей гидрометеороло­
гической обстановке в районах расположения и боевых действий
войск, а также информации предупреждения. Последние информа­
ции имеют цель предупредить войска о наступлении в данном рай­
оне таких гидрометеорологических явлений, которые могут в той
или иной мере оказать влияние на развитие и успех боевых дейст­
вий (туман, гроза, ураган, сильная метель, гололед, момент вскры­
тия рек и т. п.).
Гидрометеорологическое обеспечение войск осуществляется Гид­
рометеорологической службой СА с использованием данных ГМС
страны. Кроме того, специальное обеспечение отдельных родов
войск необходимыми данными осуществляется их метеорологиче­
скими службами. Подразделения этих служб составляют метеоро­
логические бюллетени (сводки) различного назначения и содержа­
ния на основании информации и метеорологических наблюдений,
(производимых непосредственно в боевых порядках войск.
Артиллерийское командование (штабы) получает необходимые
сведения о текущей и предстоящей гидрометеорологической обста­
новке данного района от соответствующих органов гидрометеоро­
логической службы фронта (армии). К таким сведениям, помимо
перечисленного выше, могут относиться:
— характеристика рельефа и почвы (зимой — характеристика
и распределение снежного покрова), подробное описание водных
рубежей и переправ в полосе проведения операции;
— описание дорог и условий проходимости по ним (тип доро­
ги, характер и состояние ее покрытия, ширина проезжей части, на­
личие и грузоподъемность мостов, наклон дороги и кривизна ее по­
воротов, высота проездов под мостами и т. п.); условия проходимо­
сти вне дорог;
— сведения об астрономических явлениях (время восхода солн­
ца, продолжительность дня, время наступления темноты, различные
таблицы с астрономическими данными), а также другие гидрометео­
рологические сведения.
Важнейшее значение в современных условиях приобретает ме­
теорологическое обеспечение стрельбы артиллерии. Быстрый каче­
ственный и количественный рост советской артиллерии, развитие
новых ее видов, обладающих большой дальностью стрельбы и мощ­
ностью огня, разработка в связи с этим более совершенных методов
стрельбы и управления огнем и, наконец, маневренный характер
современных боевых действий — все это значительно усложнило
вопросы подготовки и обеспечения точной стрельбы отдельных ви­
дов артиллерии. Наряду с элементом времени (огонь артиллерии
должен открываться своевременно и внезапно для противника),
в настоящее время особо остро встает вопрос' о точности подготов­
ки и ведения стрельбы, т. е. вопрос о точности п е р в о г о вы­
стрела.
10

Как известно, точность стрельбы артиллерии в значительной
степени зависит от метеорологических условий, а также полноты
и тщательности их учета.1На точность стрельбы особенно сказыва­
ются такие метеорологические элементы, как ветер, температура
воздуха и давление атмосферы. Так, например, при стрельбе даже
обычной наземной ствольной и реактивной, а также войско­
вой зенитной артиллерии в средних зимних условиях отклонения
точек падения (разрывов) снарядов или мин от цели, вызываемые
несоответствием метеорологических условий нормальным (таблич­
ным), могут достигать до 1—2 км. При стрельбе же некоторых дру­
гих видов артиллерии, обладающих большой дальностью стрельбы,
значительной высотой траекторий и, следовательно, большим полет­
ным временем снарядов (мин), неучет метеорологических условий
может вызывать еще большие отклонения, достигающие нескольких
километров как по дальности, так и по направлению. Таким обра­
зом, для обеспечения точной стрельбы необходимо в первую очередь
производить полный и тщательный учет метеорологических условий
почти для всех без исключения видов артиллерии.
В настоящее время учет метеорологических условий стрельбы
может быть произведен двумя принципиально различными метода­
ми: непосредственно стрельбой (пристрелкой) или же путем расче­
та и введения в установки соответствующих поправок (метод пол­
ной подготовки). Правда, возможны и другие методы учета метео­
рологических условий стрельбы, например автономный учет этих
условий непосредственно па борту летящего снаряда или метод уче­
та при помощи наземной аппаратуры наведения снаряда на цель.
Однако в пособии такие методы учета метеорологических условий
рассматриваться не будут.
Первый из основных методов учета метеорологических условий
стрельбы предусматривает проведение непосредственной пристрел­
ки цели (репера) «ли применение специальных пристрелочных ору­
дий, минометов, боевых машин и т. п. с одновременным использова­
нием различных средств определения результатов пристрелки, т. е.
этот метод связан с предварительной стрельбой перед переходом на
поражение некоторой части артиллерии.
Совершенно очевидно, что такой метод учета метеорологических
условий стрельбой является не из лучших и в полной мере не отве­
чает современным условиям боевых действий. Всякая предвари­
тельная пристрелка или стрельба перед переходом на поражение,
помимо ряда недостатков, связанных с нерациональным расходом
дорогостоящих боеприпасов, затратой времени, сложностью орга­
низации и т. п., в той или иной мере нарушает принцип внезапности
открытия огня артиллерии на поражение, а во многих случаях вооб­
ще не может быть проведена.
Второй метод учета метеорологических условий стрельбы, метод
полной подготовки, предусматривает проведение специальных ме­
теорологических измерений путем зондирования атмосферы, их об­
работку, составление метеорологических бюллетеней, учет на осно­
11

вании этих бюллетеней метеорологических условий при подготовке
исходных данных и, наконец, осуществление стрельбы на пораже­
ние без пристрелки. Этот метод в наибольшей степени отвечает' сов­
ременным требованиям со стороны боевого применения артиллерии,
а также является достаточно перспективным в своем развитии.
Полная подготовка при надлежащей ее организации может од­
новременно* обеспечить как внезапность открытия огня, так и высо­
кую точность первого выстрела, а значит и действительность стрель­
бы на поражение всех видов артиллерии. Однако для успешного*
и эффективного применения полной подготовки необходимо прежде
всего иметь своевременное и надежное метеорологическое обеспе­
чение стрельбы артиллерии. Без соблюдения этого условия воз­
можность применения полной подготовки исключается.
Метеорологические условия оказывают влияние не только на
точность стрельбы артиллерии, но и на работу отдельных видов ар­
тиллерийской разведки и даже на боевые действия артиллерии в це­
лом.1 В частности, от гидрометеорологических условий зависят воз­
можности оптической, звуковой, радиотехнической и воздушной
разведки в артиллерии. От гидрометеорологических условий до не­
которой степени зависит также работа топогеодезической и метео­
рологической служб, возможности всех видов связи, работа прибо­
ров и материальной части артиллерии, маневренность, скрытность
передвижения и сосредоточения артиллерии и другие стороны ее
боевой деятельности.
Так, атмосферные осадки, туман, низкая облачность, запыление
(задымление) атмосферы и т. п. понижают горизонтальную и вер­
тикальную видимость и отражаются на работе артиллерийской раз­
ведки, а иногда полностью исключают возможность работы оптиче­
ской и воздушной разведки, усложняют работу топогеодезической
и метеорологической служб. Обильные атмосферные осадки, мете­
ли,, гололед и глубокий снежный покров усложняют передвижение
артиллерии, особенно вне дорог, и затрудняют маневр и разверты­
вание ее в подвижных формах боя. Электрические разряды в атмо­
сфере влияют на работу радиотехнических средств и другой специ­
альной аппаратуры, применяемой в артиллерии. Сильный порыви­
стый ветер у поверхности земли затрудняет работу звуковой раз­
ведки, подготовку материальной части к стрельбе некоторых видов
артиллерии, работу связи и т. п. Промерзание почвы и глубокий
снежный покров затрудняют и удлиняют работу по инженерному
оборудованию боевых порядков и позиционных районов артилле­
рии. Низкая температура воздуха отражается на работе различных
двигателей и материальной части артиллерии и требует специаль­
ных мероприятий для обеспечения их безотказной работы.
Надлежащий учет гидрометеорологических условий позволяетуменьшать их неблагоприятные влияния соответственным планиро­
ванием боевой работы артиллерии « средств ее обеспечения, а так­
же* использовать эти условия в своих интересах (скрытность пере­
движения и сосредоточения артиллерии, ее перегруппировка, смена
12

.и оборудование боевых порядков, при плохой видимости и пр.).
Иногда неблагоприятные гидрометеорологические условия могут
быть использованы для нанесения непосредственного ущерба про­
тивнику.
В дальнейшем будут рассмотрены в основном вопросы метеоро­
логического обеспечения стрельбы артиллерии.
§ з.

а рт и л л е ри й с к а я м етеоро ло гическая сл у ж ба и ее за дачи

Артиллерийская метеорологическая служба представляет собой
объединенные в единую систему специальные метеорологические
подразделения, предназначенные для обеспечения стрельбы артил­
лерии. Организационно подразделения артиллерийской метеороло­
гической службы в настоящее время входят как в состав артилле­
рийской разведки, так и в некоторые огневые подразделения и ча­
сти артиллерии.
Задачи подразделений артиллерийской метеорологической служ­
бы заключаются в своевременном определении и обеспечении ар­
тиллерии надежными метеорологическими данными, необходимыми
для повышения точности (действительности) стрельбы артиллерии,
а также точности работы средств артиллерийской звуковой раз­
ведки.
Составление прогнозов погоды в задачи артиллерийской метео­
рологической службы не входит.
Задачи по метеорологическому обеспечению артиллерии выпол­
няются артиллерийскими метеорологическими батареями, взводами,
постами и метеонаблюдателями подразделений звуковой разведки.
Метеорологическое обеспечение стрельбы наземной ствольной
и реактивной, а также войсковой зенитной артиллерии возлагается
на артиллерийские метеорологические взводы, которые обычно объ­
единяются в артиллерийские метеорологические батареи. Кроме то­
го, на эти метеовзводы возлагается также задача по обеспечению
высотными метеорологическими данными подразделений артилле­
рийской звуковой разведки.
Все перечисленные задачи артиллерийские метеорологические
взводы выполняют путем систематических измерений метеорологи­
ческих элементов на различных высотах, а также наблюдений за
состоянием1погоды в районе расположения взвода. Результаты метеонаблюдеиий подвергаются специальной обработке и помещают­
ся в артиллерийские метеорологические бюллетени различного наз­
начения и содержания, которые регулярно или по требованию пере­
даются в штабы и подразделения артиллерии. Содержащиеся
в бюллетенях метеорологические данные учитываются при опреде­
лении установок для стрельбы на поражение без пристрелки. Свое­
временное" и надежное метеорологическое обеспечение артиллерии,
так называемая «метеорологическая подготовка», является одной
из наиболее важных составных частей подготовки управления огнем
артиллерии в целом, особенно при определении установок для
стрельбы на основе полной подготовки.
13

Артиллерийские метеорологические взводы имеют на вооруже­
нии комплект приборов и оборудования в виде подвижных артилле­
рийских метеорологических станций (ПАМС), а также радиолока­
ционные станции различных типов для ветрового (комплексного)
зондирования атмосферы до необходимых высот в любых условиях
видимости.
Общий вид подвижной артиллерийской метеорологической стан­
ции представлен на рис. 1.
Основные приборы и оборудование ПАМС размещены в аппа­
ратной машине, которая во время работы станции представляет со-

Рис. 1. Общий вид ПАМС

бой радиозондировочный пункт и' пункт обработки результатов ме­
теорологических измерений и составления бюллетеней.
В, прице-пе к аппаратной машине установлен газогенератор для
добывания водорода1в полевых условиях. Кроме того, в нем пере­
возятся бензоэлектроагрегат, вентиляционная установка, специаль­
ная палатка, запас расходных материалов на 5—7 суток непрерыв­
ной работы и другое оборудование станции.
В комплект ПАМС входят приборы для производства наземных
метеорологических измерений, аэрологические приборы для ветро­
вого и температурного зондирования атмосферы, а также приборы
для обработки результатов метеорологических, измерений.
Из приборов для производства наземных метеорологических из­
мерений в станции имеются:
— барометры-анероиды для измерения давления атмосферы
в полевых условиях;
— барограф для определения барометрической тенденции;
— артиллерийский полевой ветромер для измерения направле­
ния и скорости наземного ветра;
— ручной (индукционный) анемометр для контрольного измере­
ния скорости наземного ветра;
— вентиляционные психрометры для измерения наземной темпе­
ратуры воздуха.
К аэрологическим приборам относятся:
— шаропилотные (ШТ) и аэрологические (АТ или АТК) тео­
долиты;
— радиозонды РЗ-049 и РКЗ-1.
14

Приборами для обработки метеорологических измерений, в ча­
стности, являются:
— артиллерийские метеорологические планшеты АМП-53;
— логарифмические линейки (круг) для обработки результатов
зондирования атмосферы.
Из вспомогательных приборов и оборудования в ПАМС име­
ются:
— водородный газогенератор;
— барокамера для контрольной проверки радиозондов по дав­
лению;
— вентиляционная установка с электромотором для производ­
ства вентиляции радиозондов во время их выдержки;
— полевая радиозондовая лаборатория для проверки и на­
стройки радиозондов РЗ-049 перед выпуском;
— термостат для прогрева шаропилотных и радиозондовых обо­
лочек перед их наполнением водородом;
— коротковолновый радиоприемник для слухового' приема1сиг­
налов от радиозонда;
— бензоэлектроагрегат для питания и освещения ПАМС;
— палатка для наполнения оболочек водородом;
— выпрямитель для зарядки аккумуляторов;
— баллоны для хранения водорода;
— средства телефонной и радиосвязи;
— шанцевый инструмент для инженерного оборудования пози­
ции метеовзвода.
Помимо перечисленного в комплекте ПАМС предусмотрены
устройства, оборудование и ЗИП, позволяющие в полевых услови­
ях производить мелкий ремонт приборов с заменой отдельных бло­
ков, зарядку аккумуляторов и т. п., что значительно повышает бое­
способность и автономность станции при выполнении задач, по ме­
теорологическому обеспечению артиллерии, особенно в ходе боя
(операции).
Для производства зондирования атмосферы в любых условиях
видимости и до необходимых высот на вооружении метеовзводов
находятся радиолокационные станции типа СОН или специаль­
ные радиолокационные станции комплексного зондирования атмо­
сферы.
Кроме артиллерийских метеорологических батарей (взводов),
в артиллерии имеются и более мелкие подразделения артиллерий­
ской метеорологической службы.
При стрельбе реактивной артиллерии необходимо особенно тща­
тельно учитывать влияние ветра в пределах активного участка тра­
ектории. В связи с этим в настоящее время применяется раздель­
ный учет влияния ветра на полет реактивного снаряда: на активном
и отдельно на пассивном участках траектории. Это в свою очередь
потребовало разработки специальных методов и средств для тако­
го раздельного определения характеристик ветра и даже различ­
ных метеорологических подразделений для решения этих задач.
15

Скорость и направление ветра в самом приземном слое для
подготовки стрельбы реактивной артиллерии определяются на
огневых позициях этой артиллерии непосредственно перед стрель­
бой. С этой целью на каждой огневой позиции1 развертывается ар­
тиллерийский метеорологический пост, на котором при помощи по­
левого ветромера измеряется ветер (скорость и направление) на1
высоте 3,5 м и затем учитывается как ветер на активном участке
траектории. Влияние ветра на полет реактивного снаряда в пре­
делах пассивного участка траектории, а также влияние темпера­
туры воздуха и давления атмосферы по всей траектории учитыва­
ются на основании данных, помещаемых в бюллетенях «метеоогневой».
Метеорологическое обеспечение работы подразделений артилле­
рийской звуковой разведки по засечке целей и обслуживанию
стрельбы своей артиллерии осуществляется в первую очередь ме­
теонаблюдателями этих подразделений. С этой целью в районе
центрального пункта подразделения развертывается пункт назем­
ных наблюдений, на котором метео-наблюдателями производятся
регулярные (в среднем через 1-У-2 часа, а при резком изменений
погоды и чаще) измерения скорости и направления наземного вет­
ра и наземной температуры воздуха (на высоте. 2.м над землей).
Эти данные необходимы для работы подразделений звуковой раз­
ведки с учетом наземных метеорологических условий распростране­
ния звука, что можно считать допустимым при небольших дально­
стях засечки — порядка 6-у8 км,- При» больших дальностях учиты­
ваются высотные метеорологические данные, которые обычно по­
ступают в подразделения звуковой разведки в виде.1бюллетеней
«метеозвук», составляемых артиллерийскими метеорологическими
взводами.
К артиллерийской метеорологической службе относятся также
и полигонные метеорологические подразделения. Так, на научноисследовательских и окружных артиллерийских полигонах имеют­
ся, как правило, артиллерийские метеорологические станции
(АМС), на оснащении которых находятся как приборы и оборудо­
вание комплекта ПАМС и радиолокационные станции различных
типов, так и другие специальные метеорологические приборы и
средства. Полигонные АМС обеспечивают необходимыми метеоро­
логическими данными артиллерийские части (группы) и подразде­
ления, проводящие учения и боевые стрельбы на' этих полигонах,
а также проведение научно-исследовательских работ в области
стрельбы различных видов артиллерии, в том числе и. составление
таблиц стрельбы.
В дальнейшем будет рассмотрена работа и боевое применение
основных подразделений артиллерийской метеорологической служ­
бы — артиллерийских метеорологических взводов, имеющих на
вооружении комплект ПАМС и соответствующие радиолокацион­
ные станции.
16

§ 4. РАЗВЕРТЫВАНИЕ АРТИЛЛЕРИЙСКОГО МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОГО
ВЗВОДА (СТАНЦИИ)

На' позиции артиллерийского метеорологического взвода (стан­
ции или поста, имеющих на вооружении комплект ПАМС и радио­
локационную станцию) обычно развертывают:
— аппаратную машину ПАМС (пункт обработки и радиозондировочный пункт);
— зарядно-осветительный бензоэлектроагрегат;
— газогенераторный пункт (прицеп к аппаратной машине);
— радиолокационную станцию с агрегатом питания;
—‘ пункт наземных метеорологических наблюдений;
— первый теодолитный пункт;
— второй теодолитный пункт основной и запасной базы (при
базисных шаропилотных наблюдениях);
— вентиляционную установку для выдержки радиозондов;
— палатку для наполнения шаров-пилотов;
— радиостанцию для передачи метеорологических бюллетеней.
Примерная схема расположения артиллерийского метеорологи­
ческого взвода на позиции приведена на рис. 2.
Позиция АМВ должна обеспечивать:
— выполнение поставленных метеовзводу задач;
— укрытое расположение от наземного и воздушного- наблюде­
ния противника;
— тщательное инженерное оборудование в противоатомном от­
ношении.
При выборе позиции.для метеовзвода в указанном районе раз­
вертывания должны учитываться следующие требования к располо­
жению пунктов и приборов.,
Теодолитные пункты для производства ветрового зондирования
атмосферы выбираются так,- чтобы направление шаропилотной ба­
зы (направление с первого на второй теодолитный пункт) было
примерно под прямым углом к направлению ветра в свободной ат­
мосфере. Направление ветра при этом устанавливается путем вы­
писка в атмосферу шара-пилота или наблюдением за передвижени­
ем облаков.
Длина! основной шаропилотной базы (расстояние между пер­
вым и вторым теодолитными пунктами), должно быть от 300 до
2000 м в зависимости от возможной высоты ветрового зондирова­
ния атмосферы при помощи теодолитов, скорости и направления
-ветра и характера местности,. При- бол-ьших высотах зондирования,
например днем в ясную погоду, а также при большой скорости-вет­
ра с целью обеспечить достаточный угол засечки шара-пилота база
выбирается более длинная. Во' всяком случае длина шаропилотной
базы должна быть не менее lU—Ve от возможной высоты зондиро­
вания при данных условиях видимости.
Теодолитные пункты следует выбирать так, чтобы вокруг них не
было препятствий для наблюдения за шарами-пилотами (радио­
2

17

Колодочка А. С.
У

зондами) и чтобы между пунктами обеспечивалась взаимная види­
мость.
На случай изменения направления ветра при длительном распо­
ложении артиллерийского метеорологического взвода на той же по­
зиции следует заранее выбрать запасной теодолитный пункт с та-

Рис. 2. Примерная схема расположения АМВ на позиции

ким расчетом, чтобы он с первым теодолитным пунктом образовал
запасную шаропилотную базу такой же примерно длины, как и ос­
новная, и чтобы направление этой базы было приблизительно под
прямым углом к основной.
Пункт наземных метеорологических наблюдений располагается
вблизи первого теодолитного пункта. Вокруг него должно быть от­
крытое место, обеспечивающее свободный доступ ветра к приборам
(отсутствие леса, кустарника, возвышенностей, строений и т. п.).
Аппаратная машина ПАМС устанавливается в укрытом месте
обычно в районе первого теодолитного Пункта (до 50—100 м). При
этом1 необходимо учитывать, что радиозондировочный пункт, нахо­
дящийся в аппаратной машине, должен быть достаточно удален от
18

мощных радиостанций и линий высокого напряжения, могущих со­
здавать помехи при приеме сигналов радиозонда.
Аппаратная машина предназначена для подготовки радиозон­
дов к выпуску, приема и обработки данных температурного и ветро­
вого зондирования1 атмосферы, вычисления баллистических харак­
теристик метеорологических элементов и, наконец, для составления
метеорологических бюллетеней.
Вблизи от аппаратной машины (до 15—25 ж)' устанавливается
вентиляционная установка (будка) для выдержки радиозондов на
воздухе.
Газогенераторный пункт (прицеп с газогенератором) следует
располагать не ближе 100 ж от всех остальных пунктов (при обору­
дованном укрытии для газогенераторного пункта это расстояние
может быть уменьшено до 30—50 ж) и желательно вблизи источни­
ка воды (родник, колодец, озеро, ручей, река и т. п.), так как для
добывания водорода в полевых условиях требуется в значительном
количестве вода.
Вблизи первого теодолитного пункта устанавливается специаль­
ная палатка, предназначенная для наполнения водородом шаро­
пилотных оболочек перед выпуском радиозондов (радиопилотов,
ш а ров-пилотов), особенно в условиях сильного наземного ветра.
Основным источником электропитания аппаратной машины,
прицепа и вентиляционной установки служит бензоэлектроагрегат,
устанавливаемый вблизи от аппаратной машины.
Радиолокационная станция с агрегатом питания обычно распо­
лагается непосредственно возле первого теодолитного пункта
(10—20 ж), но с таким расчетом, чтобы она не мешала производст­
ву наблюдений за шаром-пилотом с теодолитного пункта.
Для зашиты машин, приборов и личного состава от поражающе­
го’ действия атомного оружия и огня противника оборудуются укры­
тия в виде окопов (колодцев) и убежищ применительно к обстанов­
ке и условиям местности; от наблюдения противника широко при­
меняются различные маскировочные средства.
Теодолитные пункты шаропилотной базы связываются между
собой и с аппаратной машиной прямой двухпроводной телефонной
связью. В1 эту же линию включается телефон радиолокационной
станции. Все телефоны включаются в линию параллельно.
Для удобства работы, одновременного и быстрого приема команд
(сигналов) наблюдатели у теодолитов, вычислитель на пункте об­
работки и оператор на радиолокационной станции пользуются микро-телефонными гарнитурами или телефонными наушниками, вклю­
ченными в линию параллельно с телефонными аппаратами.
Топографическая привязка элементов позиции артиллерийского
метеорологического взвода производится обычно силами и средст­
вами самого взвода.
Выбрав позицию в указанном для развертывания АМВ районе,
командир взвода определяет по карте координаты первого теодо­
литного пункта и его высоту над уровнем моря. Затем при по­
2*

19

мощи карты и теодолита определяют на местности поправку для
перехода от магнитных азимутов к дирекционным углам ( \ А т).
Кроме того, при помощи мерной ленты и теодолитов для каждой
шаропилотной базы определяют: длину базы (b) в метрах, дирекционный угол базы (аь) в градусах и превышение (Л) второго
теодолитного пункта над первым в метрах.
При ограниченных сроках на подготовку первого зондирования
топографическую подготовку запасной, а в некоторых случаях и ос­
новной шаропилотной базы производят в процессе или по оконча­
нии зондирования.
Поправка для перехода к дерекционным углам обычно опре­
деляется после перемещения артиллерийского метеорологиче­
ского взвода в новый район работы на расстояние не менее 50 км .
к

Рис. 3. Определение длины шаропилотной базы
при помощи короткого базиса

Поправка вычисляется как средняя разность дирекционных
углов (а) и магнитных азимутов (Ат) двух-трех направлений,
определенных соответственно по карте и на местности при по­
мощи теодолитов
Д^ т = а — А т (1-1)
Длину шаропилотной базы определяют, как правило, при помо­
щи вспомогательного короткого базиса с (рис. 3), который развер­
тывают при первом! «ли втором теодолитном пункте примерно под
прямым углом к шаропилотной базе. Длина вспомогательного бази­
са должна быть не менее 7ю длины шаропилотной базы, а при воз­
можности — до lU ее длины.
Длину вспомогательного базиса измеряют мерной лентой вперед
и назад с точностью до 0,1' м и из полученных значений вычисляют
среднее. При расхождении двух измерений более чем на 0,2% изме­
ренной длины производят третье измерение.
Если вспомогательный базис выбран на местности с заметным
уклоном, то при помощи теодолита измеряют угол превышения од­
ного конца базиса над другим (6); в том случае, когда он боль­
ше 5°, измеренную длину базиса приводят к горизонту, умножая ее
на sm (90"—б).
Кроме того, для определения длины шаропилотной базы изме­
ряют при помощи теодолитов все три угла треугольника Т{Г2К, об­
разованного теодолитными пунктами и концом вспомогательного
базиса. Каждый угол измеряют два раза с точностью до 0,1'°' с изме20

пением положения горизонтального лимба и из полученных значе­
ний вычисляют среднее. При расхождении двух измерений каждого
угла больше чем на' 0,2° производят третье измерение. Сумма всех
трех углов должна быть равна 180” с отклонением не более чем
на 0,2°. В противном случае производят повторное измерение углов.
Длину шаропилотной базы вычисляют по формуле
с
( 1. 2 )
b
sin В.
sin С
Если позволяют условия, длину шаропилотной базы измеряют
мерной лентой непосредственно. При этом измерения производят
два раза (впереди назад), и если расхождение не будет превышать
0,5% измеряемой длины, то вычисляют среднее значение с округле­
нием до 1 м.
Дирекционный угол базы определяют при помощи шаропи­
лотного теодолита, установленного на первом пункте и ориенти­
рованного по магнитной стрелке. В измеренный теодолитом маг­
нитный азимут базы А тЬ вводят поправку ДА т с ее знаком и
получают дирекционный угол базы <хь
=

0 -3)

Превышение второго теодолита над первым вычисляют по дли­
не базы и углу превышения второго теодолитного пункта над пер­
вым, измеренному теодолитом с первого пункта, либо при помощи
карты (подсчетом горизонталей). При измерении угла превышения
теодолитом обязательно учитывают поправку на место нуля' верти-,
•кального круга теодолита. Угол измеряют два раза с точностью
до 0, Г' (с нарушением, и восстановлением установки по уровню)
к из полученных значений вычисляют среднее. Если расхождение
при двух измерениях будет превышать 0,23, производят третье из­
мерение. Превышение вычисляют с помощью логарифмической ли­
нейки по формуле
h = b \ g z b,
(1.4)
где
— угол превышения второго теодолита над первым.
Если второй теодолит выше первого, то знак превышения плюс,
а если ниже — минус.
Ориентирование радиолокационной станции производится отно­
сительно направления «север—юг». Для этого до постановки ра­
диолокационной станции на позицию при помощи теодолита опре­
деляется дирекционный угол с будущей точки стояния станции на
удаленный ориентир. Кроме того, на ориентир определяется верти­
кальный угол для последующего контроля установки антенной си­
стемы радиолокационной станции по углу места.
Па развертывание артиллерийского метеорологического взвода
и подготовку к первому комплексному зондированию с момента
прибытия взвода на позицию до момента выпуска радиозонда тре­
буется в среднем около 1,5 часа светлого времени, не считая вре­
мени на инженерное оборудование позиции взвода.
21

На развертывание метеовзвода и подготовку к первому комп-j
лексному зондированию только при помощи радиолокационной'
станции (без подготовки и развертывания шаропилотной базы)
требуется в среднем 30—40 минут? на свертывание взвода и на.
подготовку его' к маршу требуется около 45—50 минут.
§ 5. ПОРЯДОК и МЕТОДЫ РАБОТЫ ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ
АРТИЛЛЕРИЙСКОЙ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ

Подразделения артиллерийской метеорологической службы,,
выполняя стоящие перед ним» задачи, определяют для отдельных
видов артиллерии, как правило, различные метеорологические дан­
ные. Однако основными исходными данными для составления ме­
теорологических бюллетеней являются данные о температуре возду­
ха, давлении атмосферы и ветре у поверхности земли и на различ­
ных высотах, т. е. данные о распределении этих метеорологических
элементов по высоте.
Для определения метеорологических данных подразделения ар­
тиллерийской метеорологической службы оснащены специальной
аппаратурой, приборами, принадлежностями и различным вспомо­
гательным оборудованием, позволяющими производить наземные
и высотные метеорологические наблюдения, а также обработку
этих наблюдений.
Рассмотрим порядок и объем работы, а также краткую характе­
ристику тех методов определения метеорологических данных, кото­
рые применяются в настоящее время основными подразделениями
артиллерийской метеорологической службы — метеовзводами. Р а­
бота других подразделений службы по своему объему обычно мень­
ше, а по применяемым методам определения метеорологических
данных — аналогична работе взвода.
Боевая работа артиллерийского метеорологического' взвода по
определению метеоданных и составлению бюллетеней обычно вклю­
чает в себя:
— наземные метеорологические наблюдения;
— добывание водорода;
— ветровое зондирование атмосферы;
— температурное (комплексное температурно-ветровое) зонди­
рование атмосферы;
— обработку результатов метеорологических измерений;
— вычисление баллистических отклонений (значений) метеоро­
логических элементов;
— составление артиллерийских метеорологических бюллетеней;
— передачу бюллетеней в штабы и подразделения артиллерии.
Все эти работы1обычно перекрываются по времени их выполне­
ния, а некоторые из них могут даже вовсе не выполняться, напри­
мер добывание водорода, комплексное зондирование и др.
Наземные метеорологические наблюдения в том или ином объ­
еме. производятся во всех подразделениях артиллерийской метеоро22

I

\ логической службы. Наиболее полно их осуществляют, артиллерийские метеорологические -взводы.
Наземные метеорологические наблюдения заключаются в изме­
рении при помощи специальных метеорологических приборов на­
земных значений основных метеорологических элементов: давления
атмосферы, температуры воздуха, направления и скорости ветра.
Наземное давление атмосферы измеряется при помощи баро­
метров-анероидов, точность измерения давления выверенным баро­
метром (поверяется через каждые шесть месяцев) характеризуется
срединной ошибкой порядка 0,8—1,0 мм рт. ст.
Наземная температура воздуха измеряется при помощи венти­
ляционных психрометров. Точность измерения температуры выве­
ренным психрометром характеризуется срединной ошибкой поряд­
ка 0,2—0,ЗгС.
Направление и скорость наземного ветра обычно измеряются
как средние по 10 отсчетам за 5 минут при помощи артиллерий­
ских полевых ветромеров. Точность измерения вектора скорости на­
земного ветра характеризуется срединной круговой ошибкой по­
рядка М-2 м/сек в зависимости от величины ветра.
Кроме того, в наземные метеорологические наблюдения вклю­
чается определение барометрической тенденции (изменение давле­
ния атмосферы в мб или мм рт. ст. за последние три часа), а также
визуальные (без приборов) метеорологические наблюдения над об­
лачностью, состоянием погоды и почвы в районе расположения ме­
теоподразделения.
Наземные метеорологические измерения при помощи приборов
производятся перед каждым выпуском шара-пилота (радиопилота)
или радиозонда, а также перед каждой передачей бюллетеней.
Уточненные значения наземной температуры и давления включают­
ся в передаваемые бюллетени. Независимо от этого через каждые
три часа производятся так: называемые срочные метеорологические
наблюдения как при помощи приборов, так и без них. Для выпол­
нения всего комплекса наземных метеорологических наблюдений
требуется в среднем до 10 минут.
Водород для наполнения радиозондовых и шаропилотных обо­
лочек в боевых условиях обычно добывается при помощи полевого
водородного газогенератора. Получаемый в газогенераторе водород
в процессе добывания перепускается в' баллоны для хранения водо­
рода, из которых в дальнейшем и производится наполнение оболо­
чек.*
В отдельных случаях, если позволяет обстановка, а также в мир­
ное время водород может поступать на снабжение подразделений
артиллерийской метеорологической службы в готовом виде в бал­
лонах, наполненных на специальных газовых заводах.
* Конструкция некоторых типов газогенераторов и способ добывания во­
дорода в них позволяют наполнять оболочки непосредственно из газогенера­
тора в процессе получения водорода.

23

В артиллерии зондирование атмосферы производится с целью
установить распределение по высоте скорости и направления ветра,
температуры воздуха и атмосферного давления (плотности воз­
духа).
Ветровое зондирование атмосферы подразделения артиллерий­
ской метеорологической службы производят методом шаров-пило­
тов (радиопилотов), а температурное — методом радиозондов. При
этом температурное зондирование, как правило, самостоятельно не
производится, с ним совмещают ветровое, производя так называе­
мое комплексное температурно-ветровое зондирование атмосферы.
При ветровом зондировании наблюдения за шарами-пилотами
(раджмтилотами или шарами с радиозондами) производятся при
помощи оптических или радиотехнических средств.
Оптические' средства — шаропилотные (ШТ) или аэрологиче­
ские (АТ «ли АТК) теодолиты — позволяют наблюдать шар-пилот
до предела его видимости, который зависит от состояния атмосфе­
ры (степень ее прозрачности, наличие, характер и высота облаков)
и времени суток. Днем в ясную погоду при хорошей вертикальной
видимости высота наблюдений оптическими средствами составляет
в среднем 7—12 км в зависимости от скорости ветра и размеров
шара; в ночное время шары-пилоты с осветительными приспособле­
ниями (фонариками) можно наблюдать лишь до высоты 2—4 км,
и то при отсутствии облаков. В условиях облачной погоды высота
зондирования при помощи теодолитов ограничивается нижней гра­
ницей облаков.
Радиотехнические средства — радиолокационные или радиопеленгационные станции — позволяют наблюдать радиопилот (ра­
диозонд) независимо от оптической видимости (в облаках, в ту­
мане, в дыму, при запылении атмосферы, в сумерки и ночью). Мак­
симальная высота ветрового зондирования атмосферы при помощи
применяемых в настоящее время радиолокационных станций в сред­
нем колеблется от !0 до 30 км, а в отдельных случаях может быть
и больше.
Предельная высота зондирования ( Y m) при помощи радиолокационных
станций зависит от максимальной дальности автоматического сопровождения
радиопилота (радиозонда) данным типом станции (Dm), скорости среднего ветра
в пределах высоты зондирования (W ) и средней вертикальной скорости
подъема радиопилота (U). В общемвидеэту зависимость можно выразить сле­
дующей формулой:
(1.5)

Так, при D m= 40 км, W- 15 м сек и £/=360 м!мин получаем максимально
возможную высоту зондирования атмосферы около 15 км.
Кроме того, предельная высота ветрового зондирования атмосферы зависит
от качества шаропилотных оболочек.

Возможность ветрового зондирования при помощи радиолока­
ционных станций иногда может ограничиваться такими явлениями,
24

как сильный ливневый дождь, снегопад или грозовое состояние ат­
мосферы, а также активными и пассивными помехами, создавае­
мыми противником.
Точность ветрового зондирования атмосферы в общем случае
характеризуется величиной срединной круговой ошибки определе­
ния вектора скорости среднего (действительного) ветра порядка
0,5—0,7 м/сек.
В настоящее время для температурного (комплексного) зонди­
рования атмосферы подразделения артиллерийской метеорологиче­
ской службы применяют в основном радиозонд РЗ-049, а в отдель­
ных случаях — специальный радиозонд РКЗ-1. Конструкция радио­
зонда РЗ-049 может обеспечить температурное зондирование атмо­
сферы! до высоты порядка 25—30 км, а радиозонда РКЗ-1 — до
высоты 35—40 км. При существующих оболочках средняя высота
зондирования составляет 15—25 км.
Точность температурного зондирования атмосферы указанными
радиозондами характеризуется величиной срединной ошибки в из­
мерении температуры зоздуха. на различных высотах порядка от
0,5 до 1,5°'С в' зависимости от высоты и типа радиозонда. С увели­
чением высоты ошибки обычно возрастают.
Подразделения артиллерийской метеорологической службы,
производя метеорологические измерения, одновременно осуществ­
ляют и обработку результатов этих измерений.
Обработка результатов наземных метеорологических наблюде­
ний заключается в определении наземных отклонений (значений)
температуры, давления и плотности воздуха от нормальных (таб­
личных) значений этих метеорологических элементов.
Обработка результатов ветрового и температурного (комплекс­
ного) зондирований атмосферы заключается в установлении рас­
пределения по высоте направления и скорости среднего (действи­
тельного) ветра, температуры воздуха и атмосферного давления
(отклонения плотности воздуха).
На основании обработанных результатов всех метеорологиче­
ских измерений подразделения артиллерийской метеорологической
службы вычисляют так называемые баллистические средние, т. е.
баллистические отклонения (значения) метеорологических элемен­
тов: баллистический ветер, баллистическое отклонение температу­
ры и баллистическое отклонение плотности воздуха. Вычисление
баллистических средних производится, как правило, также одно­
временно с проведением1' зондирования атмосферы.
Подразделения артиллерийской метеорологической службы в за­
висимости от поставленных перед ними, задач по обеспечению того
или иного вида артиллерии могут определять различные метеороло­
гические данные.
Артиллерийские метеорологические взводы метеобатарей обыч­
но определяют следующие данные.
25

1. Для подготовки стрельбы наземной ствольной и реактивной
артиллерии:
наземные отклонения давления атмосферы (Л/г0) и тем­
пературы воздуха (Л£,) от нормальных их значений на месте
расположения взвода (в горной местности — наземные значения
давления /г0 и температуры ta);
— направление (дирекционный угол a.w) п скорость ( W gH)
баллистического ветра для установленных стандартных высот
траекторий включительно до высоты, указанной артиллерийским
штабом;
— баллистическое отклонение температуры воздуха (Д"^)
для тех же стандартных высот траекторий (в горной местности „баллистическую температуру11 tr) .
2. Для подготовки стрельбы войсковой зенитной артиллерии:
— наземные отклонения давления атмосферы (Д/г0), темпера­
туры (Д£0) и плотности (Д/7,,) воздуха от нормальных их значе­
ний на месте расположения взвода;
— направление (азимут зенитной артиллерии $w) и скорость
( W вз) баллистического ветра для установленных стандартных вы­
сот точек разрывов включительно до высоты, указанной артил­
лерийским штабом;
баллистическое отклонение температуры ( Л ^ ) и баллисти­
ческое отклонение плотности (ДП б) воздуха для тех же стан­
дартных высот.
3. Для учета метеорологических условий при работе под­
разделений артиллерийской звуковой разведки:
— наземную температуру воздуха (£„):
направление (дирекционный угол ау ) и скорость ( V0) на­
земного ветра;
температуру воздуха (t ) для стандартных высот звуковой
разведки включительно до высоты 1100 м;
- направление (дирекционный угол ау) и скорость (V) дей­
ствительного ветра для тех же стандартных высот.
Во всех случаях температура воздуха или ее отклонение опре­
деляются с учетом виртуальной поправки (виртуальная температу­
ра), за исключением наземного отклонения температуры для зенит­
ной артиллерии, где влажность воздуха не учитывается.
Все перечисленные метеорологические данные вычисляются
с округлением окончательного результата до следующих величин:
— давление атмосферы и его отклонение до 1 мм рт. ст.;
— температура воздуха и ее отклонения до 1°С;
— отклонения относительной плотности воздуха до 1%;
— направление ветра до 1-00;
— скорость ветра до 1 м/сек.
26

Полученные в результате обработки метеорологические данные
помещаются в бюллетени различного назначения и содержания,
которые в установленные штабом сроки передаются артиллерий­
ским1подразделениям (частям, группам).
Артиллерийские метеорологические бюллетени в зависимости от
назначения имеют следующие условные наименования:
«метеоогневой» — для подготовки стрельбы наземной стволыной
и реактивной артиллерии;
«метеогорный» — для подготовки стрельбы наземной ствольной
артиллерии в горной местности по специальным горным таблицам
стрельбы;
«метеозенитный» — для подготовки стрельбы войсковой зенит­
ной артиллерии;
«метеозвук» — для работы звуковой разведки.
Кроме того, артиллерийскими метеорологическими взводами мо­
гут составляться метеорологические бюллетени специального наз­
начения.
Передача бюллетеней обычно осуществляется по радио откры­
тым) текстом в виде циркулярных радиограмм' (без подтверждения
приема) и дублируется по телефону через узлы связи артиллерий­
ских штабов.
Сроки передачи бюллетеней, волна (частота) и позывные радио­
станций, передающих бюллетени, устанавливаются распоряжением
соответствующего артиллерийского штаба и заблаговременно дово­
дятся до всех артиллерийских частей (групп) и подразделений.
Бюллетени, составляемые артиллерийскими метеорологически­
ми взводами, передаются, как правило, через каждые один-два ча­
са. Могут составляться и передаваться также и внеочередные бюл­
летени.

ГЛАВА ВТО РАЯ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ ОБ АТМОСФЕРЕ
§ 6. СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

В начале XX столетия, когда накопились некоторые статистиче­
ские материалы аэрологических измерений, производившихся выше
10—12 км, стало очевидным, что в атмосфере необходимо разли­
чать два слоя. Первый из них (от поверхности' земли до высоты по­
рядка 10—12 км) характеризуется понижением температуры с вы­
сотой. Этот слой был назван тропосферой. Во втором слое (выше
тропосферы) температура с высотой почти не меняется; он был
назван стратосферой. Основное отличие этих слоев заключается
в неодинаковом характере распределения температуры воздуха
с высотой.
Долгое время не знали, на какой высоте находится верхняя
граница стратосферы. Только в 20-х годах был открыт новый
слой — ионосфера. Нижняя граница ионосферы начинается при­
мерно с высоты 80 км. Эта высота и была принята за верхнюю граг
ницу стратосферы. Характерной особенностью ионосферы является
значительная ее ионизация под действием солнечных лучей и боль­
шая электропроводность. Позже было предложено выделять еще
один, самый внешний слой атмосферы в особую, четвертую сферу—
сферу рассеивания. Этот слой начинается с высоты порядка 800 км.
Названием этого слоя подчеркивается основная особенность сферы:
из нее происходит рассеяние газов в мировое пространство.
Однако если делить атмосферу на слои по характеру распреде­
ления температуры по высоте, что особенно важно и с точки зре­
ния метеорологического обеспечения стрельбы артиллерии, то не­
обходимо применять несколько другую терминологию атмосферных
слоев.
Международным геодезическим и геофизическим союзом
в 1951 г. было принято следующее разделение атмосферы по слоям:

28

Название слоя

Высота, км

1.
2.
3.
4.
5.

11—40
4 0 -8 0
80—300
Выше 300

Тропосфера
Стратосфера
Мезосфера
Термосфера
Экзосфера

0 -1 1

При таком делении атмосферы сохраняется основной признак
каждого слоя — его температурная характеристика.
На: рис. 4 изображены эти слои и кривая изменения температу­
ры с высотой. По рисунку видно, что температура в тропосфере по­
нижается с высотой, в стратосфере почти неизменная, а в мезосфе­
ре сначала повышается, а затем понижается. В термосфере темпе­
ратура с высотой повышается.
Переходный слой между тропосферой и стратосферой называет­
ся тропопаузой, между стратосферой и мезосферой — стратопау­
зой, а между мезосферой и термосферой — мезопаузой. Чем выше
переходный слой, тем больше его мощность. Так, если тропопауза
имеет толщину 1—3 км, то мезопауза может простираться на десят­
ки километров.
Тропосфера — самый нижний слой атмосферы. Высота верхней
границы тропосферы на одной и той же широте меняется в зависи­
мости от времени года: летом она больше, а зимой меньше. Эти
колебания в основном связаны с изменением атмосферного давле­
ния у поверхности земли. Еще более резкие различия в высоте
верхней границы тропосферы наблюдаются по широтам. Если
в средних широтах тропосфера распространяется примерно до вы­
соты 10—12 км, то у полюсов она составляет всего 7—9 км, а у
экватора поднимается значительно выше, достигая 17—18 км.
В последние годы было обнаружено, что обычно над широтой
35—48°' на высоте 8—12 км часто наблюдаются очень сильные вет­
ры, так называемые струйные течения. Скорость их в среднем
45—55 MjceK, а иногда достигает 60—80 м!сек и более. В связи
с этим высота верхней границы тропосферы (высота тропопаузы)
сначала повышается в направлении от полюса к экватору посте­
пенно, но в области струйного течения переход тропопаузы в более
экваториальное положение совершается скачком. В тропопаузе, как
во всяком переходном слое, наблюдаются в большинстве случаев
значительные изменения температуры и нарушения ее плавного
хода по высоте, что является определяющим признаком положения
этого- слоя.
Наиболее типичной особенностью тропосферы является пониже­
ние в ней температуры с высотой. На верхней границе тропосферы
в средних широтах температура составляет 50—60°' ниже нуля,
а над экватором иногда доходит до —80°С. В тропосфере очень
резко проявляется вертикальное перемешивание воздуха, что яв­
ляется второй важной особенностью этого слоя.
Над умеренными широтами в тропосфере наблюдается преиму­
щественно западный перенос воздуха. Скорость ветра с высотой
обычно возрастает, достигая на высоте 10—12 км в среднем
18—22 м/сек. В тропосфере воздух сильно уплотнен по сравнению
с более высокими слоями атмосферы. Здесь сосредоточено около
3/4 массы атмосферы, что весьма важно для развития многих ат­
мосферных процессов. В этом слое находится почти весь содержа­
щийся в атмосфере водяной пар, образуются мощные облака и вы29

.

Тропосфера ^ 4 -

—

Стратосфера

--------------- :— ~— ■—

~— *

4» М е з о с ф е р а

-

4-

-------------------

Термосфера

Экзосф ера

~ 80-60 - 40-20 0 +20*+0 60 80 100120 140160180200220 Д а .8 т е н и ,е М.5
Т е м п е р а т у р а "С
iOOO 800 600 <too 2 0 0
о

10
С редняя спорость Ветра.

Рис. 4 Строение атмосферы

м /сек

О

падают осадки. Этот слой отличается от других и по запыленности.
Таким образом, тропосфера — это тот слой, в котором разыгры­
ваются основные явления погоды.
Самый нижний слой тропосферы, толщина которого колеблется
в пределах 1—2 км, называется слоем возмущения? (механического
перемешивания). В нем наиболее резко проявляется механическое
и тепловое влияние земной поверхности, что накладывает отпеча­
ток на характер распределения температуры, влажности и ветра,
а также на все развивающиеся здесь процессы.
Стратосфера находится над слоем тропосферы и распространяет­
ся в высоту до 40 км. Этот слой отличается от тропосферы в пер­
вую очередь по распределению температуры с высотой: от тропо­
паузы до высоты 30—35' км наблюдается в среднем постоянство
температуры (минус 55—60°С), а затем — ее повышение. Верти­
кальное перемешивание воздуха в стратосфере ослаблено. Плот­
ности воздуха здесь значительно меньше, чем в тропосфере. Атмо­
сферное давление в пределах стратосферы изменяется в среднем от
220—230 мб у тропопаузы до 3—4 мб на высоте 40 км. Здесь воз­
дух уже довольно сильно разрежен, значительно меньше в нем
примесей, поэтому меньше рассеивается солнечный свет, и небо
имеет почти черный цвет с синеватым или фиолетовым оттенком.
В стратосфере редко бывают облака. Изредка достигают ниж­
них слоев стратосферы' перистые облака. Облака верхних слоев
стратосферы называются перламутровыми. Они наблюдаются ред­
ко и располагаются обычно на высоте 22—30 км. Эти облака со­
стоят из ледяных мельчайших кристалликов и блестят, как перла­
мутр. Облака свидетельствуют, что в стратосфере имеется водяной
пар, хотя его значительно меньше, чем в тропосфере. В стратосфе­
ру водяной пар проникает из тропосферы. Это возможно лишь при
перемешивании воздуха в вертикальном направлении, а также при
вулканических извержениях, сильных взрывах и т. п.
Наблюдения свидетельствуют о существовании в стратосфере
ветров, меняющих свое направление и порою очень сильных. В ниж­
ней части стратосферы до высоты 20—25 км скорость ветра пони­
жается в среднем до 10 м/сек, а выше возрастает, достигая в от­
дельных случаях 100 м/сек и более. Обычно наблюдается переход
воздушных течений от западных направлений в нижних слоях стра­
тосферы' к восточным в более высоких слоях. Иногда ветер в двух
соседних слоях имеет существенно различные направления, кото­
рые быстро меняются со временем.
В настоящее время с развитием реактивной и ракетной артил­
лерии, а также скоростной авиации изучение стратосферы приобре­
тает рсобенно большое значение.
Мезосфера распространяется от 40 до 80 км и включает в себя
теплый1слой атмосферы.
В результате специально поставленных наблюдений за характе­
ром отражения акустических колебаний от высоких слоев атмо­
сферы, метеорных наблюдений и особенно новейших исследований
31

при помощи ракет, а также наблюдений советских ученых над су­
меречными явлениями было установлено, что с 30—35 км темпера­
тура начинает повышаться и к высоте 50—60 км\ достигает значе­
ний 70—100°'С. Такое повышение температуры объясняется нали­
чием в этих слоях атмосферы озона. Озон обладает тем свойством,
что, с одной стороны, очень хорошо поглощает ультрафиолетовые
лучи Солнца, а с другой стороны — длинноволновое излучение
Земли. Озон поглощает значительную часть тепла солнечных и зем­
ных лучей и нагревает воздух. Повышение температуры, начинаю­
щееся приблизительно от 30 км, продолжается до 45—55 км, где
находится верхняя часть озонного слоя. Хотя здесь озона и меньше,
чем на более низких уровнях (максимальная плотность озона —
на высоте 25—30 км), но именно эта часть слоя, обращенная
к Солнцу, нагревается сильно поглощаемыми ею ультрафиолетовы­
ми лучами. Верхний слой мезосферы от 60 до 80—82 км изучен
в основном сумеречным и метеорным методами. Установлено, что
в этом слое происходит понижение температуры до значений
—50—75°С на его верхней границе. Существование этого холодно­
го слоя подтвердилось и ракетными подъемами.
В мезосфере по метеорным и другим наблюдениям отмечается
очень сильный ветер, достигающий 100—200 м/сек, а в отдельных
случаях и больше. Воздушные течения здесь наблюдаются обычно
восточного направления. Атмосферное давление в верхних слоях
мезосферы составляет сотые доли миллибара.
Термосфера ограничивается высотами от 80 до 300 км. Различ­
ные методы изучения этого слоя1атмосферы и теоретические расче­
ты показывают, что температура в нем с высотой, по-видимому, ра­
стет и достигает значений порядка 600— 1000°С. Однако эти данные
не являются окончательными и требуют уточнения; результаты, по­
лученные разными методами, дают довольно значительные рас­
хождения. Достаточно достоверными признаются данные о темпе­
ратуре до высоты 120 км, на которой она составляет около 100'С.
Повышение температуры на этих высотах может быть объясне­
но ионизацией сильно разреженного' воздуха под действием ультра­
фиолетового излучения Солнца. Возможно также, что большое ко­
личество тепла поглощается имеющимися здесь мельчайшими твер­
дыми частицами космической пыли, попадающими в атмосферу из
мирового пространства.
Следует отметить, что: на больших высотах при крайней разре­
женности воздуха понятие «температура газа» приобретает совсем
другой смысл, чем в нижних слоях атмосферы, и этот термин мо­
жет быть применен только условно. При сильном разрежении воз­
духа его молекулы (атомы) находятся на большом расстоянии друг
от друга. Поэтому, хотя они и движутся с большими скоростями,
тело, находящееся в таком воздухе, почти не будет нагреваться от
соприкосновения с ним. Оно будет получать тепло непосредственно
•от солнечных лучей. В зависимости от свойств тела это нагревание
может быть довольно значительным.
32

Средняя скорость ветра в термосфере равна 40—50 м/сек, в от­
дельных случаях она достигает 150—200 м/сек и больше. Хотя пре­
обладающее направление ветра в термосфере западное и юго-за­
падное, здесь бывают ветры и других направлений, особенно часто
зимой. Сведения о ветре в верхних слоях атмосферы получены с по­
мощью наблюдений за передвижением серебристых облаков и ме­
теорных следов.
Серебристые облака наблюдаются в северной или северо-запад­
ной части неба, вблизи горизонта. Это яркие тонкие светящиеся
прозрачные облака, состоящие из мельчайших ледяных кристалли­
ков. Благодаря своеобравному свечению, напоминающему металли­
ческий блеск, эти облака получили название серебристых. Серебри­
стые облака, расположены на высотах 80—85 км, их освещает
Солнце, находящееся под горизонтом места наблюдения.
В термосфере наблюдаются также полярные сияния, связанные
с потоком в разреженной атмосфере заряженных электричеством
частиц от Солнца.
Экзосфера является последним внешним слоем атмосферы, ко­
торый в настоящее время успешно изучается при помощи специаль­
ных геофизических ракет и особенно искусственных спутников Зем­
ли. Нижняя граница экзосферы начинается с высоты около 300/ш.>
Газ в этом слое чрезвычайно сильно разрежен. Так, анализ обрабо­
танных материалов по третьему советскому искусственному спутни­
ку Земли показывает, что плотность на высоте 270 км в десять мил­
лиардов раз меньше, чем у поверхности земли, а на высоте 370 км—
меньше в сто миллиардов раз.
Характерной особенностью последней сферы является рассеяние
частиц в мировое пространство.
Кроме приведенного деления атмосферы на слои по характеру
распределения температуры по высоте, существуют и другие прин­
ципы ее разделения по ряду физических признаков (электрические
свойства, химический состав воздуха и т. д.).
§ 7. СОСТАВ И ОСНОВНЫЕ ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА АТМОСФЕРЫ

Чистый и сухой воздух представляет собой механическую смесь
различных газов. Основными составляющими частями воздуха
у земной поверхности являются азот, кислород, аргон и углекислый
газ. По объему азота содержится в воздухе 78,09%, кислорода —
20,95%, аргона — 0,93% и углекислого газа — 0,03%. Кроме этих
газов, в состав воздуха в ничтожных количествах входят неон, ге­
лий, криптон, водород, ксенон, озон и др. Но содержание их на­
столько мало, что в сумме они составляют по объему менее 0,01%.
В пределах тропосферы воздух всегда влажный. Влага в воздухе
может содержаться в газообразном, жидком и твердом состояниях,
легко переходя из одного состояния в другое. Кроме того, в нижних
слоях атмосферы содержатся различные примеси: частички солей,
пыли, продукты .горения, пыльца растений, множество различных
бактерий и т. п.
3 Колодочка А. С.

33

Многочисленные анализы показывают, что процентное содер­
жание газов в приземном слое воздуха, кроме водяного пара, отли­
чается большим постоянством. Объясняется это значительной под­
вижностью и непрерывным, перемешиванием воздуха. Количество
же водяного пара в составе воздуха очень непостоянно. Оно может
достигать 4% по объему при жаркой влажной погоде и понижаться
почти до 0% при сильных морозах, т. е. влага является наиболее
изменчивой из составных частей воздуха.
Из газов, содержащихся в воздухе в переменных количествах,
следует особо выделить три: водяной пар, углекислый газ и озон.
Их содержание в воздухе мало по сравнению с основными газами,
но влияние на атмосферные процессы очень велико. Достаточно
сказать, что поглощение и излучение атмосферной лучистой энер­
гии в основном определяется присутствием этих газов. Отсюда их
большое влияние на тепловой режим атмосферы.
Исследования показывают, что1вследствие наличия в атмосфер­
ном воздухе твердых и жидких частиц, находящихся во взвешенном
состоянии, атмосферу нельзя считать газовой сферой в чистом виде
или молекулярно-дисперсной системой. Будет правильнее, рассмат­
ривать атмосферу, особенно вблизи земной поверхности, как кол.лоидно-дисперсную систему, т. е. аэрозоль. Причем, газы, входящие
в состав атмосферы, играют роль растворителя (дисперсионная
среда), а мельчайшие взвешенные частички твердых и жидких ве­
ществ являются коллоидными частичками (дисперсная фаза).
Воззрение на атмосферу как на аэрозоль позволило применить
к сложным атмосферным явлениям богатейший опыт коллоидной
химии и объяснить такие явления, как, например, конденсация во­
дяных паров, образование осадков и др.
О составе воздуха на различных высотах судят по непосредст­
венным пробам воздуха, а также косвенными путями, используя
главным образом метод спектрального анализа. Пробы воздуха по­
казывают, что состав его в пределах высот до 80-у-ЮО км практи­
чески одинаков. Слой атмосферы от земли до высоты 100 км обыч­
но называют гомосферой (однородная сфера). Выше 100 км нахо­
дится область атмосферы с изменяющимся составом воздуха, так
называемая гетеросфера. В целом же атмосфера до предельных
своих высот остается азотно-кислородной. Правда, на больших вы­
сотах под действием ультрафиолетовой радиации Солнца происхо­
дит расщепление молекул кислорода на атомы, и выше 100 км он
оказывается полностью диссоциированным. Многое говорит за то,
что на еще больших высотах (выше 200—300 км) азот также нахо­
дится в диссоциированном состоянии.
Основными физическими свойствами атмосферы1и ее составных
частей являются следующие.
Воздух примерно в 800 раз легче воды в том же объеме. Вслед­
ствие малой силы внутреннего трения воздух в 8300 раз подвиж­
нее воды; он обладает большой сжимаемостью (примерно в 800 раз
по сравнению с первоначальным объемом) и хорошей упругостью.
34

Воздух, как и все его газообразные составные части, способен рас­
пространяться в других газах (диффундировать). Коэффициент
объемного' расширения воздуха (а) равен 1/273.
Теплоемкость воздуха при постоянном давлении в 4 раза мень­
ше теплоемкости воды и гравна Сп
= 0,2388^0,2
4 —
~а л - . Спор
<
г-град
койный воздух очень плохой проводник тепла: его теплопровод­
ность в 20-:-30 раз меньше теплопроводности воды и в 2000 р а з —
серебра и меди.
Состояние атмосферного воздуха выражается формулой М е н ­
д е л е е в а-К л а п е й р о н а
Р = НПТ,

( 2 . 1)

где р — атмосферное давление, в кГ/м?-,
П --весовая плотность воздуха, в кГ/м3;
Г = t -f- 273 — абсолютная температура воздуха в градусах;
R — удельная газовая постоянная, равная для обычного сос­
тава

сухого*

воздуха 29,27

• Уравнение (2.1), связы­

вающее между собой давление, плотность и температуру, носит
название уравнения состояния.
Атмосферный воздух подчиняется всем физическим законам, ко­
торые применимы для смеси газов, т. е. законам Бойля-Мариотта,
Гей-Люссака, Шарля, Дальтона и Архимеда. Причем, эти законы
справедливы не только для сухого, но и для влажного воздуха, со­
держащего водяные пары до предела его насыщения.
Известно, что основная часть массы атмосферного воздуха со­
средоточена в нижнем, сравнительно тонком слое. Так, половина
всей массы воздуха находится в слое от поверхности земли до вы­
соты 5,5 км. До 11 км сосредоточено около 75% массы воздуха,
а выше 32 км находится меньше 1% воздуха .Таким образом, с точ­
ки зрения стрельбы артиллерии высоту 50—60 км, где плотность
воздуха уже в 750—1000 раз меньше наземной, можно предположи­
тельно считать верхней условной границей атмосферы. Выше
50—60 км ракета (снаряд) при скоростях полета до 3 км/сек не
будет практически испытывать сопротивление воздуха.
‘
Выше 120 км наступает тишина межпланетного пространства,
так как здесь звук распространяться уже не может. Распростране­
ние звука прекращается потому, что длина свободного пробега мо­
лекул воздуха достигает той же величины, что и длина звуковых
волн.
Расчеты показывают, что выше 150—200 км сопротивление воз­
духа! становится неощутимым и возможно длительное свободное
движение даже при скоростях порядка 8 км/сек. Это — ближайшее
* Удельная газовая постоянная реального влажного воздуха в тропосфере
всегда несколько больше постоянной сухого воздуха, что учитывается через
виртуальную температуру (см. § 15).

3*

/

35

возможное расстояние искусственного спутника Земли, что очень
убедительно доказано успешным запуском советских, а затем и аме­
риканских спутников.
Выше 200 км вступают в действие почти все факторы межпла­
нетного пространства. Однако и здесь еще не кончается атмосфера
в полном смысле слова, так как частицы газа обнаруживаются до
высоты порядка 1000— 1200 км, на что указывают регулярные на­
блюдения за искусствеными спутниками Земли, а также отдельные
наблюдения за, светимостью ночного неба, за полярными сияниями
и другими явлениями. Поэтому говорить о четкой определенной гра­
нице атмосферы нельзя. Она медленно, постепенно переходит в ми­
ровое пространство.
Исследования последних лет указывают на наличие у Земли га­
зового хвоста, который тянется от Земли в сторону, противополож­
ную Солнцу, на расстояние около 100 000 км. Наличие газового
хвоста еще более осложняет определение верхней границы земной
атмосферы.
§ 8 ПОНЯТИЕ О ТЕПЛОВЫХ ПРОЦЕССАХ В АТМОСФЕРЕ

Главным источником всякой энергии на Земле является Солнце.
Без Солнца жизнь на Земле была бы невозможной. Из огромного
количества энергии, излучаемой Солнцем, Земля получает менее
одной миллиардной ее части. Однако этого количества вполне до­
статочно для поддержания жизни на Земле.
Лучистая энергия Солнца, проникающая в нашу атмосферу, на­
зывается солнечной радиацией.
Солнце посылает на Землю в течение года огромное количество
энергии, около 1 )34- 1021 ккал тепла; этого тепла хватило бы для
того, чтобы расплавить ледяную корку толщиной в 36 м, покрываю­
щую всю поверхность земного шара, и превратить ее в воду при
температуре 0~С. Вся остальная энергия, поступающая на земную
поверхность, например, лучистая энергия звезд и планет, внутрен­
няя теплота Земли, энергия распада радиоактивных веществ зем­
ной коры и т. п., представляет по сравнению с солнечной радиацией
крайне ничтожную величину, примерно 1 : 5000 доли солнечной ра­
диации.
Солнечная радиация является основным источником всех физи­
ческих процессов, совершающихся на земле и в атмосфере. Благо­
даря солнечной радиации поддерживается тот запас тепла, который
необходим для жизни человека, животных в растений. Солнечной
радиации мы обязаны круговороту воды, без которого даже при
наличии тепла была бы невозможна жизнь на земле. Различное
нагревание отдельных районов суши и водных пространств приво:
дит также к возникновению воздушных и морских течений. Энер­
гия, которую мы получаем от сжигания в печах всякого рода топ­
лива, применения паровых и электрических двигателей, использо­
вания силы воды и ветра — в-се это не что иное, как использование
преобразованной солнечной энергии.
36

Солнечная радиация характеризуется интенсивностью. Под ин­
тенсивностью солнечной радиации понимают количество тепла, при­
ходящегося в 1 минуту на 1 см2 черной поверхности, перпендику­
лярной солнечным лучам. У поверхности земли эту интенсивность
называют напряжением солнечной радиации, а на внешней границе
атмосферы (или земной поверхности, если бы атмосфера была аб­
солютно прозрачной) — солнечной постоянной. Точные наблюде­
ния, произведенные в различных пунктах, показали, что солнечная
ка л
постоянная в среднем равна 1,94---- ц-------. Ее колебания вокруг
С$1/ Ж&Ин
среднего значения зависят от солнечной активности (количества
солнечных пятен) и от расстояния между Землей и Солнцем.
Притекающая к нашей планете лучистая энергия Солнца далеко
не вся поглощается системой земля — атмосфера. Часть этой энер­
гии (в среднем 42%) отражается атмосферой, облаками, а также
земной поверхностью (сушей, водой, снегом и т. п.) и безвозвратно
уходит в мировое пространство. Остальная лучистая энергия, попа­
дая в систему земля — атмосфера, частично доходит до земной по­
верхности и поглощается последней, а частично рассеивается и по­
глощается атмосферой, т. е. происходит так называемое ослабление
радиации. При рассеивании лучистая энергия не переходит в дру­
гой вид энергии, а лишь меняет свое первоначальное направление
вследствие преломления и отражения мельчайшими частицами,
взвешенными в воздухе, и самими молекулами воздуха. При погло­
щении радиации происходит преобразование лучистой энергий
в другие виды энергии, преимущественно в тепловую.
Солнце излучает радиацию с волнами различной длины от
ультрафиолетовых (0,17р) до инфракрасных (4р). Видимые лучи
имеют длины волн в пределах от 0,40р (фиолетовые) до 0,76р.
(красные). Наибольшее количество лучистой энергии приходится
на левую часть видимого спектра, т. е. на коротковолновые лучи
зелено-голубой области (0,475р). Эти лучи значительно сильнее
рассеиваются, чем поглощаются, поэтому атмосфера от лучей Солн­
ца нагревается незначительно.
Если рассеиванию в атмосфере подвержены в той или иной сте­
пени лучи всех длин волн, то поглощению подвержены определен­
ные лучи, преимущественно длинноволновые. Количество длинно­
волновых лучей в солнечной радиации сравнительно невелико, по­
этому невелика и доля поглощения радиации атмосферой — около
15% общей лучистой энерпии Солнца.
Часть лучистой энергии, приходящая к земной поверхности в ви- де параллельных лучей от Солнца, называется прямой солнечной
радиацией. Та часть солнечной радиации, которая рассеивается
в атмосфере, в некоторой своей доле также достигает земной по­
верхности в виде так называемой рассеянной радиации.
Как прямая солнечная радиация, так и рассеянная при падения
на земную поверхность частично отражаются от последней и направ­
ляются обратно в атмосферу в виде потоков отраженной радиации.
37

Все эти виды радиации состоят из лучей тех длин волн, которые
входят в состав солнечной радиации и получили в метеорологии
название коротковолновой радиации в отличие от длинноволновой
радиации, которая излучается земной поверхностью и атмосферой.
Поверхность земли, нагретая прямой или рассеянной радиацией,
сама излучает тепло в атмосферу, и тем сильнее, чем выше ее тем­
пература. Так как земная поверхность излучает преимущественно'
длинноволновые лучи (от 3 до 80ц при максимуме 10ц), которые
больше всего подвержены поглощению, особенно водяными параНоротноболнобая радиация Дли нноболноби я радиация
Мирабов
*100 Q -30 -3
просглранст^
Т J 4
/\ 4 / /
/
t/5'

Ятмосфера

'

1 /X /
|;

м
| /
|/

Зем ля

-8 -/
/ А

f
*2 7

/

_ ■0

-6

f
+16

- 100
+100

"

/

1/
!/
1/
к

Волане

С)-14В

J 412

' 150
+150

3

/
/ ~+

мД

СJ

- / го

*

с
-i\

* 96

-14-3
*143

Рис. 5. Схема теплового баланса системы Земля — атмосфера

ми, то даже в ясные дни до 90% этого излучения поглощается ат­
мосферой. Следовательно, атмосфера прогревается в основном за
счет излучения нагретой солнцем поверхности земли. Прогреваются
преимущественно' нижние слои атмосферы, так как водяной пар,
частицы дыма, пыли и солей, которые поглощают земное излуче­
ние, в наибольшем количестве находятся у поверхности земли.
С х е м а т е п л о в о г о б а л а н с а З е м л и (система Земля—
атмосфера) может быть представлена в следующем виде (рис. 5).
Если принять солнечную постоянную равной 1,94 кал!см2 мин, то
окажется, что за сутки в среднем каждый квадратный сантиметр
поверхности на границе атмосферы получает от Солнца в виде ко­
ротковолновой радиации 700 кал/см2 сутки. Примем указанное ко­
личество за 100%. Наблюдения показывают, что эти 100%' распре­
деляются следующим образом:
Отражается в мировое пространство:
—
—
—
—

от облаков прямой радиации ......................................
. . . . 30%
атмосферой рассеянной радиации.................................................. 8%
от Земли прямой радиации ............................................................... 3%
от Земли рассеянной р а д и а ц и и .......................................................1 %
Итого отражается . . .42%

38

Поглощается:
— атмосферой .............................................................................................. 1 5 %
— Землей прямой радиации ................................................................... 27%
— Землей рассеянной р ади ац и и .............................................................16%
Итого поглощается . . . 58%

Так как в среднем температура Земли остается неизменной,
можно считать, что поток тепла к Земле должен быть компенсиро­
ван соответствующей отдачей лучистой энергии в виде длинновол­
новой радиации. В указанных’ выше единицах земная поверхность
вследствие лучеиспускания теряет 120%, .из которых 112% погло­
щается атмосферой, а 8% уходит в мировое пространство. Нако­
нец, атмосферный воздух, как и все нагретые тела, также излучает
энергию, притом, как и Земля, в виде длинноволновой радиации.
Это излучение составляет в тех же единицах 146%. Из этой радиа­
ции 96% поглощается Землей и 50% уходит в мировое простран­
ство. Кроме того, вследствие процессов испарения и конденсации
Земля передает атмосфере 23% тепловой энергии и получает от ат­
мосферы благодаря вертикальному обмену 4%. Если сравнить ука­
занные числа, то получим, что приход тепла к системе Земля —
атмосфера компенсируется отдачей.
От поверхности, земли тепло распространяется в атмосферу' не
только излучением, но также теплопроводностью и конвекцией.
Теплопроводность неподвижной атмосферы ввиду ее незначи­
тельности и малой объемной теплоемкости воздуха большого зна­
чения в распространении тепловой энергии не имеет, а наибольшее
значение приобретает механический перенос тепла — конвекция.
Причиной возникновения конвективных токов в атмосфере яв­
ляется неравномерность нагревания земной поверхности, которая
объясняется различиями в физических свойствах воды и суши и са­
мой суши. Вода нагревается гораздо медленнее, чем суша. Но и су­
ша нагревается неравномерно из-за различия в теплопроводности
и теплоемкости различного рода почв, степени их увлажненности,
характера растительного покрова, неодинаковой способности погло­
щать лучистую энергию солнца и пр. Вследствие этого создаются
большие разности в температуре поверхности земли и соприкасаю­
щегося с ней воздуха. Более нагретый от соприкосновения с поверх­
ностью земли воздух расширяется, становится более легким и, на­
чинает подниматься небольшими струйками вверх, освобождая ме­
сто- для менее нагретого, относительно холодного, а поэтому и бо­
лее плотного воздуха, опускающегося вниз. В результате этих вер­
тикальных перемещений воздуха и происходит вертикальный обмен
тепла в атмосфере. Движение воздуха вверх носит наименование
восходящих токов, а движение вниз — нисходящих токов.
Описанное явление, называемое тепловой (термической) кон­
векцией, получает наибольшее развитие в дневные часы летом,
когда особенно велико нагревание земной поверхности солнцем.
39

Развивается оно преимущественно в тропосфере и особенно в ее
нижних слоях.
Кроме термической конвекции, большую роль в вертикальном
обмене тепла играет так называемая динамическая конвекция —
турбулентность, которая возникает при горизонтальном передвиже­
нии воздушных масс со скоростью, превышающей 3—4 м/сек. В этом
случае движущиеся в горизонтальном направлении массы воздуха
испещрены множеством беспорядочно распределенных маленьких
вихрей, то поднимающихся, то опускающихся. Эти перемещающие­
ся в вертикальном и горизонтальном направлении вихри и создают
динамическую конвекцию. Перенос тепла путем тепловой и динами­
ческой конвекции имеет в пределах тропосферы' первенствующее
значение и нередко превосходит в сотни и тысячи раз перенос тепла
путем теплопроводности и в1десятки раз — путем земной длинно­
волновой радиации.
В среднем за год температура земной поверхности, как извест­
но, остается почти постоянной; следовательно, приток тепла должен
равняться его расходу. Земная поверхность расходует часть тепла
на таяние снега и испарение, а также непрерывно теряет тепло за
счет длинноволновой радиации в атмосферу и конвекции. Однако
пока приход тепла от солнца превышает его расход, земная поверх­
ность нагревается. Когда же расход тепла становится больше при­
хода, что особенно характерно для зимы и для ночей, начинается
охлаждение земли. Как только температура поверхности земли
окажется ниже температуры прилегающих масс воздуха, последние
также начинают охлаждаться. При этом степень охлаждения воз­
духа уменьшается по мере увеличения высоты над земной поверх­
ностью.
Охлаждение поверхности земли, как и ее нагревание, происхо­
дит неравномерно в зависимости от ее физических свойств. Поверх­
ность суши охлаждается быстрее, чем водные поверхности. Наибо­
лее интенсивно охлаждается снеговая поверхность из-за большой
лучеиспускательной способности снега. Неравномерное охлаждение
поверхности земли вызывает неравномерное охлаждение и приле­
гающих масс воздуха. Охлажденный слои воздуха приобретает
большую плотность, поэтому тепловая конвекция в этом случае воз­
никнуть не может, а динамическая конвекция значительно умень­
шается. Наибольшее охлаждение земной поверхности и прилегаю­
щего слоя воздуха, как и нагревание их, происходит в ясную, без­
облачную погоду, когда атмосфера наиболее прозрачна.
Помимо перечисленных тепловых процессов, происходящих
в атмосфере, большое значение в ее тепловом состоянии имеет пе­
ренос тепла воздушными и морскими течениями.
§ 9. ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ И АТМОСФЕРНЫЕ ФРОНТЫ

Погода определенного района в данный момент времени зависит
от физических свойств воздушной массы, расположенной над этим
40

районом, и от физических процессов, происходящих в ней. С другой
стороны, чем дольше воздушная масса находится над данным рай­
оном, тем больше сказывается влияние подстилающей поверхно­
сти* этого района на физические свойства воздушной массы.
Наиболее резкие непериодические изменения погоды связаны со
сменой воздушных масс, т. е. с прохождением: атмосферных фрон­
тов, что в свою очередь тесно связано с образованием, развитием
и перемещением тропосферных барических систем — циклонов
и антициклонов.
С

Рис. 6- Географическая классификация воздушных масс

Воздушные массы разделяются:
1. По характеру относительной температуры — на теплые и хо­
лодные.
2. По месту формирования (географическая классификация —
рис. 6) — на арктические,' умеренные (полярные), тропические
и экваториальные.
3. По характеру подстилающей поверхности — на континен­
тальные и морские.
Теплой (холодной) называется воздушная масса, с приходом
которой в данный район связано потепление (похолодание). При­
шедшая теплая (холодная) воздушная масса, взаимодействуя с бо­
лее холодной (теплой) подстилающей поверхностью данного рай­
она, постепенно охлаждается (прогревается). Изменение свойств
воздушной массы, т. е. ее трансформация, приводит к тем или иным
изменениям погоды, а значит — к изменениям метеорологических
условий стрельбы артиллерии.
Погода в воздушной массе над данным районом в значительной
степени определяется предшествующим путем воздушной массы
и районом ее формирования, поэтому воздушные массы классифи­
* Подстилающей поверхностью принято называть все разнообразие покро­
ва земли: наличие суши или водной поверхности, различная растительность,
почвы и породы разного состава, цвет поверхности, степень уплотнения и
влажности почвы и т. п.

41

цируются также по месту их формирования. Районы формирования
воздушных масс в общем располагаются соответственно широтным
зонам, поэтому основные типы воздушных масс в тропосфере по
месту их формирования получили следующие названия: арктиче­
ский воздух, умеренный, тропический и экваториальный. По- харак­
теру подстилающей поверхности каждый из этих основных типов
(кроме экваториального) подразделяется на континентальный
и морской воздух.
Арктический воздух формируется в районах Арктики, покрытых
большую часть года снегом и льдами. Этот воздух характеризуется
низкими температурами и медленным убыванием температуры
с высотой, малой абсолютной влажностью и хорошей видимостью
в пределах до 10—20 км. Морской арктический воздух в отличие от
континентального обладает большей влажностью и меньшей устой­
чивостью.
Умеренный воздух формируется над районами умеренных (сред­
них) широт. Наиболее характерные его свойства — большая абсо­
лютная и относительная влажность, значительная запыленность,
а поэтому и пониженная видимость, особенно над сушей. Конти­
нентальный умеренный воздух в зимнее время близок по своим
свойствам к континентально-арктическому воздуху, а летом —
к континентально-тропическому.. Морской умеренный воздух более
влажный, чем континентальный; в холодное время года он теплее
континентального воздуха, а летом — холоднее. В целом умерен­
ный воздух не обладает столь определенными свойствами, как арк­
тический или тропический воздух. Объясняется это тем, что в сред­
ние широты, где он формируется, вторгается то арктический, то
тропический воздух и, медленно передвигаясь и задерживаясь
здесь, изменяет свои первоначальные свойства. Поэтому умерен­
ный воздух часто называют переходным.
Местом формирования тропического воздуха являются районы
субтропических широт и частично тропики. Континентальный тро­
пический воздух формируется над районами северной' Африки
и Малой Азии, а летом, кроме того, — над южными районами уме­
ренных широт, в частности — над южными районами Советского
Союза. Этот воздух характеризуется очень большой прогретостью
до высоты 2—3 км, обычно резкими колебаниями температуры
в нижних слоях от дня к ночи, большой запыленностью и плохой
видимостью, малой абсолютной и особенно относительной влаж­
ностью в дневное время. Морской тропический воздух формируется
в субтропиках Атлантического' и Тихого океана. Этот воздух, при­
ходя в континентальные районы, характеризуется большой прогре­
тостью до высоты 1,5—2 км, очень большой абсолютной влаж­
ностью и малой запыленностью. Зимой с вторжением морского тро­
пического воздуха в умеренные широты обычно наблюдаются
сильные оттепели.
Каждой воздушной массе соответствует, как правило, свой тип
погоды.
42

Благодаря воздушным течениям массы воздуха, получившие те
или иные свойства в районе их формирования, перемещаются вдоль
земной поверхности. Скорость перемещения воздушных масс в от­
дельных случаях может достигать до 80 км!час и более. При этом
разнородные по свойствам воздушные массы соприкасаются, и меж­
ду ними образуется узкая переходная зона или в пространстве —
некоторый слой. При незначительной толщине переходного слоя он
условно отождествляется с поверхностью, которая называется фрон­
тальной, или поверхностью раздела. Эту поверхность раздела при­
нято называть атмосферным фронтом, или просто фронтом. Иногда
фронтом называют линию пересечения поверхности раздела с зем­
ной поверхностью (линия фронта). При прохождении атмосферных
Теплый Воздух,
хм Л ы й

Ваздих

—
ч-/

‘

НалраВления дбижения
ф ронт а
Рис. 7.

С хем а раздела

меж ду

теплы м и

___ ®

--------------

и

оС

ф р о н т а л ьн а я

зон а

холодны м и воздуш ны м и

|

массами

фронтов обычно наблюдается в горизонтальном и вертикальном
направлениях резкое изменение в значениях основных метеорологи­
ческих элементов: температуры, давления, влажности, ветра и т. д.
Кроме того, в переходной зоне обычно развиваются такие явления
погоды, как характерная облачность, осадки и другие.
При соприкосновении теплых и более холодных масс воздуха по­
верхность раздела между ними обычно очень сильно наклонена
в сторону холодных масс, как показано на рис. 7. Объясняется это
тем, что менее плотный теплый воздух как бы всплывает над! хо­
лодным или более холодные воздушные массы подтекают под теп­
лые, образуя своего рода острый клин холодного воздуха. Угол на­
клона фронтальной поверхности к горизонту (а) обычно составляет
несколько'десятков минут, а тангенс этого угла — менее 0,01. Мощ­
ность фронтальных слоев по вертикали может достигать 0,5 км
и даже больше, а ширина фронтальной зоны в горизонтальной пло­
скости — до 50—60 км.
В соответствии с направлением перемещения атмосферные
фронты делятся на два основных вида: теплые и холодные. Теплым
называется фронт, перемещающийся в сторону холодной воздушной
массы (рис. 8,6). Холодным называется фронт, перемещающийся
в сторону теплой воздушной массы (рис. 8,а ) .
Кроме этого, фронты принято еще подразделять на главные
и вторичные. В основе последнего деления лежит географическая
классификация воздушных масс. Различают три типа главных
фронтов: арктический, полярный и тропический. Арктический фронт
43

разделяет арктический и умеренный воздух, полярный — умерен­
ный и тропический, тропический — тропический и экваториальный
воздух. Тропические фронты в умеренных широтах не встречаются.
Главные фронты разделяют основные географические типы воздуш­
ных масс и в1 большинстве случаев характеризуются наибольшими
контрастами метеорологических элементов, значительным развити­
ем облачности, осадков и других атмосферных явлений. Вторичны-

c. Холодный, франт

■

Б. Теп лы й ф рант

Рис. 8. Профили холодного и теплого фронтов

ми фронтами называются разделы между различными частями од­
ной и той же воздушной массы, которые наблюдаются при ее боль­
шой неоднородности. Вторичные фронты обычно характеризуются
меньшими изменениями метеорологических элементов и меньшей
погодной активностью, чем главные.

Рис. 9. Схема вертикального строения теплого фронта

Рассмотрим более подробно основные фронты — теплый и хо­
лодный, а также характер изменения метеорологических элементов
и погоды при их прохождении через данный район.
Теплый фронт, перемещаясь в сторону холодной воздушной мас­
сы, 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, и рас­
пространяется до высоты 5—7 км, а иногда и больше. Вследствие
адиабатического охлаждения в поднимающемся теплом воздухе
происходит конденсация водяных паров и образование облаков.
Облака располагаются в виде облачной системы вдоль поверхности
44

теплого фронта, как показано на рис. 9. Из облаков, главным обра­
зом слоисто-дождевых, выпадают обложные осадки, которые обыч­
но охватывают предфронтальную зону шириной 300—400 км. Осад­
ки, выпадающие из высоко-слоистых облаков, в большинстве своем
испаряются, не достигая земли. При обычной скорости движения
теплого фронта в 30—50 км/час продолжительность обложных
осадков составляет 6—12 часов и даже больше. Если фронт мало­
подвижный, то данный пункт длительное время остается в зоне об­
ложных осадков, которые могут продолжаться сутками с коротки­
ми перерывами без прояснений.

Рис. 10. Схема вертикального строения холодного фронта 2-го рода

Распределение температуры по вертикали перед теплым фрон­
том характеризуется обычно ее повышением или постоянством
в пределах переходной зоны. Давление перед теплым фронтом
в большинстве случаев падает. В среднем это падение составляет
3—4 мб за Три часа, а в отдельных случаях может достигать
7—10 мб и даже больше. С прохождением теплого фронта осадки
прекращаются (иногда обложные осадки переходят в морось), дав­
ление почти не меняется или даже слегка повышается, температу­
ра повышается, а ветер резко поворачивает вправо.
Холодный фронт, перемещаясь в сторону теплой воздушной мас­
сы, вызывает в большинстве случаев резкое похолодание. При этом
падение Температуры достигает нередко 103 за 1—2 часа. При пе­
ремещении холодного фронта нижние слои холодного воздуха не­
сколько задерживаются в своем движении по сравнению с вышеле­
жащими слоями. Вследствие этого клин наступающего холодного
воздуха имеет тупую форму (рис. 10). При большой скорости дви­
жения такой клин оттесняет воздух в направлении движения, при
этом теплый воздух над большей частью фронтальной поверхности
находится в активном нисходящем движении, перед самой же ли­
нией фронта вытесняется вверх. При вынужденном подъеме теплый
воздух адиабатически охлаждается, и в передней части клина и не­
45

сколько впереди его (до 100 км) образуются мощные кучево-дож­
девые облака, дающие ливневые осадки, иногда шквалы, а в теп­
лую половину года грозы. С прохождением холодного фронта лив­
невые осадки прекращаются и наступает прояснение, температура
резко понижается, давление начинает сильно расти (на 3—5 мб
и более за три часа), ветер резко поворачивает вправо и отличает­
ся большой порывистостью.
Рассмотренный случай относится к быстро передвигающемуся
холодному фронту, который носит наименование холодного фронта
2-го рода в отличие от холодного фронта 1-го рода, который дви­
жется медленнее и характеризуется иным распределением облачно­
сти и осадков. В последнем зона осадков располагается не только
перед фронтом, но и за ним, где осадки носят характер обложных.
Происходит это потому, что при медленном движении холодного
фронта теплый воздух поднимается вверх над вторгающимся хо­
лодным клином. Вследствие этого на поверхности холодного- фрон­
та 1-го рода после кучево-дождевых облаков располагаются слои­
сто-дождевые и высоко-слоистые, т. е. те же, что и при теплом
фронте, только в обратном порядке.
В том случае, когда холодный фронт, располагающийся за теп­
лым, движется быстрее последнего и догоняет его (смыкаясь), об­
разуется так называемый фронт окклюзии. В районе фронта окклю­
зии, представляющего собой сочетание холодного и теплого, фрон­
тов, теплого воздуха у земной поверхности нет, он* вытеснен вверх
и располагается над холодными массами, граничащими Вдоль
фронта окклюзии.
Кроме перечисленных атмосферных фронтов, Ва территории
Советского Союза нередко наблюдаются зимой сложные и верхние,
фронты, которые еще в большей степени усложняют характер рас­
пределения температуры, давления, ветра и облачности в пределах
тропосферы над определенным районом.
§ 10. ОСНОВНЫЕ БАРИЧЕСКИЕ СИСТЕМЫ

В формировании погоды над обширными районами, помимо воз­
душных масс, атмосферных фронтов и периодических явлений
и процессов, происходящих в атмосфере, важнейшая роль принад­
лежит циклонической деятельности. Под циклонической деятель­
ностью понимают образование, развитие и перемещение основных
барических систем: циклонов и антициклонов.
Схематически циклоны (рис. 11) представляют собой области
пониженного давления, ограниченные замкнутыми изобарами —
линиями, соединяющими пункты с одинаковым давлением, а анти­
циклоны (рис. 12) — области повышенного давления. В циклонах
наиболее низкое давление наблюдается в центре и повышается
к окраинам, а в антициклонах — наоборот.
Циклоны и антициклоны образуются вследствие ряда термоди­
намических причин и, главным образом, волновых процессов, про­
46

исходящих при определенных условиях на главных атмосферных
фронтах.
Внутри циклонов воздушные массы обычно являются неустой­
чивыми, а атмосферные фронты и связанные с ними процессы рез­
ко выраженными и, наоборот, внутри антициклонов воздушные
массы более устойчивые, а фронты размыты. Поэтому циклоны при­
нято считать областями плохой, а антициклоны —- хорошей погоды.
В барических системах вследствие разности давления в центре
и на периферии, а также под влиянием отклоняющего действия
вращения Земли создается самостоятельная циркуляция воздуш­
ных потоков (ветра). Эта циркуляция для северного полушария на

Рис. 11. Схема циклони­
ческой циркуляции у по­
верхности Земли

Рис. 12. Схема антициклонической циркуляции^, по­
верхности Земли

рисунках показана стрелками. В циклоне ветер у поверхности зем­
ли имеет направление против хода часовой стрелки, отклоняясь от
изобар в сторону низкого давления в среднем на 30—40°'. Скорость
ветра колеблется в широких пределах. В самом центре циклона ве­
тер слабый. В свободной атмосфере ветер в циклоне направлен
примерно по касательной к изобаре против хода часовой стрелки.
Диаметр циклонов умеренных широт составляет в среднем
,1500 км, но в отдельных случаях может достигать 3000 км и даже
больше. Вертикальная мощность циклонов в зависимости от стадии
их развития может доходить до 8—10 км. Обычная глубина цикло­
нов умеренных широт составляет от 1010 до 970 мб. Распределение
температуры воздуха внутри циклона является несимметричным;
в циклоне наблюдается обычно резко выраженный теплый сектор
(рис. 13). В передней части циклона (по направлению движения)
этот сектор ограничен теплым фронтом, а в тыльной — холодным.
Облачность и осадки в циклоне определяются характером располо­
жения в нем фронтов и состоянием воздушных масс. При прохож­
дении циклона последовательность явлений погоды определяется
положением центра циклона относительно пункта наблюдений.:
Циклоны, развивающиеся из волновых возмущений на главных
атмосферных фронтах, обычно возникают не поодиночке, а серия­
ми (семействами) в количестве от трех до пяти и следуют один за
другим. Жизнь такой серии, с мРмента зарождения и до момента
47

ее разрушения, длится около 7—10 суток. С отмиранием одной се­
рии развивается другая. В пределах СССР циклоны перемещаются
зимой преимущественно на восток, а летом на северо-восток. Сред­
няя скорость их перемещения зимой 40 км/час, летом — 30 км/час,
но бывают циклоны, скорость перемещения которых доходит до
130 км/час. Число циклонов, проходящих на Европейской части
СССР за год, в среднем около 75; повторяемость же их зимой
вдвое больше, чем летом. Зимой, кроме того, циклоны отличаются
большими размерами и интенсивностью.

Рис. 13. Схема циклона

Размеры антициклонов примерно такие же, как й циклонов, хо­
тя иногда встречаются малоподвижные (стационарные) антицикло­
ны, размеры которых по диаметру крайних изобар достигают пяти
и более тысяч километров. Наиболее обширные антициклоны на­
блюдаются зимой над сушей, а летом над океаном. Давление
в центре антициклона составляет в среднем 1020-7-1030 мб. Зимой
над сушей встречаются антициклоны с давлением в центре
1040Ч-Ю50 мб и даже до 1070 мб.
Ветер в антициклонах направлен у земной поверхности по ходу
часовой стрелки, отклоняясь от изобары в сторону низкого давле­
ния в среднем на 30', т. е. в нижней части антициклона наблю­
дается система воздушных течений (ветра), расходящихся бт
центра к периферии. В свободной атмосфере ветер направлен
обычно по- касательной к изобаре в сторону движения часовой
стрелки. В температурном отношении антициклон, как и циклон,
несимметричен. Наиболее холодной является обычно восточная
часть антициклона, где преобладает ветер северного направления.
48

Фронты в центральной части антициклона в большинстве случаев
размыты. Здесь преобладает, как правило, безоблачная или мало­
облачная со слабым ветром сухая ясная, летом жаркая, а зимой
холодная погода. Средняя скорость передвижения антициклонов не­
сколько меньше, чем у циклонов. Часто наблюдаются даже почти
неподвижные антициклоны, стоящие на одном месте от нескольких
суток до недели и более (сибирские антициклоны).
С точки зрения метеорологического обеспечения стрельбы ар­
тиллерии изучение воздушных масс, атмосферных фронтов, цикло­
нов и антициклонов представляет значительный интерес. Все они
определяют те или иные изменения погоды, а значит и характер
распределения метеорологических элементов в пространстве и из­
менение их со временем, что особенно важно учитывать при уста­
новлении необходимых сроков зондирования атмосферы, сроков год­
ности и радиуса действия метеорологических бюллетеней.
При составлении и' использовании бюллетеней необходимо учи­
тывать, как долго удержится тот или иной погодный режим и в ка­
кую сторону возможны в ближайшее время1 погодные изменения.
С этой целью и в первую очередь учитываются данные ГМС (про­
гнозы погоды и различная метеорологическая информация). Наря­
ду с этим необходимо также широко использовать общедоступные,
научно обоснованные местные признаки состояния и изменения
погоды.
Наиболее характерные признаки могут дать наблюдения над
облачностью, изменением наземного давления и ветра.
Так, при наблюдении в западной стороне горизонта быстро дви­
жущихся высоких перистых облаков следует ожидать приближение
циклона с последующим ухудшением погоды.
Заволакивание всего видимого горизонта плотным слоем высо­
ко-слоистых облаков с последующим их понижением указывает на
приближение теплого фронта с обложными и продолжительными
осадками, со сменой направления ветра и повышением температу­
ры после его прохождения.
При образовании кучевой облачности, не рассеивающейся к ве­
черу, следует ожидать приближения холодного фронта с резким
ухудшением погоды и выпадением ливневых осадков. Летом при
наблюдении днем разрозненных кучевых облаков, рассеивающихся
к вечеру, можно судить об установившейся антициклональной по­
годе на сравнительно длительное время.
Устойчивость наземного давления в последние 3—5 часов ха­
рактеризует установившийся тип погоды. Значительное, но плавное
падение давления свидетельствует о приближении теплого фронта
(циклона), а резкое падение — холодного'. Сильный рост давления
за холодным фронтом с переходном к ровному ходу — признак
улучшения погоды.
Если при ясной погоде несколько дней подряд ветер сохранял
приблизительно одно и то же направление, а затем резко изменил4

Колодочка А. С.

49

.ся, то следует ожидать прохождения циклона. Приближение цик­
лона определяется и усилением ветра в вечерние часы.
Существуют и другие признаки, имеющие физическую связь
с предстоящей погодой. Так, сильная роса ночью — признак! уста­
новившейся хорошей погоды, наличие в лощинах вечером и ночью
поземного тумана, рассеивающегося после восхода солнца, являет­
ся признаком ясной погоды, необыкновенное мерцание звезд —
признак предстоящих осадков, особенно красная заря утром —
предвестник осадков днем, и, ряд других признаков.

ГЛАВА ТРЕТЬЯ

ОСНОВНЫЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ
§ 11. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ, ВЛИЯЮЩИЕ
НА СТРЕЛЬБУ АРТИЛЛЕРИИ

Метеорологическими элементами называются характеристики,
определяющие физическое состояние атмосферы.
К основным метеорологическим элементам, характеризующий
физическое состояние атмосферы с точки зрения ее влияния на
стрельбу артиллерии, относятся:
1) температура воздуха;
2) давление атмосферы;
3) влажность воздуха;
4) плотность воздуха;
5) скорость звука в атмосфере;
6) ветер.
Состояние атмосферы в тот или иной момент времени опреде­
ляется комплексом метеорологических элементов, т.. е. совокуп­
ностью определенных значений этих элементов. Изменение физиче­
ского состояния атмосферы всегда ведет к изменению всех или
большей части метеоэлементов, что свидетельствует о их- тесной
взаимной связи между собой. Вследствие такой взаимосвязи метео­
рологические элементы можно рассматривать раздельно лишь' на
первом этапе их изучения.
В артиллерии различают наземные значения метеорологических
элементов и распределение метеоэлементов по высоте, т. е. их зна­
чения на различных высотах над поверхностью земли.
Наземные значения метеорологических элементов определяют­
ся обычно на высоте двух-четырех метров над поверхностью
земли. Это объясняется тем, что значения метеоэлементов в самом
нижнем слое атмосферы в сильной степени зависят от характера
рельефа и подстилающей поверхности земли. Особенно эта зависи­
мость сказывается на величину измеряемых вблизи земли темпера­
туры воздуха, скорости и направления ветра. Чем выше от поверх­
ности земли производятся измерения этих метеоэлементов, тем
меньше сказывается влияние последней. Метеорологические наблю4*

51

дения показывают, что вследствие перемешивания воздуха) в гори­
зонтальном и вертикальном направлениях на высоте двух метров
влияние характера микроструктуры поверхности земли уже значи­
тельно ослабляется. Исходя из этого, и принято наземные наблю­
дения над температурой и ветром производить на высоте порядка
двух-четырех метров. Такая высота позволяет относить измерен­
ное значение метеорологического элемента в каком-либо пункте на
значительную площадь в окрестностях этого пункта, а также срав­
нивать результаты наземных метеорологических наблюдений в раз­
личных пунктах между собой.
Наземные значения метеоэлементов для артиллерии определя­
ют при помощи метеорологических приборов, устанавливаемых на
метеопостах в районе боевых порядков артиллерии.
Для получения данных о распределении метеорологических
элементов по высоте (выше двух метров и до заданных артилле­
рийским штабом высот) производят зондирование атмосферы, т. е.
определение на ряде высот1или в последовательных слоях атмосфе­
ры значений метеоэлементов при помощи специальных приборов,
поднимаемых в атмосферу.
В настоящей главе дается определение основных метеорологи­
ческих элементов, единицы их измерения, приводится краткая ха­
рактеристика их пространственного распределения и выясняются
общие закономерности изменчивости (неустойчивости) метеороло­
гических элементов в пространстве и времени.
§ 12. ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА

Температура воздуха является основным метеорологическим
элементом. От распределения температуры воздуха в значительной
степени зависит распределение давления атмосферы, возникнове­
ние воздушных течений, изменение влажности воздуха, и другие
физические характеристики атмосферы. Однако каждая из этих ха­
рактеристик в свою очередь оказывает влияние на температуру
воздуха.
Под температурой воздуха понимают степень его нагретости,
характеризующуюся интенсивностью (средней скоростью) беспоря­
дочного молекулярного движения. Чем больше средняя скорость
движения молекул, составляющих воздух газов, тем выше темпера­
тура воздуха. Следовательно, температура атмосферного воздуха
является суммарной характеристикой кинетической энергии движе­
ния молекул.
Для количественной характеристики температуры в настоящее
время пользуются обычно тремя шкалами: стоградусной (Цельсия),
Фаренгейта и абсолютной (Кельвина).
Стоградусная шкала (ГС). За основные точки в этой шкале
приняты: (ГС — точка плавления льда и 100°С — точка кипения
воды при давлении 760 мм рт. ст. Промежуток между этими точ­
ками разбит на 100 равных частей — градусов. Этой шкалой поль­
52

зуются для измерения температур в Советском Союзе и большин­
стве других стран мира.
Шкала Фаренгейта (f°F). Точка плавления льда, принята за
32° F, точка кипения воды — за 212° F. Промежуток между этими
точками разбит на 180 равных частей, каждая из которых принята
за 1°F. Шкалой Фаренгейта пользуются в США, Англии и некото­
рых других странах. Формула для перевода температуры из шкалы
Фаренгейта в стоградусную шкалу имеет следующий вид:
£°С = - | ( £ ° F - 3 2 ) .
Пример. Температура по шкале Фаренгейта равна 59° F.
тура по стоградусной шкале равна 15° С.

(3.1)
Эта же темпера­

Абсолютная шкала (^ К ). Этой шкалой пользуются обычно при
теоретических расчетах. В качестве нуля абсолютной шкалы приня­
та температура, равная —273,1 б^С. Поэтому абсолютная темпера­
тура приближенно выражается формулой
Г К = 273 + t° С.
(3.2)
Температура по абсолютной шкале не может принимать отри­
цательных значений, она всегда выше абсолютного нуля. Это объ­
ясняется тем, что теоретически при температуре—273,16°С тепловое
движение молекул должно полностью прекращаться.
За' нормальное наземное значение температуры воздуха в ар­
тиллерии принято +15°'С (288°К).
Распределение температуры воздуха вдоль ремной (поверхности.
Температура воздуха в данном пункте зависит в’ основном от сле­
дующих факторов: географической широты расположения пункта,
характера подстилающей поверхности и рельефа местности, пере­
носа тепла воздушными и морскими течениями, времени1года
и суток.
Основным источником тепла в атмосфере является нагретая
солнцем земная поверхность. При этом широта пункта наблюдения
определяет высоту солнца и продолжительность облучения земной
поверхности. Так как количество поглощаемой солнечной радиации
уменьшается в среднем от экватора к полюсам, то в этом же на­
правлении наблюдается прежде всего и понижение температуры
воздуха. Это понижение больше зимой, чем летом. Объясняется это
тем, что зимой полярная область не получает солнечной радиации,
в то же время приток солнечной радиации в экваториальной обла­
сти в течение года почти не изменяется. Разность приземных тем­
ператур между экватором и полюсами в среднем составляет: в се­
верном полушарии летом — около 27°, зимой — 60°, в южном полу­
шарии летом — около 29°, зимой — 75°.
В пределах тропосферы температура воздуха, как и у поверхно­
сти земли, в среднем понижается в направлении от экватора к по­
люсам. В тропопаузе и в нижней стратосфере (с высоты 11 —13 км
53

и до 25—30 км) наблюдается обратный ход, т. е. повышение темпе­
ратуры с увеличением широты.
Поверхность земли состоит из суши и водных пространств. Раз­
личие в нагревании и охлаждении суши и водной поверхности при
том же притоке тепла сказывается на температуре прилегающих
воздушных слоев и создает горизонтальные разности температур
прежде всего между материками и океанами. На суше тепло прони­
кает на сравнительно малую глубину (в пределах до 20 ж), а в оке­
анах тепло распространяется путем перемешивания до большей
глубины (около 300—400 м) . По этой причине летом суша и приле­
гающий воздух сильно нагреваются, а зимой — охлаждаются. Ле­
том обычно теплее над сушей, а зимой — над океаном.
Разнообразие характера подстилающей поверхности и рельефа
местности материков также в значительной степени обусловливает
особенности в распределении температуры и других метеоэлемен­
тов вдоль земной поверхности. Поэтому при отсутствии в нижних
слоях атмосферы заметного перемешивания воздуха в горизонталь­
ном направлении температура его в различных пунктах, удаленных
друг от друга даже на небольшие расстояния, может значительно
различаться по своей величине. Только при наличии ветра, турбу­
лентного перемешивания воздуха и облачной погоды можно счи­
тать, что измеренная температура воздуха в нижних слоях атмо­
сферы будет иметь одно и то же значение на сравнительно большой
территории.
Наличие воздушных масс с различной температурой и их пере­
мещение, происходящее иногда с большой скоростью и на большие
расстояния, вызывают обычно резкие изменения температуры в тех
районах, куда устремляются эти массы. Особенно резкие изменения
температуры наблюдаются при прохождении атмосферных фрон­
тов. Скачки температуры в таких случаях могут достигать несколь­
ких градусов в течение очень незначительного промежутка времени
и на небольших расстояниях.
Теплые и холодные морские течения, обусловливая в ряде слу­
чаев климатические условия отдельных районов, также в значи­
тельной степени сказываются на распределении температуры вдоль
земной поверхности.
Для характеристики распределения температуры воздуха в го­
ризонтальном направлении на большой территории введено поня­
тие изотерм и горизонтального градиента температуры.
Изотермами называются линии, соединяющие точки с одинако­
выми значениями температуры. Изотермы проводятся на картах по
результатам измерения температуры в различных пунктах. Карты
изотерм могут составляться как для какого-нибудь определенного
момента, так и для различных интервалов времени: одних или не­
скольких суток, месяца, года или многих лет. Для исключения
влияния высоты при построении изотерм значения температуры во
всех пунктах приводят обычно к одному общему уровню (напри­
мер к уровню моря).
54

Горизонтальным градиентом температуры (Г) называется вели­
чина уменьшения температуры по нормали к изотермам на единицу
расстояния.'За единицу расстояния принимается градус меридиана,
равный 111 км. Иногда для удобства расчета Г определяют на
100 км. Горизонтальный градиент температуры служит для количе­
ственной характеристики изменений температуры в горизонтальном
направлении, он направлен по нормали к изотермам в сторону бо­
лее низких значений температуры.
Подробный анализ распределения температуры вдоль земной
поверхности приводится в соответствующих курсах климатолога».
Здесь отметим лишь важнейшие особенности распределения темпе­
ратуры для зимних и летних условий.
Наиболее низкие температуры как зимой, так и летом наблюда­
ются в Антарктике, т. е. в южном полушарии. Так, в районе Южно­
го геомагнитного полюса среднегодовая температура составляет
—57°С, а в отдельных случаях понижается до —85—90°С. В север­
ном полушарии зимой область наиболее низких температур нахо­
дится на территории СССР вблизи Верхоянска и Оймякона (Якут­
ская АССР). Средняя многолетняя температура января в районе
Верхоянска — ниже —48°С, а во всей Якутской АССР — ниже
—4СРС. Вторая область холода находится над Гренландией. Сред­
няя температура января здесь ниже —40°С. Самая низкая зареги­
стрированная температура воздуха на высоте 2 ж в северном полу­
шарии наблюдалась в Оймяконе и составляла около —71°’С. Самая
высокая температура +58°С на такой же высоте 2 ж наблюдалась
в Африке близ Триполи и в Южном Иране. В Сахаре, Аравии, Ира­
не, Южной Калифорнии средние июльские температуры превышают
+ 30°С, а наибольшие температуры превышают +50°С. Температу­
ра около +50°С наблюдается и на территории СССР в среднеази­
атских пустынях.
Необходимо отметить, что непосредственно на поверхности поч­
вы наблюдаются более низкие (зимой) и более высокие (летом)
значения температуры, чем отмеченные выше. Так, например, летом
максимальные значения температуры на поверхности почвы в сред­
них широтах доходят до 603, в южных — до 75°, а в пустынях —
до 85—955С.
Характерной особенностью распределения температур в средних
и высоких широтах северного полушария является то, что зимой
материки значительно холоднее океанов. Поэтому, например, в Ев­
ропейской части СССР температуры понижаются не только к севе­
ру, но и к востоку.
Распределение температуры воздуха по высоте. Многочисленные
измерения температуры воздуха на различных высотах показывают,
что в пределах тропосферы температура, как правило, с высотой
понижается. На рис. 14 показано среднее распределение темпера­
туры по высоте зимой и летом над Европой. Основными причинами
понижения температуры с высотой являются удаление от источии55

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,
воздух испытывает все большее давление, уплотняется, а поэтому
нагревается. Расчеты показывают,
что для сухого воздуха адиабатиче­
ское охлаждение или нагревание со­
ставляет 1° на 100 ж высоты. Одна­
ко так как , в воздухе в пределах
тропосферы всегда имеется в неко­
тором количестве водяной пар, то
в поднимающемся воздухе охлажде­
ние происходит медленнее, чем на 1°
на каждые 100 м. Объясняется это
тем, что при охлаждении воздуха
находящиеся в нем водяные пары
переходят из газообразного состоя­
ния в жидкое, т. е. конденсируются,
и при этом выделяется теплота па­
Рис. 14. Среднее распределение тем­ рообразования, которая уменьшает
пературы по высоте над Европой
охлаждение воздуха. Опускающий­
ся же воздух нагревается на 1° на
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°.
По величине вертикальных градиентов температуры в тропосфере можно
наметить четыре слоя: нижний — до высоты 1—1,5 км, для которого в среднем
за сутки градиент составляет 0,3—0,4°; слой средней тропосферы — от 1,5 до
5 —6 км с градиентом 0,5—0,6°; верхняя тропосфера — от 6 до 9 км, где гра­
диент 0,65—0,75°; слой тропопаузы 9—12 км (в умеренных широтах), в кото­
ром среднее значение градиента уменьшается до 0,5—0,2°. Непосредственно
у самой поверхности земли градиенты температуры летом могут принимать
очень большие значения (3—4° на один метр и даже больше). Однако распро­
страняются такие большие градиенты всего лишь 1—2 м над поверхностью
земли и на стрельбу артиллерии влияния не оказывают.

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.
1У

\
6>0

\

G= 0
G< 0

G>0

]

Изотермая
Вы сот ная
и н В ерсия

/

^

I Изотерма я

G= 0
G<0

/

J

П р а зе м н а я
инВ ерсия

Рис. 15. Инверсии и изотермии

Рис. 16. Ночная летняя инверсия

Явление, при котором температура в пределах какого-либо слоя
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
ми. Приземные ночные инверсии (рис. 16) возникают Вследствие
охлаждения почвы и прилегающего к ней воздуха. Развиваются
они главным образом летом после захода солнца при безветрии
и при безоблачной погоде. Мощность ночных летних инверсий
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
\

57

(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 повышен58

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
ствуют и другие условия обра­
зования как приземных, так
и. высотных инверсий (изотермий).
Наиболее часто инверсии и
изотер ми и встречаются в тро­
посфере до высоты 1—2 км, а
также в тропопаузе и нижней
части стратосферы. Зимой ин­
версии наблюдаются настолько
часто, что обнаруживаются в
среднем распределении темпе­
ратур до высоты 1—1,5 км над
землей (рис. 14).
На верхней границе тропо­
сферы в умеренных широтах
температуры наблюдаются в
среднем минус 50—60°С. С
уменьшением широты темпе­
t°c
ратура тропопаузы
умень­
шается и над экватором до­ Рис. 20. Среднее распределение темпе­
стигает —80 и даже —85°С ратуры по высоте над разными широ­
(рис. 20). Из рисунка следует, тами: а — над экватором, б — 30° с. ш.,
в — 60° с. ш.
что над экватором тропосфе­
ра в основном теплее, чем над 60° с. ш., где расположен Ленинград.
Однако над экватором падение температуры продолжается до вы­
соты 17 км, а над умеренными широтами только до 10 км. Следо­
59

вательно, над экватором тропопауза начинается с высоты 17 км,
а над средними широтами с 10—12 км.
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).
июль

9 0 ° 8 0 70

60

50

W

30

СеБеряое полушарие

20

10

0°

ЭкБатор

Рис. 21. Распределение температуры воз­
духа по высоте вдоль меридиана

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 асы

сут ок

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

мой 1—2°, а летом 3—4°. Более значительные колебания являют­
ся уже непериодическими и связаны преимущественно' с прохожде­
нием теплых или холодных воздушных масс (атмосферных фрон­
тов) .
По суточному ходу температуры в стратосфере надежных дан­
ных пока нет, хотя там и можно предполагать непериодические
колебания температуры. Так, например, над Германией (в районе
Берлина), над Данией (вблизи Копенгагена), а также над Англи­
ей наблюдались случаи, когда в течение суток температура возду­
ха стратосферы на высоте 20—30 км изменялась более чем на 10°,
а в течение трех суток — на 25—30J. Причины таких резких коле­
баний температуры в стратосфере пока еще окончательно не уста­
новлены. Однако обнаруживается связь с изменением направления
ветра.
На периодические суточные колебания температуры воздуха
влияют следующие основные факторы: широта пункта наблюдения,
время года, характер рельефа и подстилающей поверхности, ветер,
облачность, влажность воздуха и осадки.
Чем больше широта пункта наблюдения, тем обычно меньше
амплитуда суточного хода температуры. Средняя амплитуда на­
земной температуры во внутритропичееких областях составляет
около 12°, в умеренных широтах й—9°, у полярного круга 3—4°.
В полярных областях зимой (в полярную ночь) суточные колеба­
ния температуры почти отсутствуют, летом (в полярный день) —
также очень малы; наибольшие амплитуды наблюдаются здесь
вблизи дней равноденствия. В умеренных широтах наименьшие
амплитуды наблюдаются зимой, наибольшие — весной.
На суточные колебания температуры особенно сильно сказыва­
ются физико-географические условия данного района. Так, суточ­
ные колебания над морями и океанами не превышают 2—3°, поэто­
му и в приморских районах эти колебания будут обычно незначи­
тельными. Больших значений колебания достигают внутри матери­
ков. В торной местности амплитуды больше в ложбинах, чем, на
вершинах. Над увлажненными районами с обильной раститель­
ностью колебания температуры малы. Над песчаными и камени­
стыми поверхностями при большой сухости воздуха, как это имеет
место в пустынях, суточные колебания могут достигать до 40—50°.
Наличие снежного покрова зимой увеличивает колебания темпера­
туры. Наконец, суточные колебания температуры зависят и от ус­
ловий погоды. Чем больше ветер, влажность воздуха и облачность,
тем амплитуды колебаний меньше. Сильные осадки уменьшают
амплитуду.
Годовые колебания температуры, поскольку они прежде всего'
зависят от годовых изменений притока тепла от Солнца, изменя­
ются с широтой места. С увеличением географической широты го­
довые колебания увеличиваются. Они также увеличиваются с уда­
лением пункта от морей и океанов вглубь материков; в умерен­
ных широтах амплитуда годовых колебаний в глубине материков
62

достигает 40—60°, а в отдельных районах и больше (в районе Вер­
хоянска — до 100°).
Годовые колебания температуры наблюдаются во всей тропо­
сфере. Амплитуда колебаний с высотой вначале несколько умень­
шается, а затем в верхней тропосфере снова увеличивается и толь­
ко с переходом в стратосферу отмечается значительное ее убыва­
ние. У нижней границы стратосферы годовая амплитуда колебаний
температуры составляет около 10°. Время наступления годового
минимума и особенно максимума температуры с высотой несколь­
ко запаздывает, так что в средней тропосфере они смещаются соот­
ветственно с января на февраль и с июля на август. В верхней тро­
посфере дальнейшего запаздывания крайних температур не наблю­
дается, а в стратосфере минимум и максимум смещаются обратно
ко времени солнцестояний.
Правильный периодический ход температуры воздуха выявляет­
ся в результате осреднения и сглаживания наблюдений за дли­
тельный период. В отдельные промежутки времени (за отдельные
часы, сутки, недели и т. п.) плавный ход температуры нарушается
так называемыми непериодическими колебаниями.
Известно, что в атмосфере наблюдаются как очень быстрые не­
периодические колебания температуры в интервалах от десятых
долей секунды до нескольких минут (колебания порядка до 1°),
так и более или менее медленные изменения в течение часов, су­
ток, месяцев и даже многих лет. Каждый вид колебаний опреде­
ляется процессами соответствующих масштабов: от очень малых,
зависящих от так называемой мелкомасштабной турбулентности
атмосферы, до больших, планетарных и даже космических.
Для метеорологического обеспечения стрельбы артиллерии
наибольший практический интерес представляют суточные (часо­
вые) непериодические изменения температуры. Быстрые колебания
температуры на стрельбу артиллерии в среднем сказываются мало,
ща и устано<вить эти колебания обычными метеорологическими
термометрами затруднительно. Вследствие микроколебаний темпе­
ратуры отдельные отсчеты по термометрам становятся случайны­
ми, непоказательными. Поэтому в артиллерии для получения неко­
торой осредненной температуры воздушного потока целесообразно
не повышать беспредельно чувствительность термоизмерителей,
а, наоборот, в разумных пределах огрублять их'показания. Более
медленные колебания, возникающие вследствие турбулентности
больших масштабов, включая сюда и смену воздушных масс, опре­
деляют изменения температуры в пределах нескольких часов (су­
ток) и сказываются на устойчивости часовых и суточных значений
температуры.
Изучение временных изменений температуры, наряду с про­
странственными изменениями, имеет для артиллерии очень важное
практическое значение. Эти изменения совместно с другими фак­
торами в конечном итоге определяют сроки и необходимую высоту
зондирования атмосферы, срЬки составления и передачи метеоро63

логических бюллетеней, их точность, радиус действия артиллерий­
ских метеорологических подразделений, густоту их размещения
и, наконец, организацию метеорологического обеспечения стрель­
бы артиллерии в целом.
Основной причиной часовых и суточных непериодических изме­
нений температуры является вторжение одних воздушных масс
в области расположения других, происходящее вследствие общей
циркуляции атмосферы, и связанное с этим изменение условий по­
годы в данном районе. Так, вторжение арктических масс вЬздуха
в наши широты вызывает резкое похолодание, а вторжение тропи­
ческих масс воздуха —• потепление. Кроме того, часто наблюдают­
ся случаи вторжения морского воздуха на .материк, вызывающие
потепление зимой и похолодание летом. Иногда непериодические
колебания температуры вызываются изменениями погоды местного
значения (появление или исчезновение облачности, осадки, грозы
и т. п.). В большинстве случаев установить какую-либо закономер­
ность явлений, вызывающих непериодические колебания темпера­
туры, весьма трудно. Объясняется это тем, что процессы атмосфер­
ной циркуляции во внетропических широтах очень сложны и дина­
мичны, да и недостаточно хорошо еще изучены.
Однако необходимо отметить, что некоторые отклонения темпе­
ратуры повторяются из года в год и в довольно определенные сро­
ки. Подобные отклонения в метеорологии названы температурны­
ми особенностями. Так, в умеренных широтах хорошо известны ве­
сенние похолодания погоды в середине или даже в йонце мая,
а в конце лета можно часто наблюдать в'озвраты теплой погоды.
Из изложенного можно сдатать следующие выводы.
1. Температура воздуха в нижних/слоях атмосферы зависит
в основном от температуры 'поверхности земли и определяется та­
кими факторами, как широта места наблюдения, характер рельефа
и подстилающей поверхности, условия погоды.
2. Температура воздуха изменяется /во времени и по расстоянию
вдоль земной поверхности, как правило, незакономерно, особенно
резко она может изменяться при прохождении атмосферных
фронтов.
3. Температура воздуха изменяется с высотой также незаконо­
мерно. Для учета температуры при стрельбе артиллерии необходи­
мо в каждом конкретном случае производить температурное зон­
дирование атмосферы. Сроки зондирования должны быть по воз­
можности совмещены с моментами стрельбы, а место и направле­
ние зондирования — с огневыми позициями и траекториями сна­
рядов.
§ 13. ДАВЛЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Под давлением атмосферы (р ) на данном уровне понимается
обусловленное силой тяжести действие массы атмосферного возду­
ха на единицу поверхности.
На практике давление атмосферы определяется высотой ртут­
ного столба (h), выраженного в миллиметрах {мм рт. ст.), вес ко­
64

торого уравновешивает вес столба воздуха с поперечным сечением
в 1 смг та высотой от данного уровня до верхней границы атмосферы.
За нормальное давление атмосферы в физике условно принято
давление, измеряемое весом ртутного столба высотою 760 мм и ос­
нованием 1 см2 при температуре 0°С на уровне моря и на широте
45°, где ускорение силы тяжести = 980,6 см/сек2. Принимая мас­
совую плотность ртути при 0°С равной р = 13,596 г/см3 для си­
лы ро, соответствующей нормальному давлению /г0= 760 мм рт. ст.,
получим ро = 76 • 13,596 • 980,6= 1013250 дин/см25, что соответствует
10332,96 кП м2.
В абсолютной системе см — г — сек (CGS) за единицу давле­
ния принято давление 1 дин/см2, которая в физике носит название
бар. Однако для метеорологической практики эта единица очень
мала, и в метеорологии баром называют единицу в один миллион
раз большую, т. е. равную 106 дин,/см2, а в качестве основной еди­
ницы принимают 1 жб=1000 дин/см2=]0~2 б. Давление в 1000 мб
'доответствует 750,08 мм рт. ст.
Связь между этими единицами давления следующая:
1 мм рт. ст. —1,333 или 4/3 мб;
1 м б ^ 0,75 или 3/4 мм рт. ст.
Для перевода миллиметров ртутного столба в миллибары име­
ются специальные таблицы.*
В артиллерии за нормальное (табличное) значение давления
атмосферы у поверхности земли (h N0) условно принято давление
750 мм рт. ст. ~1000 мб.
Давление атмосферы является одним из наиболее важных ме­
теорологических элементЬв. Изменение давления в пространстве
и времени тесно связано с развитием основных атмосферных про­
цессов. Так, неравномерность распределения атмосферного давле­
ния в горизонтальных плоскостях (на определенных уровнях) яв­
ляется непосредственной причиной возникновения воздушных тече­
ний (ветра). Изменение давления во времени отражает особенно­
сти развития погоды (прохождение барических систем, атмосфер­
ных фронтов и пр.). Большое значение для решения теоретических
и многих практических задач имеет закон убывания давления с вы­
сотой.
Распределение давления атмосферы по высоте. Давление атмо­
сферы в любой точке обусловлено весом вышележащего вЬздуха,
поэтому с увеличением высоты давление убывает. Уменьшение дав­
ления с высотой происходит закономерно и может быть рассчитано
по так называемым барометрическим формулам. Однако это умень­
шение зависит от характера распределения по высоте плотности
воздуха, т. е. от изменения с высотой веса единицы объема возду­
ха. Плотность же воздуха, как увидим дальше, в свою очередь за­
висит от давления, температуры и влажности воздуха.
* Наставление артиллерии Советской Армии „Артиллерийская метеороло­
гическая служба", 1956, приложение 19.
5

Колодочка А. С.

65

Выведем выражение для барометрической формулы, которая
находит широкое применение при решении теоретических и прак­
тических задач в артиллерии. С этой целью выделим в атмосфере
вертикальный столб воздуха с поперечным сечением s и бесконечно
малой высотой dy (рис. 23). Давление в атмосфере на уровне ниж­
него основания элементарного столба обозначим через р, а на уров­
не верхнего — через p + dp. Сила давления, действующая на ниж­
нее основание, направлена по вертикали вверх и по величине рав­
на sp, а действующая на верхнее основание — направлена по вер­
тикали вниз и по величине равна s{p + dp).
В условиях вертикального равновесия атмосферы в окрестно­
стях выделенного элементарного столба воздуха разность (резульs-(p+dp)

Рис. 23. Элементарный объем воздуха пло­
щадью s и высотой dy

тирующая) сил давления, действующих на нижнее и верхнее ос­
нования, равная
sp —s (р -f- dp) = — sdp,
должна быть направлена по вертикали вверх (/?> /? + dp) и уравно­
вешивать вес этого столба воздуха
sdp = — Jlsdy,
или
dp = - T id y .
(3.3)
Заменив плотность П ее значением из уравнения состояния
(2.1), получим
dp = - - щ г dy .

(3.4)

Отделим переменные и проинтегрируем это выражение в пре­
делах от уровня у и где р = Р и до уровня у.,, на котором р = р 2,

или

pi

dp
Р

f dy
J RT ’
Ух
Ух

1 Му
r

}

г

(3.5)
66

Последнее выражение представляет барометрическую формулу
в ее общем виде. В этой формуле величина Т переменная и зависит
от высоты у.
В артиллерии барометрическая формула применяется в основ­
ном для решения двух задач:
1) определения давления атмосферы на заданной высоте по из­
вестным значениям давления у поверхности земли и температуры
на различных высотах;
2) определения высот (превышений) по известным значениям
давления и температуры на этих высотах.
Переходя к давлению, выраженному в миллиметрах ртутного
столба или в миллибарах (/г), барометрическую формулу в преде­
лах от поверхности земли до высоты у можно записать в виде
У

_ 1 Ыу
* ) г

h = hQe-

°

.

(3.6)

При решении первой задачи атмосферу в пределах заданной
высоты у делят на п слоев произвольной толщины*. В этом слу­
чае выражение для давления на заданной высоте можно записать
как
П У1
i= 1

h = h0e

dy
Т

I

(3.7)

При линейном распределении температуры в слоях ее можно в
пределах каждого слоя вынести за знак интеграла средним зна­
чением
П
1 у АУ;
*

h = h0e

^

11

Ti

,

(3.8)

где толщина /-того слоя ДyL= y t —
;
7) — средняя температура воздуха в /-том слое.
Используя таблицу показательной функции е~х , по этой фор­
муле можно сравнительно быстро и достаточно точно рассчитать
величину давления на заданной высоте у. Для этого необходимо
измерить величину давления атмосферы у поверхности земли
и определить средние значения температуры в каждом слое.
* Слои целесообразно назначать с учетом характера распределения темпе­
ратуры воздуха по высоте.
5*

67

При определении высот (превышений) по известным значениям
давления и температуры на этих высотах задача решается также
по слоям. Для этого представим уравнение (3.5) в виде
In Рх
Рг

Уг — Ух
R Tcp

где 7'ср — средняя абсолютная температура воздуха в слое неболь­
шой толщины (до 1—2 км) с пределами ух и у2.
Выражая в этом уравнении давление в миллибарах (h мб) и под­
ставляя значения R = 29,27 ^

град и ^cp=273 + tcp, получим

У2 — у1= 18 400(1 + < р) I g A - ,
или
y1- y 1= 1 8 4 0 0 - lg A - + 1 8 4 0 o A j- lg А - .

(3.9)

При 4 р= 0°С будем иметь
=

400 I g A - ,

(3.10)

т. е. первое слагаемое в формуле (3.9) представляет собой тол­
щину слоя, имеющего начальное и конечное давление /гх и h.2
и среднюю температуру 0°С.
Полагая в последней формуле yi = 0, у 2=У, h1= /г0= 1000 мб
и h2 = h, можем составить таблицу зависимости высоты у от дав­
ления h на этой высоте. Такая таблица называется гипсометри­
ческой (барометрической) т аблицей (приложение 1) и рассчи­
тывается по формуле
у = 18 400 lg —

•

(3.11)

Исходя из выражения (ЗЛО), формулу (3.9) можно перепи­
сать следующим образом:
/

Уг — У1 — (У2 —

ч

, (Уг
y-dt=s j
Н--------------2 7 3 --------- ^ р -

Из этой формулы видно, что второе слагаемое представляет
собой поправку к толщине слоя (у2 — у г)м на среднюю темпера­
туру воздуха в этом слое (tcp). Очевидно, что эта поправка будет
пропорциональна толщине слоя (у2 — у г)1=0, вычисленной по гипсо­
метрической таблице, и средней температуре tcp. Поправка имеет
знак средней температуры слоя.
68

Для определения поправок к толщине слоя на среднюю темпе­
ратуру воздуха в слое имеется специальный график (приложе­
ние 2), рассчитанный по формуле
8У;

(Уг-У1),_0
273

(3.12)

‘ ер-

Таким образом, применительно к решению второй
•барометрическая формула может быть записана в виде

задачи

У2-У1 = (У2- У 1 ) ^ 0 + 8^ •

(з л з )

Определение -высот (превышений) по этой формуле требует ис­
пользования гипсометрической таблицы и графика поправок на
•среднюю те-мпературу слоя.
Пример. В момент выпуска радиозонда РЗ-049 на поверхности Земли
(высота у хм) были измерены давление /ц --- 1017 мб и температура воз­
духа t-j—— 18°С.
По полученным через некоторое время от радиозонда сигналам (с высоты у 2м)
•было установлено, ч.то давление Л2 = 909 м б и температура f2= — 22°С.
Необходимо определить высоту подъема радиозонда над местом его вы­
пуска, на которой давление и температура имеют значения h.2 и L.
Решение. По гипсометрической таблице находим
_у2 =
763 м
________ у 2 = — 135 м

(У2 —yi)t=o=

898

м

Пользуясь формулой (3.12) или соответствующим графиком, находим по­
правку byf в высоту у = у 2 — У1 на среднюю температуру t ср= — 20°С; она будет
равна

oyt = —

898
RR
2 тз 2 0 = — об м.

Таким образом, согласно формуле (3.13) искомая высота будет равна
v= 898 — 66=832 м.

Для сравнительно небольших превышений (порядка до 1 км)
можно применять следующую упрощенную барометрическую фор­
мулу (формула Бабине)
у 2 - у 1 = 8000 ^ - А
(1 + < р ) .
(3.14)
^Ср
Ошибки вычислений по этой формуле не превышают 1 % от
толщины слоя.
В условиях предыдущего примера согласно формуле (3.14) получим
у = 8000

1017 — 909
963

20
= 832 м .
"273

Проверка правильности барометрических формул -показала, что
они вполне пригодны не только для -случая статического равнЬвесия атмосферы, а и для реальных условий, когда наблюдаются го­
ризонтальные и вертикальные перемещения воздуха.
69

Во всех приведенных барометрических формулах не учитывалось влияние
влажности воздуха, а также зависимость ускорения силы тяжести от широты
места наблюдения и высоты над уровнем моря. Эти факторы при необходимо­
сти можно учесть по так называемой полной барометрической формуле (фор­
мула Лапласа), которая дает более точное выражение закона изменения давле­
ния с высотой.
Применительно к артиллерийской практике полную барометрическую фор­
мулу можно представить в виде
Уз — У1 =
= 18400 (1 + а^,ср) (1 + 2,64-10~3 cos 2?) (1 — 3 ,1 4 -1 0 -7.y cp) .lg - | i _ ,
(3.15>
где tv

— средняя виртуальная температура (см. § 15) в пределах слоя у2 — уф
— широта пункта наблюдения;
уСр — средняя высота в пределах слоя, в м\
остальные обозначения прежние.
9

Барометрическая ступень. Для определения превышений одних
пунктов над другими и для приведения давления к заданному уров­
ню широко пользуются в артиллерии так называемой барометри­
ческой ступенью.
Барометрической ступенью (Б) называется изменение высоты
в метрах, соответствующее изменению давления на 1 мм рт. ст.
(или на 1 мб). Величина барометрической ступени зависит от тем­
пературы и давления и вычисляется по упрощенной барометриче­
ской формуле (3.14), которая в этом случае имеет вид
8000

(1 г О

-

(3.16)

где Б — барометрическая ступень, в м/мм рт. ст. или м/мб;
h — давление в мм рт. ст. или мб\
а — объемный коэффициент расширения газов, равный
1/273=0,00366;
— виртуальная температура воздуха в градусах.
Ниже приводятся таблицы значений барометрической ступени
для различных температур и давлений: таблица 1 — для давления,,
выраженного в мм рт. ст., и таблица 2 — для давления, выражен­
ного в мб .
Из формулы (3.16) следует, что величина барометрической сту­
пени возрастает с уменьшением давления и повышением темпера­
туры. С высотой барометрическая ступень увеличивается. Так, если
на поверхности земли барометрическая ступень в среднем равна
8 м/мб, то на высоте 5 км она уже составляет 15 м/мб, на высоте
10 км — 25 м/мб, а на высоте 20 км — 115 м/мб.
При помощи барометрической ступени можно решать различ­
ного рода задачи, например:
— по давлению и температуре, измеренным в двух пунктах на
разных высотах, определить взаимное превышение этих пунктЬв;
— по давлению и температуре, измеренным на какой-то высо­
те, вычислить давление на другой высоте.
70

Таблица 1
Значения барометрической ступени (давление в м м рт. ст.)
Давле
ние в
мм рт.

Температура в градусах
-5 0

40

-3 0

-2 0

-1 0

0

+ю

+20

-1-30

+40

+50

500
520
540
560
580
600
620
640
660
680
700
720
740
760
780
800

13,1
12,6
12,1
11,7
11,3
10,9
10,5
10,2
9,9
9,6
9,3
9,1
8,8
8,6
8,4
8,2

13,7
13,1
12,6
12,2
11,8
11,4
11,0
10,7
10,3
10,0
9,8
9,5
9,2
9,0
8,8
8,5

14,2
13,7
13,2
12,7
12,3
11,9
11,5
11,1
10,8
10,5
10,2
9,9
9,6
9,4
9,1
8,9

14,8
14,3
13,7
13,3
12,8
12,4
12,0
11,6
11,2
10,9
10,6
10,3
10,0
9,7
9,5
9,3

15,4
14,8
14,3
13,8
13,3
12,8
12,4
12,0
11,7
11,3
11,0
10,7
10,4
10,1
9,9
9,6

16,0
15,4
14,8
14,3
13,8
13,3
12,9
12,5
12,1
11,6
11,4
11,1
10,8
10,5
10,3
10,0

16,6
15,9
154
14,8
14,3
13,8
13,4
13,0
12,6
12,2
11,9
11,5
11,2
10,9
10,6
10,4

17,2
16,5
15,9
15,4
14,8
14,3
13,9
13,5
13,1
12,7
12,3
12,0
11,7
11,3
11,1
10,7

17,7
17,0
16,4
15,9
15,3
14,8
14,4
14,0
13,5
13,2
12,8
12,4
12,1
11,8
11,5
11,1

18,3
17,6
17,0
16,4
15,8
15,3
14,8
14,3
13,9
13,5
13,1
12,7
12,4
12,1
11,8
11,5

18,9
18,2
17,5
16,9
16,3
15,8
15,3
14,8
14,3
13,9
13,5
13,1
12,8
12,4
12,1
11,8

Таблица 2
Значения барометрической ступени (давление в мб)
VO

в градусах

Давле
ние в

Температура
-5 0

—40

-3 0

-2 0

-1 0

0

+10

-1 -2 0

+30

+40

-1-50

740
760
780
800
820
840
860
880
900
920
940
960
980
1000
1020
1040
1060

8,8
8,6
8,4
8,2
8,0
7,8
7,6
7,4
7,3
7,1
7,0
6,8
6,7
6,5
6.4
6,3
6,2

9,2
9,0
8,8
8,5
8,3
8,1
7,9
7,8
7,6
7,4
7,3
7,1
7,0
6,8
6,7
6,6
6,5

9,6
9,4
9,1
8,9
8,7
8,5
8,3
8,1
7,9
7,7
7,6
7,4
7,3
7,1
7,0
6,8
6,7

10,0
9,8
9,5
9,3
9,0
8,8
8,6
8,4
8,2
8,1
7,9
7,7
7,6
7,4
7,3
7,1
7,0

10,4
10,1
9,9
9,6
9,4
9,2
9,0
8,8
8,6
8,4
8,2
8,0
7,9
7,7
7,6
7,4
7,3

10,8
10,5
10,3
10,0
9,8
9,5
9,3
9,1
8,9
8,7
8,5
8,3
8,2
8,0
7,8
7,7
",5

11,2
10,9
10,6
10,4
10,1
9,9
9,6
9,4
9,2
9,0
8,8
8.6
8,5
8,3
8,1
8,0
7.8

11,6
11,3
11,0
10,7
10,5
10,2
10,0
9,8
9,6
9,3
9,1
9,0
8,8
8,6
8,4
8,3
8,1

12,0
11,7
11,4
11,1
10,8
10,6
10,3
10,1
9,9
9,7
9,5
9,3
9,1
8,9
8,7
8,5
8,4

12,4
12,1
11,8
11,5
11,2
10,9
10,7
10,4
10,2
10,0
9,8
9,6
9,4
9,2
9,0
8,8
8,6

12,8
12,4
12,1
11,8
11,5
11,3
11,0
10,8
10,5
10,3
10,1
9,9
9,7
9,5
9,3
9,1
8,9

71

В артиллерии наиболее часто приходится приводить давление
к заданному уровню, т. е. решать задачи второго рода.
Пример. Допустим, что на высоте расположения метеовзвода определены
наземное отклонение давления 18 м м рт. ст. и наземное отклонение температу­
ры + 8°С (в бюллетене „метеоогневой" эти отклонения записаны в виде груп­
пы 51808).
Требуется определить наземное отклонение давления на уровне огневой
позиции, которая расположена ниже метеовзвода на 242 м.
Р е ш е н и е . Определяем давление и температуру на уровне расположения
метеовзвода
и

750—18 = 732 мм рт. ст.
15,9 + 8 = 23,9 й 24°С.

По этим данным находим по таблице 1 барометрическую ступень, которая
оказывается равной 12 м /м м рт. ст.
Разделив превышение (242 м) на барометрическую ступень, получаем раз­
ность давлений (20 мм рт. ст.), которую необходимо прибавить к отклоне­
нию—18 мм рт. ст., так как огневая позиция ниже метеовзвода. Наземное от­
клонение давления для огневой позиции будет — 18 + 20 = 2 мм рт. ст.

Изменение давления вдоль земной поверхности. Пространствен­
ное распределение атмбсферного давления характеризуется бари­
ческим полем атмосферы. Поверхности одинаковых значений дав­
ления в атмосфере носят название изобарических поверхностей.
Линии пересечения этих поверхностей с горизонтальными плоско­
стями (уровнями) называются изобарами. Таким 'образом, изоба­
ры — это линии, соединяющие на картах точки с одинаковым дав­
лением на определенном уровне, например на уровне моря. Густота
расположения изобар характеризует степень изменения давления
в горизонтальном направлении: чем меньше расстояние между изо­
барами, тем сильнее изменяется давление.
Наблюдения показывают, что изменение давления в горизон­
тальном направлении в определенном районе и на данном уровне
может происходить крайне неравномерно. Для характеристики та­
ких изменений введено понятие горизонтального градиента дав­
ления.
Горизонтальным градиентом давления (Gh) называется величи­
на падения давления вдоль нормали к изобарам на единицу рас­
стояния. За единицу расстояния обычно принимается длина одно­
го градуса меридиана (111 км).
Наиболее часто горизонтальные градиенты давления наблюда­
ются порядка 1 жб/111 км, т. е. давление атмосферы в большинстве
случаев изменяется в горизонтальном направлении очень незначи­
тельно и только при резких переменах погоды, связанных с прохож­
дением циклопов, антициклонов и атмосферных фронтов, это изме­
нение может достигать 5—б мб/ 100 км, а в отдельных случаях
и больше. Максимальное изменение давления с расстоянием, на­
блюдавшееся в Европе, было 9 мб на 32,2 км.
Распределение давления у земной поверхности xopoiifo изучено
на основании средних многолетних данных и построенных по ним
климатических карт. В самом общем виде это распределение мож72

ио характеризовать как чередующиеся зоны (области) высокого
и низкого давления.
Расположение изобар в январе вырисовывает пояс пониженного
давления вдоль 'экватора и пояса повышенного давления на широ­
тах около 30—35°. В северном полушарии пояс повышенного дав­
ления расширяется над азиатским материком, образуя огромный
замкнутый максимум с центральной из'обарой в 1040 мб. В районе
к юго-западу от Исландии и южнее Аляски в Тихом океане образу­
ются области пониженного давления с центральными изобарами
в 995—1000 мб.
Расположение изобар в июле показывает, что низкое давление
в районе экватора сохраняется над сушей и 'океанами, а высокое
давление в субтропиках сохраняется лишь над океанами; исланд­
ский минимум едва заметен, а минимум у берегов Аляски исчезает.
На месте азиатского зимнего максимума образуется обширный ми­
нимум с центральной изобарой в 995—1000 мб.
Самые крайние значения давления, наблюдавшиеся на поверх­
ности земли, приведенные к уровню моря, составляют 920 мб в тро­
пическом циклоне и 1070 мб — в сибирском антициклоне.
Большинство областей повышенного давления совпадает с об­
ластями относительно низких температур, а пониженного давле­
ния — с областями относительно высоких температур. В основе их
образования лежит термический фактор, обусловленный неодина­
ковым нагреванием поверхности материков и океанов. Летом мате­
рики нагреваются сильнее океанов, воздух над ними становится
теплее, и давление уменьшается. Зимой, наоборот, материки ох­
лаждаются сильнее океанов, и давление над ними увеличивается.
Однако некоторые барические образования, как область высокого
давления над океанами в субтропиках и некоторые другие, вызы­
ваются не термическими, а динамическими причинами.
Многие барические области, особенно постоянные, оказывают
большое влияние на воздушные течения, условия погоды и даже
климат примыкающей к ним территории; они являются как бы
центрами действия атмосферы.
Большое влияние на атмосферные процессы оказывает не толь­
ко характер распределения давления у поверхности земли, но и на
вышележащих уровнях в свободной атмосфере. Распределение дав­
ления на высотах отличается от наземного. Особенности распреде­
ления, вызванные неоднородностью земной поверхности, по мере
поднятия в свободную атмосферу сглаживаются, постепенно исче­
зает чередование поясов высокого и низкого давления, изобары
приближаются к широтному направлению. Выше 4 км наиболее вы­
сокое давление располагается над экватором, с увеличением широ­
ты давление убывает, и над полярными областями отмечается об­
ширный минимум давления.
Изменение давления во времени. Наблюдения показывают, что
давление атмосферы с течением времени не 'остается постоянным.
73

Причем, имеют место как периодические, так и непериодические
изменения давления.
Регулярные суточные колебания давления невелики: амплитуда
этих колебаний в тропических широтах составляет 3—4 мб, в сред­
них широтах — не превышает 1 мб. Практического значения такие
периодические колебания не имеют, особенно в средних широтах,
где они затушёвываются гораздо более значительными непериоди­
ческими изменениями.
Причиной непериодических изменений давления являются про­
цессы общей динамики и циркуляции атмосферы и особенно про­
хождение атмосферных фронтов. Эти колебания обычно характери­
зуют средней междусуточной изменчивостью давления и так назы­
ваемой барической тенденцией.
Междусуточной изменчивостью давления называется изменение
давления за сутки, т. е. от одного часа предыдущих суток к такому
же часу последующих. Барической тенденцией называется измене­
ние давления за последние три часа до наблюдений.
Средняя междусуточная изменчивость давления составляет
в Южной Европе — около 3 мб, на Европейской территории
СССР — 5—7 мб. В отдельные дни непериодические изменения мо­
гут значительно отличаться от этих средних: иногда давление
остается почти постоянным в течение ряда дней, а в другие дни су­
точные колебания достигают 10—15 мб и даже больше при резком
изменении погоды.
Междусуточная изменчивость давления в нижней тропосфере
несколько уменьшается с высотой, а затем к высоте 7—8 км увели­
чивается до значений, близких к наземным. С переходом в стра­
тосферу она резко уменьшается.
Из изложенного можно сделать следующие выводы.
1. Наземное давление атмосферы изменяется незначительно как
во времени, так и по расстоянию (кроме случаев прохождения ат­
мосферных фронтов).
2. Давление атмосферы с высотой изменяется закономерно, по­
этому производить специальное, «барометрическое», зондирование
атмосферы для нужд артиллерии нет надобности. Давление на не­
обходимых высотах можно определить расчетом, зная наземное
давление и распределение температуры воздуха по высоте.
3. Поправку на давление при стрельбе артиллерии можно рас­
считывать по наземному отклонению давления от его нормального
значения. Это положение следует из закономерного характера из­
менения давления с высотой.
§ 14. ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА

В жизни нашей планеты, как известно, большое значение имеет
круговорот влаги, тесно связанный с происходящими в атмосфере
тепловыми процессами. Вода в атмосфере может.находиться в трех
состояниях: твердом (снег, град, крупа, ледяные кристаллики в об­
74

лаках), жидком (дождь, туман, морось, водяные капельки в обла­
ках) и газообразном (водяной па.р). Содержание в воздухе водя­
ных паров называется его влажностью.
В нижних слоях атмосферы всегда имеется некоторое количест­
во водяных паров, хотя водяной пар в воздухе и не виден. Посту­
пает водяной пар в атмосферу путем испарения с поверхности оке­
анов и морей, покрывающих почти три четверти земного шара,
а -также озер, рек и увлажненной осадками поверхности земли.
Водяной пар при определенных условиях переходит в жидкое
(конденсируется) или твердое (сублимируется) состояние. Конден­
сация его может происходить.на поверхности земли и в воздухе на
различных высотах над землей. В результате конденсации на по­
верхности земли образуются роса, иней. Конденсация на различных
уровнях атмосферы дает туман, облака.. Из образовавшихся в ат­
мосфере облаков выпадают осадки (дождь, снег, град) и таким об­
разом завершается круговорот влаги в атмосфере.
Для характеристики содержания водяного пара в воздухе обыч­
но пользуются следующими понятиями: абсолютная влажность,
упругость водяного пара и относительная влажность.
Абсфиотнрй влажностью (а) называется количество водяного
пара в граммах в 1 м3 воздуха.
Упругость водяного пара (е) выражается парциальным* давле­
нием в мм рт. ст. {мб) содержащегося в воздухе водяного пара.
Между абсолютной влажностью и упругостью водяного пара
имеет место следующее соотношение:
1,06

где коэффициент

’ ^

= 1 при £=16,4°С; поэтому численно а

в г/мв мало отличается от е, выраженного в мм рт. ст.
Как показывает опыт, количество водяных паров в воздухе не
может быть беспредельно велико. Существует предел насыщения
воздуха, зависящий от температуры. Чем выше температура воз­
духа, тем большее количество водяных паров может в нем содер­
жаться. Упругость водяного пара, насыщающего воздух при данной
температуре (максимальная упругость), называется пределом на­
сыщения и обозначается через Е. Значения Е при различной тем­
пературе воздуха приведены в таблице 3.

* Парциальным давлением называется часть давления смеси газов, обусло­
вленная данной составляющей смеси. Парциальное давление равно тому давле­
нию, которое производил бы данный газ, входящий в смесь, если бы он один
находился в объеме, занимаемом смесью.

75

Та блица 3

Значения предела насыщения воздуха водяными парами
при различной температуре воздуха
и
о

-1 5

-1 0

-5

0

5

Е, м м рт. ст.

1,2

1,9

3,0

4,6

Е, м б

1,6

2,6

4,0

6,1

10

15

20

25

30

35

40

6,5

9,2

12,8

17,5

23,8

31,8

42,2

55,3

8,7

12,3

17,0

23,4

31,7

42,4

56,2

73,8

Относительной влажностью называется Ьтношение упругости
водяного пара, находящегося в воздухе, к упругости пара, насы­
щающего воздух при данной температуре. Отношение это выра­
жается в процентах и обозначается в артиллерии буквой г
г = еЕ - Ш % .

(3.17)

Относительная влажн'ость является характеристикой того, на­
сколько воздух близок к насыщению водяными парами (процент
насыщения). Если упругость водяного пара (е) равна пределу на­
сыщения (Е), то относительная влажность равна 100%, т. е. воздух
до предела насыщен водяными парами.
В метеорологии характеристики влажности определяются по
специальным .психометрическим таблицам на основании результа­
тов наблюдений, полученных при помощи метеорологических при­
боров — психрометров и гигрометров. В артиллерии влажность
в'оздуха, как правило, непосредственно не определяется, а учиты­
вается всегда постоянным значением, равным rN = 50%, через так
называемую виртуальную температуру воздуха (см. § 15).
Необходимо отметить, что количество водяных паров, посту­
пающих в единицу времени в воздух (скорость испарения), зависит
от многих факторов, основными из которых являются температура
испаряющей поверхности, количество влаги в воздухе, скорость
ветра, давление атмосферы, характер рельефа и подстилающей
поверхности и другие. Поэтому распределение влажности воздуха
вдоль земной поверхности весьма неравномерно даже в пределах
незначительного района.
Наиболее высокие значения как абсолютной, так и относитель­
ной влажности наблюдаются над океанами в экваториальной зоне.
По мере удаления от океанов вглубь материков количество водяно­
го пара в атмосфере уменьшается. Наибольшая упругость водяного
пара, наблюдавшаяся у земли (на высоте 2 м), была около
32 мм рт. ст. на берегу Красного моря в Аравии, наименьшая —
0,1 мм рт. ст. в Северо-Восточной Сибири. Наибольшая среднегодо­
вая относительная влажность наблюдается на побережье тропиче­
ских морей и океанов (до 95—98%), наименьшая — в пустынях
внутри континентов (10—20%). В средних широтах относительная
76

влажность зимой наибольшая и составляет 80—90%; в летние ме­
сяцы она понижается до 50—70%, а в сухих юго-восточных рай­
онах Европейской территории СССР — до 30—40%.
Распространение водяного пара в атмосфере происходит глав­
ным образом благодаря воздушным течениям и вертикальной кон­
векции. Вследствие конвекции и турбулентного обмена водяной пар
распространяется от испаряющей поверхности вверх до страто­
сферы.
Результаты аэрологических наблюдений показывают, что сред­
ние значения упругости водяного пара с высотой быстро убывают:
к высоте 1,5—2 км — в 2 раза, к 5 км — в 10 раз, к 8—9 км —
в 100 раз, т. е. гораздо в большей степени, чем общее давление ат­
мосферы.
Характер распределения относительной влажности по высоте
крайне непостоянен и в значительной степени зависит от распреде­
ления температуры. Летом в дневное время относительная влаж­
ность обычно наибольшая на, высоте 1,5—2,5 км, в ночное время,
а также зимой — у поверхности земли.
Суточные изменения упругости водяного пара следуют, как пра­
вило, суточному ходу температуры воздуха. Амплитуда суточных
колебаний влажности, невелика: летом она доставляет в среднем
1—2 мм рт. ст., а зимой выражается десятыми долями миллиметра.
Суточный ход относительной влажности является обратным ходу
температуры воздуха: днем относительная влажность наименьшая,
нбчью — наибольшая.
§ 15. ПЛОТНОСТЬ ВОЗДУХА

В артиллерии под плотностью воздуха (77) понимают вес одно­
го мг воздуха в кГ (весовая плотность).
Изучение плотности воздуха при рассмотрении условий стрель­
бы артиллерии имеет очень большое значение, так как от ее вели­
чины в значительной степени зависит сила сопротивления воздуха
полету снаряда, мины или ракеты.
Метеорологических приборов, позволяющих непосредственно
измерять плотность воздуха, в настоящее время не существует.
Плотность воздуха можно вычислять по измеренным величинам
температуры, давления и влажности, так как все- эти метеорологи­
ческие элементы связаны между собой вполне определенной зави­
симостью.
Так, на основании уравнения состояния газов для сухого возду­
ха (см. § 7) можно записать
Давлению р0= 10 332,96 кГ/м2 соответствует
поэтому по своей численной величине
10332,96 ,
10,2 -/г.
Р = 1013,25
i m o o E - h > И Л И Р''

&о= 1013,25 мб,

77

В этом случае выражение для плотности
можно записать в виде

сухого

воздуха

Л =10,2 щ . ,
.где h — давление атмосферы в мб\
П -плотность сухого воздуха в кГ/м*.
Влажный воздух можно представить как смесь сухого воз­
духа с водяным паром, а давление влажного воздуха — в виде
суммы парциальных давлений, создаваемых отдельно сухим воз­
духом и водяным паром
/г= /гс + е,
где hc и е парциальные давления сухого воздуха и водяных
паров в мб соответственно.
Следовательно, часть плотности, создаваемая сухим воздухом,
будет выражаться как
h
h —р
/7С= 1 0 , 2 = 1 0 , 2
RT
RT ’
где R — удельная газовая постоянная сухого воздуха.
Часть плотности, создаваемая водяным паром, будет
/7П= 10,2

R ttT ’

где R n — удельная газовая постоянная водяного пара,
Яп= 1,608-Я .
Плотность, создаваемая и сухим воздухом и паром, т. е. плот­
ность влажного воздуха, будет выражаться суммой
/7=10,2

RT

1

10,2

1,608/? Т

или
/

7= 10,2

h - 0,378е
RT

(3.18)

При подстановке в эту формулу значений атмосферного давле­
ния h и упругости водяного пара е, выраженных в мм рт. ст., по­
лучим
/7 — 13.6/г - ° f S e .

(3.19)

Опытами установлено, что при температуре 0°С и давлении
760 мм рт. ст. один кубический метр сухого воздуха весит 1,293 кГ.
Эта величина в физике носит название нормальной плотности воз78

духа. В артиллерии же нормальной плотностью воздуха у поверх­
ности земли считается /7ЛЧЭ- 1,206 к!'\м-\ которая получается при
давлении /2^ = 1000 жб=750 мм рт. ст., температуре tN0 = + 15°С
(TNo = 288°К) и упругости водяного пара eNO = 8,52 мб —
= 6,38 мм рт. ст.
Из формул (3.18) и (3.19) следует, что повышение температуры
воздуха вызывает уменьшение его плотности, увеличение давле­
ния — увеличение плотности и, наконец, увеличение влажности
вызывает уменьшение плотности воздуха.
Степень влияния изменений каждого из перечисленных трех
метеорологических элементов на изменение плотности воздуха не­
одинакова. На основании формул (3.18) и (3.19) можно записать
приближенные выражения для относительного изменения плотно­
сти воздуха в процентах при изменении:
— температуры воздуха на At°
А/
ДП,_
100%;
П
Т
— давления на Д/г мб (или мм рт. ст.)
М 1 к = — 100% •
n
h
/0 ’
— относительной влажности на Дг%
ДП г
П ~

0,378£,Дг
h

где Et — предел насыщения воздуха водяными парами при дан­
ной температуре t°С.
Так, например, отклонения температуры, давления и относи­
тельной влажности воздуха от их наземных нормальных значений
соответственно на 10°С, 10 мб и 10% вызовут отклонения плотности
воздуха, равные:
= - 3,47%, - ^ * - = 1,00% и - ^
1 1 N0

11КО

= - 0 ,0 6 % .

1 1 N0

Как видно из приведенных цифр, влияние изменений влажности
воздуха на его плотность незначительно. Поэтому при стрельбе
артиллерии изменениями влажности пренебрегают и принимают
относительную влажность всегда средним значением, равным 50%.
Полностью пренебрегать влиянием влажности на плотность возду­
ха, особенно при положительных значениях температуры, нельзя,
так как это может вызвать существенные ошибки при стрельбе.
79

При учете влажности ее влияние на плотность заменяют равно­
ценным изменением температуры. Для этого выразим формулу
(3.18) в виде
/7 = 1 0 ,2 -------------------- ■
1 - 0,378 ?
п
Введя обозначение
Т

(3.20)

1-0,378 f
h
получим следующее выражение для плотности влажного воздуха:
(3.21)

77= 10,2 —

Величину х принято называть абсолютной виртуальной темпе­
ратурой. По своему физическому смыслу абсолютная виртуальная
температура — это такая температура, которую имел бы сухой воз­
дух с той же плотностью П и тем же давлением h, что и влажный
воздух с температурой Т. Иначе говоря, виртуальной температурой
называется такая рассчитанная температура сухого воздуха, при
которой его плотность равна плотности данного влажного воздуха
при том же давлении.
Для удобства практического определения виртуальной темпе­
ратуры формулу (3.20) можно несколько преобразовать. Умно­
жив числитель и знаменатель правой части на

^ 1 + 0,378

j ,

получим
7^ 1 + 0,378
1 - ( ° ,з г е - с ) 2 '
или, отбрасывая величины второго порядка малости, будем иметь
■с= 7 + 0,378-*- Т.

(3.22)

Вычитая из левой и правой части этого равенства по 273°, по­
лучим
/, = / + 0 ,3 7 8 -* - Т,
80

и ли

tv = t + LT,
(3.23)
где
tv — виртуальная температура в стоградусной шкале С°;
£
Д7 = 0 ,3 7 8 -^ -7 —- виртуальная поправка температуры на влаж­
ность воздуха.
Из формулы (3.22) видно, что виртуальная поправка — величи­
на всегда положительная, поэтому виртуальная температура во
всех случаях выше температуры измеренной. Значения виртуаль­
ной поправки* для различных температур приведены в таблице 4
(полная таблица приведена в приложении 3).
Таблица 4

Значения виртуальной поправки и зависимости от температуры
Т ем пература

t°C

- 1 5 — 10 - 5

В и ртуальн ая поправка
Д Г в град.

0,1

0,1

0 ,2

0

5

10

15

20

25

30

35

40

0 ,3

0 ,5

0 ,7

0 ,9

1 ,3

1 ,8

2 ,4

3 ,3

4 ,4

Необходимо отметить, что в метеорологии применяется не­
сколько понятий виртуальных температур, отличающихся друг от
друга по своему физическому смыслу. Виртуальная температура,
о которой шла речь, применяется при определении плотности воз­
духа, поэтому она носит название плотностной виртуальной темпе­
ратуры.
В качестве примера другой виртуальной температуры можно
назвать акустическую виртуальную температуру, применяемую
иногда при расчетах скорости распространения звука.
С увеличением высоты величина плотности воздуха меняется.
В общем случае зависимость плотности воздуха от высоты может
быть выражена формулой (3.21) при подстановке в нее величины
атмосферного давления в соответствии с барометрической форму­
лой (3.6)
_ J _

.
/ 7 = 10,2

-е

f

dy_

R J t
°
,

(3.24)

где hQ— наземное давление в мб.
* В артиллерии при расчете виртуальной тем пературы
личны х вы сот атм осф еры

доп ускается, что отнош ение

е

(п о п р а в о к ) д л я р а зне зави си т от вы соты .

Д авл ен и е h п олагаю т
всегда равны м
1 0 0 0 мб,
а уп ругость
водяны х паров е
б е р у т р а в н о й 0 , 5 -Et мб, п р и ч е м , Et с ч и т а ю т з а в и с я щ и м т о л ь к о о т т е м п е р а т у р ы
в о з д у х а ( т а б л и ц а 3 ). В д е й с т в и т е л ь н о с т и , в е л и ч и н ы h u e з а в и с я т и о т в ы с о т ы :
с увели чен и ем вы соты они обе убы ваю т
( п р а в д а , е у б ы в а е т б ы с т р е е , ч е м К).
Э то п озволяет сделать
атм осф еры .

6

Колодочка А. С.

д о п у щ ен и е о н езави си м ости

отнош ения

от

вы соты

81

Из этого выражения видно, что плотность на высоте у м зави­
сит только от характера распределения виртуальной температуры
по высоте и от значения давления у поверхности земли. Поэтому
для артиллерии основным метеорологическим элементом является
температура т.
Плотность воздуха на какой-либо высоте может быть также оп­
ределена по известным на этой высоте значениям атмосферного
давления и абсолютной виртуальной температуры
П = 10,2 А

,

где h — давление, выраженное в мб,
или

если h выражается в мм рт. ст.
В соответствии с этим плотность у поверхности земли будет
h
иПО— If) 9р т >
^ О
ИЛИ

Я 0= 1 3 , 6 ^ - .
Обозначая отношение плотности П на высоте у м к плот­
ности /70 у поверхности земли через функцию Н (у), получим
П_

пп

-Н {у)

h . . h—
т Уф

(3.25)

или

Я (у ) = '•о

о

(3.26)

Функция Н (у) используется во внешней баллистике при расче­
тах траекторий.
Плотность воздуха с увеличением высоты, как правило, умень­
шается, т. е. воздух становится более разреженным. Это уменьше­
ние не является постоянным, оно зависит от изменения давления
и температуры. Однако решающее значение имеет изменение дав­
ления с высотой. Так как температура с высотой изменяется срав-.
нительно мало и медленно, а давление падает очень резко, то1плот­
ность воздуха по мере увеличения высоты уменьшается почти па­
раллельно уменьшению давления.
82

В таблице 5 приведены данные о распределении плотности воз­
духа по высоте, рассчитанные на основании многолетних зондиро­
ваний атмосферы над средней Европой.
Т а б л и ц а

5

Распределение плотности по высоте над средней Европой
В ы со та над
уровнем
м о р я в км

0
1
2
3
4
5
6
8
10

П лотн ость возд уха
в кГ\м3
летом

ЗИМОЙ

1 ,2 2 4
1 ,1 0 0
0 ,9 9 5
0 ,8 9 8
0 ,8 0 8
0 ,7 2 7
0 ,6 5 3
0 ,5 2 7
0 ,4 1 9

1 ,2 8 8
1 ,1 4 7
1 ,0 2 5
0 ,9 2 0
0 ,8 2 7
0 ,7 4 3
0 ,6 6 6
0 ,5 3 0
0 ,4 1 0

В ы сота над
уровнем
м о р я в км

12
14
16
18
20
25
30
35
40

П лотн ость возд уха
в кГ/м3
летом

зи м ой

0 ,3 1 9
0 ,2 3 5
0 ,1 7 2
0 ,1 2 7
0 ,0 9 3
0 ,0 4 3
0 ,0 2 0
0 ,0 0 9
0 ,0 0 4

0 ,3 0 3
0 ,2 2 2
0 ,1 6 2
0 ,1 1 8
0 ,0 8 6
0 ,0 3 9
0 ,0 1 8
0 ,0 0 8
0 ,0 0 4

Из таблицы видно, что зимой до 8 км плотность больше, чем
на соответствующих высотах летом, что объясняется более низкими
температурами в этот сезон года. Для высот больших 8 км плот­
ность зимой меньше, чем летом, что объясняется более низкими
давлениями на этих высотах в холодную половину года.
Наблюдаются как периодические, так и непериодические изме­
нения плотности воздуха во времени.
Так как суточные периодические колебания наземного давления
незначительны, то суточный ход наземной плотности будет зави­
сеть в основном от хода температуры. Наибольшая плотность бу­
дет иметь место при наименьшем значении температуры и, наобо­
рот, наименьшая плотность будет при максимальном значении тем­
пературы. Таким образом, ход плотности соответствует почти об­
ратному ходу температуры: наибольшая плотность у поверхности
земли наблюдается обычно перед восходом солнца, наименьшая
через 1—2 часа после полудня.
Непериодические изменения плотности воздуха определяются
в основном прохождением: через данный район различных бариче­
ских систем и атмосферных фронтов. Эти изменения могут дости­
гать значительных величин и в течение короткого промежутка вре­
мени.
Отклонения наземной плотности воздуха от ее нормального зна­
чения, как показывают наблюдения, могут достигать до 15% и да­
же больше.

§ 16. СКОРОСТЬ ЗВУКА В АТМОСФЕРЕ

Скорость распространения звука в атмосфере является очень
важной характеристикой, в значительной степени определяющей
силу сопротивления, воздуха полету снаряда, мины или ракеты.
6*

83

Кроме того, изучение скорости звука имеет очень большое значение
для артиллерийской звуковой разведки, точность работы которой
зависит от правильности определения скорости звука в приземных
слоях атмосферы.
Распространение звука в атмосфере можно рассматривать как
частный случай распространения упругих продольных колебаний
в среде, в которой отсутствует упругость формы и в начальном недеформированном состоянии упругие силы сводятся к равномерно­
му гидростатическому давлению, например атмосферному. Величи­
на скорости звука, зависящая от состояния атмосферы, достаточно
полно выражает со,бою упругие свойства воздуха (его сжимае­
мость). Поэтому в артиллерии скоростью звука очень часто харак­
теризуют «упругость атмосферы».
Физически распространение звука можно представить как ре­
зультат передачи возмущения от одних молекул газа, которым это
возмущение было сообщено, к другим. Очевидно, что скорость рас­
пространения любого возмущения в газе тем больше, чем больше
это возмущение. При слабых возмущениях скорость распростране­
ния волны в газе будет близка к средней скорости теплового дви­
жения молекул. В самом деле, слабое возмущение существенно не
может изменить ни скорости, ни направления движения молекул.
Однако при наличии беспорядочного движения молекул даже са­
мое малое возмущение, которое не может заметно изменить дейст­
вительных скоростей движения молекул, должно передаваться от
частицы к частице со скоростью, равной средней скорости хаотиче­
ского движения молекул. Всякое возмущение, которое вызывает
заметное увеличение скорости движения молекул, должно распро­
страняться с большей скоростью, чем средняя скорость теплового
движения молекул.
Так как звук представляет собой распространение малых возму­
щений, то скорость распространения звука равна средней скорости
теплового движения молекул.
Средняя скорость теплового движения молекул, как следует из
молекулярной теории, пропорциональна корню квадратному из
абсолютной температуры газа, т. е. ) Т. Этой же величине должна
быть пропорциональна и скорость распространения звука. Строгая
теория этого вопроса приводит к следующей формуле для скорости
звука в атмосфере:

а=УчЯГ,

( 3. 27)

где а — скорость распространения звука в м/сек;
у. — показатель адиабаты, равный отношению Ср — теплоем­
кости при постоянном давлении к Сг, — теплоемкости при
постоянном объеме;
g — ускорение силы тяжести в м/сек2;
R — удельная газовая постоянная воздуха.
84

Для сухого
воздуха
(■/.== 1,405)
(g"=9,81 м/сек'2) будем иметь

в

средних

а — 20,08 V Т м/сек.

широтах
(3.28)

Чем выше температура воздуха, тем больше средняя скорость
его молекулярного движения, выше его упругие свойства и тем
больше скорость звука в нем.
Скорость распространения звука в сухом воздухе при абсолют­
ной температуре Г0= 273°К (( = 0°С) равна
«„=-20,08 У 273 ^ 331,5 м/сек.
Выражая скорость звука в сухом воздухе при данной темпера­
туре Т через скорость звука при температуре Т0= 273, получим
а = а0

(3.29)

или, переходя к температуре t°С, будем иметь
а=--ап |

1 -!--

t
273 ‘

После приближенного извлечения корня получим
а = </° ( 1 ~h '2~‘~273” ) '
Или, принимая «„--331,5 м/сек, будем иметь
« = 331,5 -i- 0,61 - t.

(3.30)

Скорость распространения звука во влажной атмосфере, т. е.
в зависимости от температуры и влажности воздуха, выражается
формулой
а=« л/
0 [/

'а
273 ’

(3.31)

где i a — так называемая абсолютная акустическая виртуальная
температура.
Акустическая вирт уальная температура — это такая рас­
считанная температура сухого воздуха, при которой скорость
звука в нем равна скорости звука в данном влажном воздухе
с действительной температурой Т°КИсследования показывают, что абсолютная акустическая вир­
туальная температура с достаточной для практики точностью мо­
жет быть представлена в виде
тя= 7 -- у 0 ,2 7 5 ~ - 7 \
85

а в стоградусной шкале — формулой
ta = t - r АТа,
(>
где ДГП=0,275 -^-7' — акустическая виртуальная поправка темпе­
ратуры на влажность воздуха.
Акустическая виртуальная температура ta всегда больше дей­
ствительной температуры t и несколько меньше плотностной вир­
туальной температуры tv. Разница между плотностной и акусти­
ческой виртуальной температурой сравнительно невелика.
Из сравнения акустической и плотностной виртуальных попра­
вок можно сделать вывод, что значения плотностной виртуальной
температуры при 50% влажности примерно равны значениям аку­
стической виртуальной температуры при 70% влажности.
В настоящее время для звуковой разведки не рассчитывают
значения акустической виртуальной температуры, а берут плот­
ностную виртуальную температуру, которая и используется при
определении скорости распространения звука вместо акустической,
т. е.
а = 331,5 + 0,61 • tv.

(3.32)

Проведенные для нормальных условий стрельбы расчеты пока­
зывают, что при повышении температуры воздуха на 10“С и относи­
тельной влажности на 10% скорость распространения звука увели­
чивается примерно на 6,1 и 0,08 м/сек соответственно, а при увели­
чении атмосферного давления на 10 мб — уменьшается на
0,004 м/сек. Таким образом, на скорость распространения звука
в основном влияют изменения температуры воздуха (скорость зву­
ка в сухом воздухе зависит только от температуры). Незначитель­
ное влияние на скорость звука оказывает влажность воздуха. При
наличии влажности некоторое влияние на скорость звука имеет
также и давление атмосферы. Однако это влияние совсем ни­
чтожно.
Так как в атмосфере температура, влажность и давление с вы­
сотой изменяются, то и скорость звука с высотой будет также изме­
няться. Однако определяющим является характер изменения тем­
пературы воздуха с высотой. В тропосфере скорость звука в сред­
нем уменьшается на 4 м/сек на каждый километр высоты. В ниж­
ней и средней стратосфере (до высоты 30—35 км) скорость звука
примерно сохраняет постоянное по высоте значение порядка
300 м/сек.
До сих пор атмосфера рассматривалась как среда неподвижная,
однако в атмосфере всегда наблюдается горизонтальное перемеще­
86

ние воздуха, т. е. ветер. Скорость распространения звука при нали­
чии ветра определяется следующим выражением:
а у = а ( -\- V cos со,
(3.33)
где

clv

— скорость распространения звука при наличии ветра;

a t — скорость звука с учетом виртуальной температуры воз­
духа;
V — скорость ветра в м/сек;
со — угол между направлением вектора скорости ветра и на­
правлением распространения звука, или другими словами,
угол, равный разности дирекционных углов ветра и на­
правления на источник звука.
Произведение V cos со представляет собою проекцию вектора
скорости ветра на выбранное направление распространения звука.
Звуковая волна, направление которой совпадает с направлением
вектора скорости ветра, имеет скорость распространения большую,
чем в неподвижной атмосфере при прочих равных условиях,
и наоборот, звуковая волна, распространяющаяся в противополож­
ном ветру направлении, имеет скорость меньшую.

§ 17. ВЕТЕР
Ветром называется горизонтальное перемещение воздуха отно­
сительно земной поверхности. Как и всякое перемещение, ветер
характеризуется направлением и скоростью, т. е. является вектор­
ной величиной.
Направление ветра определяется указанием той точки гори­
зонта, откуда дует ветер. При этом в наземной артиллерии на­
правление ветра определяется магнитным азимутом (Лт ) или
дирекционным углом ветра (а). Приборы для определения ветра
обычно ориентируют по магнитной стрелке. Для перехода от маг­
нитного азимута к дирекционному углу ветра необходимо в азимут
вводить поправку (АЛт )
<у-=Лщ + АА т.
(3.34)
Поправка Ь>Ат определяется, как правило, на местности при
помощи теодолита и карты. При наличии на топографической
карте данных о магнитном склонении (8) и угле сближения мери­
дианов (■{) поправку можно определять как алгебраическую раз­
ность
дЛ т =5 — т.

(3-35)

При этом обязательно необходимо учитывать годовой ход
магнитного склонения.
В зенитной артиллерии направление ветра выражают азимутом
зенитной артиллерии (р), который отсчитывается от направления
87

на юг против хода часовой стрелки. Для перехода от дирекционного угла к азимуту зенитной артиллерии необходимо вычесть
дирекционный угол из 30-00, а если последний больше 30-00, то из
90-00.
Под скоростью ветра понимают путь, проходимый массой воз­
духа в единицу времени. Скорость ветра в артиллерии определяет­
ся в м/сек.
Причины возникновения ветра. Первоначальной и основной при­
чиной возникновения ветра является неравномерность нагревания
земной поверхности и прилегающих слоев воздуха. Неравномер­
ность в распределении температуры воздуха вдоль земной поверх­
ности обусловливает различное давление на одинаковых уровнях,
что является уже непосредственной причиной возникновения ветра,
так как из области с повышенным давлением воздух старается пе­
ремещаться в область с пониженным давлением. Перемещение про­
исходит с тем большей скоростью, чем больше величина горизон­
тального барического градиента.
Эта схема может быть применена при рассмотрении всего зем­
ного шара, на котором существует контраст температур полюс —
экватор, и отдельных участков земной поверхности при неодинако­
вом их нагревании или охлаждении. В реальных же условиях чи­
сто термические причины осложняются влиянием ряда других до­
полнительных факторов.
В северном полушарии направление ветра в нижних слоях атмо­
сферы в большинстве случаев отклоняется от нормали к изобарам
и составляет с ней угол порядка 60—70°, причем низкое давление
остается слева от вектора скорости ветра, как это показано, напри­
мер, на рис. 11. Такое отклонение объясняется тем, что на движу­
щийся вследствие силы барического градиента воздух действуют
и другие силы. Одной из таких сил является прежде всего откло­
няющая сила вращения Земли, которая старается отклонить вектор
скорости ветра вправо. Однако поворот ветра вправо от нормали
к изобарам задерживается силой трения. Известно, что при пере­
мещении воздуха происходит трение воздушных слоев между собой,
что обусловлено вязкостью воздуха, т. е. силами сцепления между
воздушными частицами. Эти силы очень сильно возрастают в ре­
альной атмосфере благодаря турбулентности воздуха. Поэтому вяз­
кие силы, или силы турбулентного трения, особенно значительны
в приземном слое атмосферы. Выше 1—1,5 км, т. е. в свободной
атмосфере, силы трения пренебрежимо уменьшаются, и направле­
ние ветра приближается к изобарам (угол отклонения от нормали
близок к 90°).
При криволинейных траекториях движения воздушных частиц
возникает еще центробежная сила. Как известно', эта сила пропор­
циональна скорости движения и обратно пропорциональна радиусу
кривизны траектории.
Наличие всех этих и ряда других сил значительно усложняет
характер горизонтальных атмосферных движений.
88

Структура ветра. Наблюдения показывают, что ветер не пред­
ставляет собой однородного воздушного течения, имеющего одина­
ковую скорость и направление во всей массе движущегося воздуха.
Направление'и в особенности скорость ветра непрерывно изменя­
ются как во времени, так и в пространстве; он дует как бы отдель­
ными толчками или порывами. Между порывами могут быть той
или иной величины интервалы более слабого ветра или даже шти­
ля. Направления отдельных порывов также различны. Основной
причиной порывистости ветра является турбулентное состояние
атмосферы.
Турбулентность атмосферы заключается в беспорядочном пере­
мешивании отдельных объемов воздуха, происходящем в результа­
те зарождения, перемещения и исчезновения в массе движущегося
воздушного потока множества мелких и больших вихревых образо­
ваний. Турбулентность вызывается рядом причин, из которых глав­
нейшими являются возмущения в воздушном потоке вследствие не­
ровностей земли и всякого рода препятствий, термическая конвек­
ция воздуха и трение между массами воздуха различных физиче­
ских свойств.
Наибольшая порывистость ветра наблюдается весной, а также
в околополуденные часы летом, когда наиболее развиты конвектив­
ные токи в атмосфере. С увеличением скорости ветра порывистость
в среднем усиливается. Так, при скорости ветра 4—5 м/сек за одну
минуту в среднем бывает до одного сильного порыва, а при скоро­
сти 10 м/сек — три-четыре значительных порыва. Наименьшая по­
рывистость ветра наблюдается ночью и зимой при образовании
температурных инверсий.
Так как одной из главнейших причин турбулентности атмосфе­
ры являются неровности земной поверхности, то по мере удаления
от этой поверхности большие завихрения в турбулентном потоке
постепенно затухают, дробясь на более мелкие вихревые образова­
ния. Вследствие этого порывистость ветра и особенно неустойчи­
вость его по направлению в большинстве случаев с увеличением
высоты уменьшаются.
Как показывают наблюдения, тропосферу в целом можно счи­
тать зоной турбулентных перемещений воздуха, а стратосферу —
зоной однородных ламинарных течений.
Измеряемые в артиллерии скорость и направление ветра харак­
теризуют лишь общее движение воздушного потока, т. е. среднюю
скорость и среднее направление движения турбулентной воздушной
массы за некоторый промежуток времени или в некоторых преде­
лах высоты (в слое атмосферы).
Рельеф земной поверхности, всякого рода естественные и искус­
ственные препятствия (горы, возвышенности, леса, строения, поле­
защитные полосы и т. п.) не только способствуют образованию тур­
булентности, но влияют на скорость и направление ветра. При со­
прикосновении с поверхностью земли движущиеся воздушные мас­
сы испытывают значительное трение, что приводит к уменьшению
89

скорости ветра у земной поверхности, тем большему, чем больше
ее неровности. Вследствие этого наибольшие скорости наземного
ветра наблюдаются на ровных открытых пространствах и над об­
ширными водными поверхностями.
В горных районах скорость и направление ветра могут сильно
изменяться в зависимости от местных условий. Так, над вершиной
и по боковым склонам горы образуется несколько усиленное воз­
душное течение, а позади горной возвышенности скорость обычно’
уменьшается. В узких долинах, параллельных направлению ветра,
ветер достигает иногда громад­
ной скорости при относительно­
небольших скоростях на сосед­
них открытых участках. В до­
линах, перпендикулярных на­
правлению ветра, он может во­
обще отсутствовать или быть
слабым и неустойчивым по на­
правлению. В долинах, ориен­
тированных под некоторым уг­
лом к направлению ветра, на­
блюдается большей частью от­
клонение ветра вдоль долины.
У горных склонов ветры чаще
V м/ссек
всего принимают направление,
параллельное склону.
Р и с. 24. С р е д н ее р асп р ед ел ен и е ск о р о ­
Наблюдения
показывают,
сти в етр а п о в ы со те н ад Е вроп ой
что возмущающее влияние пре­
пятствий обнаруживается уже
на некотором расстоянии перед препятствием, сохраняется на
значительном расстоянии позади его, а также наблюдается до неко­
торой высоты над препятствием.
Распределение ветра по высоте. Воздушные течения исследова­
ны в атмосфере наиболее полно до высоты 20—25 км при помощи
различных аэрологических методов. Выше 25 км имеются лишь
эпизодические наблюдения над радиопилотами, пылевыми облака­
ми вулканического происхождения, над искусственными дымовы­
ми образованиями, созданными при помощи ракет и других
средств, над перемещением перламутровых и серебристых облаков,
метеорных следов и т. п. Такие сведения о ветре получены до высот
порядка 125 км.
Наблюдения показывают, что в среднем скорость ветра в тропо­
сфере увеличивается неравномерно. На рис. 24 показано среднее
распределение скорости ветра по высоте над Европой, полученное по
данным многолетних шаропилотных наблюдений.
Наибольшее возрастание скорости ветра происходит в нижнем
50—100-метровом слое. С высоты 300—500 ж до 1000—1500 м отме­
чается замедленное изменение, почти постоянство средней скорости
ветра. Так, если на высоте 500 м средняя скорость ветра 9 м/сек,
90

то на высоте 1000 м она всего 9,6 м/сек, а на высоте 2000 м —
10,5 м/сек. Выше 2000 м происходит обычно равномерное возраста
ние скорости до высоты тропопаузы (10—12 км).
На верхней границе тропосферы скорость ветра в среднем до
стигает 18—22 м/сек. С переходом в стратосферу вначале наблю­
дается некоторое уменьшение скорости ветра (до 8—12 м/сек на
высоте 20—25 км), а затем снова рост. На высоте 60—80 км иногда
наблюдаются скорости 100—200 м/сек, а в отдельных случаях — до
300 м/сек.
Направление ветра в большинстве случаев также меняется
с высотой. В самом приземном
слое,
ограниченном
высотой
в 100—300 м, преобладают в ос­
новном силы турбулентной вязко­
сти (силы трения воздушных по­
токов между собой и о земную
шероховатую поверхность), кото­
рые значительно превосходят все
остальные силы, действующие в
атмосфере (кроме силы барического градиента). Вследствие это­
го ветер в приземном слое, увели­
чиваясь с высотой по скорости,
остается практически неизмен­
ным по направлению.
Значительное изменение на­
а
5
10
15 2 0 2 5
правления ветра наблюдается
Поборот ВпраЁа
в более высоком слое (300—
500 м ) ; при этом в северном по­ Р и с . 2 5 . С р е д н е е и з м е н е н и е н а п р а в ­
лушарии е увеличением высоты л е н и я в е т р а с в ы с о т о й д л я с е в е р ­
обычным является поворот ветра
ного п о л у ш ар и я
вправо (в южном полушарии —
влево), происходящий вследствие отклоняющего влияния вращения Земли.
На рис. 25 приведено среднее изменение направления ветра
с высотой в нижних слоях атмосферы по отношению к направле­
нию ветра у поверхности земли.
В умеренных широтах до высоты 20—30 км наблюдаются пре­
имущественно ветры западного направления. Особенно преоблада­
ние западных ветров характерно для верхней тропосферы. В верх­
ней стратосфере и в мезосфере (от 30 до 80 км) наблюдаются обыч­
но восточные течения, а выше — снова слой западных ветров.
Приведенные данные об изменении скорости и направления вет­
ра дают лишь представление о среднем распределении ветра по
высоте, в отдельных и конкретных случаях эти изменения могут
быть совсем иными как по своей величине, так и по направлению
этих изменений.
91

Необходимо отметить, что выше 800—1000 м над рабнииной
и среднепересеченной местностью влияние земной поверхности на
ветер почти не сказывается, и направление и скорость ветра над
тем или иным районом зависят в основном от воздушных течений,
характера распределения температуры и давления на различных
уровнях атмосферы в данный момент времени. Поэтому в каждом
пункте ветер с высотой меняется различно в различные дни и се­
зоны. Так, наблюдаются случаи, когда ветер с высотой не меняется
или когда на поверхности земли ветер 5—6 м/сек, а уже на высоте
200—300 м скорость ветра достигает значений 20—25 м/сек
и больше. Особенно сильные ветры отмечаются, например, в районе
Японии и восточного побережья Северной Америки. Зимой здесь
средняя скорость ветра, имеющего западное направление, на высоте
7 км составляет 40 м/сек, а на высоте 10 км — 70 м/сек.
Распределение по высоте направления ветра может иметь так­
же различный характер. Наблюдались, например, случаи, когда
правый поворот ветра достигал 360J и больше, но бывают случаи,
когда ветер с увеличением высоты направления не меняет или да-же (в северном полушарии) поворачивает влево.
Изменение ветра во времени. Наблюдаются как периодические,
так и непериодические колебания скорости и направления ветра.
Характер суточных периодических колебаний скорости ветра за­
висит от высоты над поверхностью земли. Так, в самых нижних,
слоях атмосферы (летом до высоты 200—300 м и зимой — до
20—50 м) максимальные значения скорости наблюдаются в днев­
ные часы, а минимальные значения — в ночное время. В вышеле­
жащих слоях, наоборот, максимальные значения скорости наблю­
даются ночью, а минимальные — днем. Верхняя граница распро­
странения суточных регулярных колебаний ветра может изменять­
ся от 500 до 2000 м. Амплитуда суточных колебаний скорости вет­
ра бывает наименьшей зимой, а наибольшей — весной и летом
в ясные и солнечные дни (резко выражен вертикальный турбулент­
ный обмен). Наличие сплошной облачности в значительной степени
уменьшает амплитуду суточных колебаний. Наибольшая амплитуда
колебаний скорости ветра имеет место на высоте 5—10 м над зем­
ной поверхностью. Наибольшее изменение направления ветра по'
высоте (вправо.) в приземном слое наблюдается, как правило,,
ночью и в холодное полугодие во все часы суток, наименьшее —
в теплое полугодие в дневные жаркие часы.
Такой регулярный характер суточного хода ветра наблюдается
только при установившихся режимах погоды. Резкая смена воз­
душных масс, прохождение атмосферных фронтов обычно наруша­
ют нормальный суточный ход ветра, что может привести к значи­
тельным изменениям в распределении скорости и направления вет­
ра по высоте.
Общая (циркуляция атмосферы и основные воздушные течения.
Основная роль в непериодических изменениях погоды, в том чи­
сле-скорости и направления ветра, особенно в умеренных широтах
92

принадлежит подвижным барическим системам: циклонам и анти­
циклонам. Однако, кроме циклонической и антициклонической
циркуляции воздуха, на земной поверхности существуют и другие
воздушные течения, обусловленные как общей циркуляцией атмо­
сферы, так и местными физико-географическими условиями тех
или иных районов.
Рассмотрим схему общей циркуляции атмосферы (рис. 26).
По обе стороны от экватора до 10° широты расположена зона
штиля или переменных шквалистых ветров. Затем на север и на
юг до 30° широты наблюдаются более или менее постоянные вет­
ры - - пассаты. В северном полу­
V
шарии они имеют северо-восточ­
ное направление (от зоны суб­
тропического максимума давле­
ния в направлении па эква­
тор) при умеренных скоростях
5—8 м/сек. Пассаты охватывают
нижние слои атмосферы до вы­
соты 1—4 км. Над пассатами на­
блюдается слой переменных вет­
ров, а еще выше, примерно на
высоте 6—8 км, в направлении,
противоположном пассатам, ду­
ют антипассаты.
Между зоной субтропического
максимума и умеренными широ­
Р и с. 26. С х е м а
общ ей
циркуляции
тами ветер нижней тропосферы
атм осф еры
имеет обычно юго-западное на­
правление. Наоборот, из арктиче­
ской зоны, цце преобладает повышенное давление в направлении
умеренных широт дуют северо-восточные ветры.
В умеренных широтах воздушные течения чрезвычайно непо­
стоянны. В эти области вторгаются то теплые южные воздушные
течения, то холодные северные, вызывая атмосферные возмущения,
сопровождающиеся ветрами самых различных направлений. Поэто­
му эти широты отличаются и наибольшей изменчивостью цогоды.
В экваториальной зоне вблизи океанов и морей, а иногда и во
внетропических широтах, например в восточных приморских рай­
онах Азии, наблюдаются ветры с годовой периодичностью — мус­
соны. Зимой муссоны дуют с суши, на море (океан), а летом —
с моря на сушу. Возникают они благодаря разности температур
над морем и сушей. Вертикальная мощность муссонов может дохо­
дить до 4 км; распространяются они со скоростью 10—15 м/сек
и на значительные расстояния (сотни километров). Выше муссон­
ных ветров преобладает западный перенос воздуха.
К воздушным течениям, имеющим местное значение, относятся
такие ветры, как бризы, горно-долинные ветры, фен, бора, суховеи
и др.
93

Бризы — ветры с суточной периодичностью, дующие днем с мо­
ря на сушу, а ночью — с суши на море. Морской бриз проникает
в глубь суши на 20—40 км при скорости 3—5 м/сек, береговой же
углубляется в море на 10—15 км при скорости 2—3 м/сек. На не­
которой высоте, обычно 500—600 м, наблюдаются ветры противо­
положных направлений. Возникают бризы, как и муссоны, из-за
разности температур над сушей -и морем. В тропических странах
они повторяются с большой закономерностью, в умеренных же, ши­
ротах обычно лишь в ясную тихую погоду летом, когда они обна­
руживаются иногда и, у берегов крупных озер.
В горных районах из-за различий в тепловом состоянии долин
и вершин возникают горно-долинные ветры■ Ночью ветры дуют
с гор в долины, днем они дуют из долин в горы. Над этими тече­
ниями на некоторой высоте всегда обнаруживаются течения, обрат­
ные по направлению. Долинный ветер наблюдается только при
безоблачной пагоде. Скорость этих ветров колеблется в широких
пределах.
К горным ветрам относятся также такие ветры, как сухой и теп­
лый фен, относительно холодная бора, мистраль, бакинский норд
и др.
Фен наблюдается во всех горных районах, где имеются доста­
точно высокие хребты, например на Кавказе, в Альпах и т. п. Зи­
мой фен может вызывать значительное потепление в долинах, куда
он дует. .Скорость фена может достигать 15—20 м/сек.
Бара наблюдается в районе Новороссийска, на Новой Земле
и в некоторых других местах. Она вызывает резкое похолодание.
Скорость боры в отдельных случаях может достигать нескольких
десятков метров в секунду.
Подобно боре образуется мистраль, дующий во Франции
у берегов Средиземного моря. Много общего с борой |меет бакин­
ский норд, холодный и сухой ветер, достигающий скорости 20—
30 м/сек.
На юге и юго-востоке СССР наблюдаются суховеи — горячие
сухие ветры из Арало-Каспийских степей. Температура при сухо­
веях — 35—45°С, относительная влажность — 10—15%.
Огромной силы суховеи достигают в пустынях Сахара, Аравий­
ская и др. Они называются «самумы» и «шамсины».
Из всего изложенного можно сделать следующие выводы:
1. Скорость и направление ветра зависят в основном от харак­
тера распределения температуры и давления на различных уров­
нях атмосферы, а также от рельефа местности данного района.
2. Скорость и направление ветра могут резко изменяться как во
времени, так и по расстоянию вдоль земной поверхности; особенно
резкие изменения наблюдаются при прохождении атмосферных
фронтов.
3. Скорость и направление ветра с высотой изменяются незако­
номерно', что требует для нужд артиллерии производить ветровое
зондирование атмосферы.
94

§ 18. НОРМАЛЬНАЯ АРТИЛЛЕРИЙСКАЯ АТМОСФЕРА

Значения метеоэлементов у поверхности земли и на различных
высотах могут, как известно, меняться в очень широких пределах,
что создает определенные трудности при учете метеорологических
условий во время подготовки стрельбы всех видов артиллерии.
С целью в значительной степени упростить этот учет условились
пользоваться некоторой фиктивной атмосферой, так называемой
нормальной артиллерийской атмосферой.
Нормальная а\ртаялерайская атмосфера (табличные условия
стрельбы) представляет собой осредненные значения метеорологи­
ческих элементов для различных высот, довольно близко совпа­
дающие со средними значениями этих элементов в умеренных ши­
ротах в летнее время.
Учет влияния метеорологических условий стрельбы обычно про­
изводится путем введения в установки прицельных приспособлений
(приборы управления огнем), а также в установки взрывателя
соответствующих поправок, отвечающих отклонениям действитель­
ных метеорологических условий стрельбы от их нормальных (таб­
личных) значений.
В дальнейшем нормальные значения метеоэлементов на всех
высотах будем снабжать индексом N, а у поверхности земли, кро­
ме того, — индексом О.
В артиллерии Советской Армии в качестве нормальных метео­
рологических условий у поверхности земли принимают следующие
значения метеоэлементов:
— давление атмосферы hN0= 750 мм рт. ст. (1000 мб);
— температура воздуха tN0 = + 15,0°С;
— относительная влажность + , = 50%, что отвечает у поверх­
ности земли упругости водяных паров еЫ0 = &,2>Ъмм рт. ст. (8,52 мб),
или, так как влажность воздуха отдельно не учитывается, а вы­
ражается через виртуальную температуру:
— виртуальная температура воздуха tVN0 = Jr 15,9°С;
— вектор скорости ветра Ид,о = 0 (ветер отсутствует — штиль).
Эти условия определяют собой нормальные значения:
— весовой плотности воздуха /7 ^ = 1 ,2 0 6 кГ/мг\
— абсолютной
виртуальной температуры воздуха + 0 =
2 7 3 + 15,9 = 288,9°К;
— скорости звука <2^ = 340,9 м/сек.
В основу нормальных метеорологических условий на различных
высотах положен нормальный закон изменения виртуальной тем­
пературы по высоте, полученный на основании обработки резуль­
татов многократных зондирований атмосферы.
Нормальный закон распределения виртуальной температуры
воздуха по высоте выражается несколькими уравнениями в зависи­
мости от зоны атмосферы, к которой уравнение относится (рис. 27) .
95

1.
Для высот в пределах от 0 до 9300 м
принят линейный закон
tjv = xm )

(зона тропосферы

- °9.з-У*

(3 -36)

где

— нормальное значение абсолютной виртуальной темпера­
туры на высоте ум-,
G93— нормальное значение вертикального градиента виртуаль­
ной температуры в пределах высот от 0 до 9300 м, рав­
ное 6, 328-10“3

м

.

Рис. 27. Нормальный закон распределения
виртуальной температуры воздуха по высоте

Таким образом, нормальный закон распределения виртуальной
температуры воздуха до высоты 9300 м характеризуется равномер­
ным понижением температуры на 6,328-10“ 8 град, на каждый метр
высоты; на высоте 9300 м нормальное значение абсолютной вирту­
альной температуры составляет тдаз = 230°К(£
= —43,0°С).
2.
Для высот в пределах от 9300 до 12 000 м (зона тропо
паузы) принят параболический закон
V = % 9,3 - ° 9,з (У ~ 9300) + G12 (у - 9300)2 ,

(3.37)

где коэффициент Gn — 1,172-10~6 г^ а^ -, остальные обозначения
прежние.
м
96

Таким образом, нормальный закон распределения температуры
в пределах высот от 9300 до 12000 м характеризуется пониже­
нием температуры при линейном уменьшении абсолютной вели­
чины температурного градиента от Gg3 до нуля; на высоте 12000 ж
нормальное значение абсолютной температуры составляет
'слп 2 = 221,5°К (,tVm2=
51,5°С).
3. Для высот в пределах от 12000 до 31 000 ж (ниж няя
зона стратосферы) принят изотермический закон, т. е. темпе­
ратура принимается постоянной,
'/v= x A42=:'yv3i= 221.5 К.
(3.38)
4. Для высот в пределах от 31 000 до 35000 ж (средняя зона
стратосферы) принят параболический закон
xyv= V3i + О35( у - З 1 000)8,

(3.39)

град
яг
На высоте 35000 ж нормальное значение абсолютной темпера­
туры составляет тN35 =233,5°К (t
— 39,5°С).
y ~ v N35
5. Для высот в пределах от 35000 до 50000 м {верхняя зона
стратосферы и ниж няя зона мезосферы) принят линейный
закон
О50( у - 35000),
(3.40)
N
Л'35
где G35= 0,75-10

"

"

где G50= - 6 ,0 - 1 0 - 3 ^

- .
м
На высоте 50000 м нормальное значение абсолютной темпе­
ратуры составляет 1^ = 323,5° К {ivNS0= + 50,5°С).
6. Для высот в пределах от 50000 до 60 000 ж {средняя зона
мезосферы) принят изотермический закон
ТуУ= ХЛ-50==Т^0 = 323-5°К (3-41)
7. Для высот в пределах от 60000 до 80 000 ж {верхняя зона
мезосферы) принят линейный закон
xv = x/V6o — ^8о (У — 60 000),

(3.42)

где G80= 6,0-K T3^ ^ - .
м
На высоте 80000 ж нормальное значение абсолютной темпера­
туры составляет
—203,5°К(^ о= — 69,5°С).
8.
Для высот, больших 80000 ж (зона термосферы), прини
мается изотермический закон
хж= х*8о=
Колодочка А. С.

203>5°к -

(3-43)
97

Таким образом, для большей части атмосферы нормальный
закон изменения температуры с высотой имеет линейный харак­
тер с тем или иным температурным вертикальным градиентом.
Нормальный закон распределения давления атмосферы по вы­
соте в общем случае выражается формулой
V

_ J_ (*dy
и
R J ТЛГ
~Г~ = * N (y) = e °
,

(3.44)

где hN — нормальное давление на высоте у м\
V ,-н о р м а л ь н о е давление у поверхности земли;
е — основание натуральных логарифмов;
R — удельная газовая постоянная для сухого воздуха;
тЛ, — нормальное значение абсолютной виртуальной темпера­
туры воздуха на высоте у м, определяемое форму­
лами (3.36)—(3.43).
Нормальный закон распределения плот ности воздуха можно
записать в виде
У

ПN
п NO

U M ­

№

_ 1 f+ i
* J 'N
(3.45)

N

Нормальный закон распределения скорости звука по высоте
выражается формулой
а'N

LN W " ) .

(3.46)

Од, = [3 3 1 ,5 + 0 ,6 1 -^ ] м/ сек.

(3.47)

"NO
или приближенно

Для определения функций ?N (y), Яд, (у) и A N (y) при нор­
мальном законе распределения абсолютной виртуальной темпе­
ратуры хЛ, составлены специальные таблицы, помещенные в учеб­
никах по внешней баллистике.
Значения H N (y) при у < 15000 м можно определить также по
приближенной эмпирической формуле В. П. Ветчинкина
H N {y)

20000 - у

20 000 + у

(3.48)

Для нормальной артиллерийской атмосферы принимается усло­
вие, что ветер на всех высотах отсутствует (атмосфера непо­
движна), т. е. 1/д, = 0.
98

При подготовке стрельбы наземной артиллерии в горных усло­
виях (от 500 м над уровнем моря и выше) применяются специаль­
ные горные таблицы стрельбы, которые рассчитаны для различных
высот над уровнем моря через 500 м (для высот 500, 1000, 1500,
2000, 2500 и 3000 м).
В горных таблицах стрельбы в зависимости от высоты, для ко­
торой они составлены, за нормальные метеорологические условия
у поверхности земли принимаются следующие:
Наземные значения
Высота в м

давления в мм рт. ст.

температуры
в градусах С

500

705

+ 13

1000
1500
2000
2500

665
625
590

+ 6
+ з

555

0

3000

520

— 3

+10

Для горных таблиц стрельбы нормальные законы распределе­
ния метеорологических элементов по высоте такие же, как и для
обычных таблиц.
Использованная литература
Наставление артиллерии Советской Армии. Артиллерийская метеорологиче­
ская служба. Воениздат, 1956.
Руководство службы. Подвижная артиллерийская метеорологическая стан­
ция. Воениздат, 1957
П. Н. Т в е р с к о й . Курс метеорологии. Гидрометеоиздат, 1951.
К- Т. Л о г в и н о в . Динамическая метеорология. Гидрометеоиздат, 1952.
К. А. В а с и л е в с к и й , И. К. З е л е н о й . Метеорология в артиллерии.
Воениздат, 1951.
Д . А. Б е л у г и н , В. Я- З в е р е в , В. Н. Д а н и л и н . Артиллерийская
инструментальная разведка. Воениздат, 1956.
А. А. 3 а в а р и н а. Атмосфера. Гидрометеоиздат, 1956.
А. Г. Ч и ч е р о в. Артиллерийская метеорология и метеорологические при­
боры. Академия им. Дзержинского, 1957.

7*

ПРИЛОЖЕНИЯ

Приложение 1
ГИПСОМЕТРИЧЕСКАЯ ТАБЛИЦА ДЛЯ ДАВЛЕНИЯ,
ВЫРАЖЕННОГО В МИЛЛИБАРАХ
0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

мб

1060
50
40
30
20
10
1000

-4 6 6
-3 9 0
-3 1 4
—237
— 158
— 80
0

—474
—398
-3 2 2
—244
-1 6 6
— 88
— 8

—481
—406
—330
—252
—174
- 95
— 16

-4 8 9
—414
-3 3 8
—260
—182
-1 0 3
— 24

—496
—421
—345
-2 6 8
-1 9 0
-1 1 1
- 32

-5 0 4
-4 2 8
-3 5 2
—275
—197
-1 1 9
— 40

-5 1 1
-4 3 6
-3 6 0
—283
—205
—127
— 48

—519
—443
—368
-2 9 1
-2 1 3
-1 3 5
- 56

—526
—451
-3 7 5
—299
-2 2 1
-1 4 3
— 64

-5 3 4
—459
—383
—307
—229
— 151
— 72

1060
50
40
30
20
10
1000

990
80
70
60
50
40
30
20
10
900

80
162
244
327
410
495
581
667
755
843

72
153
235
318
402
486
572
658
746
834

56
137
219
301
385
469
555
641
728
816

48
129
211
293
377
461
547
632
719
807

40
121
203
285
368
453
538
624
711
799

32
112
194
276
360
444
530
615
702
790

24
104
186
268
352
436
521
606
693
781

16
96
178
260
343
427
512
598
684
772

8
88
170
252
335
419
503
589
675
763

990
80
70
60
50
40
30
20
10
900

890
80
70
60
50
40
30
20
10
800

933
1023
1114
1207
1300
1395
1491
1588
1686
1785

924
1014
1104
1197
1290
1385
1481
1578
1676
1776

915
1005
1095
1188
1281
1375
1471
1568
1666
1766

906
996
1086
1179
1272
1366
1462
1558
1656
1756

897
987
1077
1170
1262
1356
1452
1549
1646
1746

888
978
1068
1160
1253
1347
1443
1539
1637
1736

879
969
1059
1151
1244
1337
1433
1529
1627
1726

870
960
1050
1141
1235
1328
1423
1520
1617
1716

861
951
1041
1132
1225
1318
1414
1510
1608
1706

852
942
1032
1123
1216
1309
1404
1500
1598
1696

890
80
70
60
50
40
30
20
10
800

790
80
70
60
50
40
30
20
10
700

1886
1988
2090
2195
2302
2409
2518
2628
2740
2854

1875
1977
2079
2184
2291
2398
2507
2617
2728
2842

1865
1967
2069
2174
2280
2387
2496
2606
2717
2830

1855
1957
2059
2163
2270
2376
2485
2595
2706
2819

1845
1947
2049
2153
2259
2366
2474
2584
2695
2808

1835
1937
2039
2142
2249
2355
2463
2573
2684
2797

1825
1926
2028
2131
2238
2345
2452
2562
2672
2785

1815
1916
2018
2121
2227
2334
2441
2551
2661
2773

1805
1906
2008
2111
2217
2323
2430
2540
2650
2762

1795
1896
1998
2100
2206
2312
2419
2529
2639
2751

790
80
70
60
50
40
30
20
10
700

690
80
70
60
50
40
30
20
10
600

2969
3086
3204
3325
3446
3571
3697
3825
3954
4087

2957
3074
3192
3312
3434
3558
3684
3812
3941
4073

2945
3062
3180
3300
3422
3545
3672
3799
3928
4060

2934
3051
3168
3288
3410
3533
3659
3786
3915
4047

2922
3039
3157
3276
3398
3520
3646
3774
3902
4034

2911
3027
3145
3264
3385
3508
3634
3761
3889
4021

2899
3015
3133
3252
3373
3495
3621
3748
3877
4007

2887
3003
3121
3240
3361
3482
3608
3735
3864
3994

2876
2992
3109
3228
3349
3470
3596
3722
3851
3981

2865
2980
3097
3216
3337
3458
3583
3709
3838
3968

690
80
70
60
50
40
30
20
10
600

мб

64
145
277
310
394^
478
564
649
737
825

103

Продолжение приложения 1
мб

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

мб

590
80
70
60
50
40
30
20
10
500

4222
4358
4498
4639
4783
4930
5080
5231
5387
5546

4208
4345
4484
4624
4768
4915
5065
5216
5371
5530

4194
4332
4470
4610
4753
4900
5050
5201
5356
5514

4181
4318
4456
4596
4739
4885
5035
5186
5340
5498

4167
4304
4442
4582
4725
4870
5020
5170
5325
5482

4154
4290
4428
4568
4711
4856
5005
5155
5309
5466

4140
4277
4414
4554
4696
4841
4990
5140
5294
5450

4126
4263
4400
4540
4681
4827
4975
5125
5278
5434

4113
4249
4386
4526
4667
4812
4960
5110
5262
5418

4100
4236
4372
4512
4653
4797
4945
5095
5247
5403

590
80
70
60
50
40
30
20
10
500

490
80
70
60
50
40
30
20
10
400

5707
5873
6041
6212
6389
6569
6751
6941
7134
7331

5690
5856
6024
1194
6371
6551
6732
6922
7! 14
7311

5674
5839
6007
6177
6353
6533
6714
6903
7095
7291

5658
5823
5990
6160
6335
6515
6696
6883
7075
7271

5642
5806
5973
6143
6317
6497
6678
6864
7056
7252

5626
5790
5956
6126
6299
6479
6660
6845
7037
7232

5610 5594
5773 5756
5939 5922
6109 6092
6281 ' 6264
6461 6443
6641 6623
6826 6807
7017 6998
7212 7192

5578
5740
5906
6075
6246
6425
6605
6788
6979
7173

5562
5723
5889
6058
6229
6407
6587
6769
6960
7153

490
80
70
60
50
40
30
20
10
400

390
80
70
60
50
40
30
20
10
300

7534
7742
7955
8174
8400
8631
8870
9117
9371
9633

7513
7721
7933
8152
8377
8608
8846
9092
9345
9606

7493
7700
7912
8130
8354
8584
8822
9067
9319
9579

7472
7679
7890
8108
8331
8561
8798
9042
9294
9553

7452
7658
7869
8086
8308
8538
8774
9017
9268
9527

7432
7637
7848
8064
8286
8515
8750
8992
9243
9501

7411
7616
7826
8042
8263
8492
8726
8968
9217
9475

7391
7595
7805
8020
8241
8469
8702
8943
9192
9449

7371
7575
7784
7998
8219
8446
8678
8918
9167
9423

7351
7554
7763
7976
8196
8423
8654
8894
9142
9397

390
80
70
60
50
40
30
20
10
300

290
80
70
60
50
40
30
20
10
200

9904
10185
10476
10778
11092
11418
11759
12114
12487
12877

9876
10156
10446
10747
11060
11385
11724
12078
12449
12837

9849
10128
10416
10716
11028
11352
11689
12042
12411
12797

9822
10099
10387
10685
10996
11319
11655
12006
12373
12758

9795
10071
10358
10655
10965
11286
11621
11970
12336
12718

9768
10043
10329
10625
10933
11253
11587
11935
12298
12679

9741
10015
10300
10595
10902
11221
11553
11899
12261
12640

9714
9987
10271
10565
10871
11188
11519
11864
12224
12602

9687
9959
10242
10535
10840
11156
11485
11829
12187
12563

9660
9931
10213
10505
10809
11124
11452
11794
12151
12525

290
80
70
60
50
40
30
20
10
200

190
80
70
60
50
40
30
20
10
100

13288
13720
14177
14662
15179
15731
16324
16964'
17660
18423

13246
13676
14130
14612
15126
15674
'6263
16898
17588
18343

13204
13632
14083
14563
15073
15617
16202
16832
17516
18264

13162
13588
14037
14514
15020
15561
16141
16767
17445
18186

13121
13543
13991
14465
14968
15505
16081
16702
17375
18109

13080
13501
13945
14416
14916
15450
16022
16638
17305
18033

13039
13458
13900
14368
14864
15395
15963
16574
17236
17957

12998
13415
13855
14320
14818
15340
15904
16511
17167
17882

12958
13372
13810
14272
14762
15286
15846
16448
17099
17807

12917
13330
13756
14224
14712
15232
15788
16386
17031
17733

190
80
70
60
50
40
30
20
10
100

104

Окончание приложения 1
мб

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

мб

90
80
70
60
50
40
30

19268
20212
21276
22509
23971
25754
28056
31297
36845

19179
20113
21163
22377
23812
25558
27793
30908
36083
55268

19091
20015
21050
22247
23656
25366
27539
30537
35387
49706

19004
19918
20939
22119
23503
25178
27292
30182
34746
46478

18918
19823
20830
21993
23353
24994
27051
29841
34153
44177

18833
19728
20723
21869
23206
24814
26821
29514
33601
42391

18749
19634
20618,
21747
23062
24638
26597
29203
33083
40932

18666
19541
20515
21627
22920
24466
26379
28900
3?596
39699

18584
19449
20413
21508
22780
24298
26165
28608
32138
38631

18503
19358
20312
21391
22643
24133
25957
28327
31706
37688

90
80
70
60
50
40
30
20
10
0

20

10
0

Прилож ение 2

Толщина, СЛОЯЛУ-у2 'У/ 6 м

Графин попраВон толщины слоя на среднюю температуру В слое

iOO

о ю
о

Приложение 3

ВИРТУАЛЬНЫЕ ПОПРАВКИ ТЕМПЕРАТУРЫ НА ВЛАЖНОСТЬ
(для влажности 50%)

Темпе­
Поправка ратура
град.

Темпе­
ратура
град.
—20
-1 5
— 10
— 5
0
+ 1
2
3
4
5
6
' 7
8
9
10

'

Темпе­
Поправка ратура
град.
+ 0 ,7
+ 0 ,7
+ 0 ,8
+ 0 ,9
+ 0 ,9

+26
27
28
29
30

Темпе­
Поправка ратура
град.
+ 1,9
+ 2 ,0 ■
+ 2 ,2
+ 2 ,3
+ 2 ,4

'0,0
+ 0,1
+ 0,1
+ 0 ,2
+ 0 ,3

+ 11
12
13
14
15

+ 0 ,3
+ 0 ,4
+ 0 ,4
+ 0 ,4
+ 0 ,5

16
17
18
19
20

+
+
+
+
+

1,0
U
U
1,2
1,3

31
32
33
34
35

+ 2 ,6
+ 2 ,7
+ 2 ,9
+3,1
+ 3 ,3

+ 0 ,5
+ 0 ,5
+ 0 ,6
+ 0 ,6
+ 0,6

21
22
23
24
25

+ U
+ 1 ,5
+ 1 ,6
+ 1 ,7
+ 1,8

36
37
38
39
40

+ 3 ,5
+ 3 ,7
+ 3 ,9
+ 4,1
+ 4 ,4

Поправка

+41
42
43
44
45

+ 4 ,6
+ 4 ,9
+ 5 ,2
-{"5,5
+ 5 ,8

46
47
48
49
50

+ 6 ,1
+ 6 ,4
+ 6 ,7
+ 7 ,0
+ 7 ,4

ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Предисловие

..............................................................................................................

Глава первая. Артиллерийская метеорологическая служба
§
§
§
§
§

1.
2.
3.
4.

Предмет и задачи м ет еор ол оги и .........................................................................4
Основы гидрометеорологического обеспеченияв о й с к ................................... 8
Артиллерийская метеорологическая служба и еез а д а ч и ........................... 13
Развертывание артиллерийского метеорологического взвода (стан­
ции)
.............................................................................................................................. 17
5. Порядок и методы работы подразделений артиллерийской метеоро­
логической с л у ж б ы ................................................................................................... 22
Глава вторая. Общие сведения об атмосфере

§ 6. Строение а т м о с ф е р ы ................................................................................................28
§ 7. Состав и основные физические свойства а т м о с ф е р ы .......................... 33
8. Понятие о тепловых процессах в атмосфере
.......................................... 36
§ 9. Воздушные массы и атмосферные ф р о н т ы ...............................................40
§ 10. Основные барические системы
..........................................................................46
Глава третья. Основные метеорологические элементы
§
§
§
§
§
§
§
§

11.
12.
13.
14.
15.
16.
17.
18.

Метеорологические элементы, влияющие настрельбу артиллерии
.
51
Температура в о з д у х а .............................................................................................. 52
Давление а т м о с ф е р ы ..............................................................................................64
Влажность воздуха
............................................................................................... 74
Плотность воздуха ■...................................................................................................77
Скорость звука в а т м о с ф е р е ..............................................................................83
Ветер
........................................................................................................................... 87
Нормальная артиллерийская а т м о с ф е р а ......................................................... 95
Приложения

1. Гипсометрическая таблица для давления, выраженного в миллибарах . 103
2. График поправок толщины слоя на среднюю температуру в слое . . . 105
3. Виртуальные поправки температуры на влажность (для влажности
5 0 % ) .......................................................................................................................... : 107

3

\