/
Text
Г- I*
АП. ГАЛЬЦОВ
Л.А. ЧУБУКОВ
МЕТЕОРОЛОГИЯ
ДЛЯ ЛЕТЧИКОВ
В ОЕ Н И ЗД АТ
19 4 1
*1961 гА« п ГАЛЬЦОВ и л. А. ЧУБУКОВ
МЕТЕОРОЛОГИЯ
ДЛЯ ЛЕТЧИКОВ
ВОЕННОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО
НАРОДНОГО КОМИССАРИАТА ОБОРОНЫ СОЮЗА ССР
МОСКВА- 1941
А. П. Гальцов и Л. А. Чубуков. Метеорология для
летчиков.
Книга содержит краткий материал по общей метео-
рологии и подробное изложение вопросов, непосред-
ственно относящихся к работе авиации.
Главы I—V написаны Л. А. Чубуковы.м, главы VI -XI—
А. П. Гальцовым.
ГЛАВА I
ОРГАНИЗАЦИЯ И ЗАДАЧИ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ
СЛУЖБЫ
1. Предмет и задачи метеорологии
Метеорология есть наука о физических свойствах воздушной
оболочки Земли, т. е. атмосферы, и явлениях, наблюдающихся
в ней.
Состояние атмосферы, как и всякого физического тела, может
быть выражено рядом величин. Величины, характеризующие фи-
зическое состояние атмосферы (давление, температура и влаж-
ность воздуха, ветер, облачность, осадки и пр.), называются
метеорологическими элементами. Сочетание тех или иных значе-
ний метеорологических элементов в какой-либо момент времени
характеризует погоду. Таким образом, погода есть физическое со-
стояние атмосферы в какой-либо определенный момент времени.
Физическое состояние атмосферы подвержено непрерывным
изменениям; поэтому изменяются и условия погоды. Иногда
изменение погоды бывает довольно резким. В этом случае от-
мечается значительное изменение величии всех или нескольких
метеорологических элементов. Иногда же погода меняется столь
незаметно, что у человека создается впечатление о «погоде без
перемен» на протяжении обычно небольшого периода времени
(час, сутки или более).
Влияние погоды на различные виды деятельности человека
исключительно велико. Поэтому человек стремится либо подчи-
нить себе стихийные силы, либо предугадать заранее их действие.
Управлять погодой человек еще не научился. Противодействие
вредному влиянию погоды и использование погоды в своих инте-
ресах основывается в настоящее время на изучении влияния по-
годы на тот или иной вид деятельности человека и на заблаго-
временном предсказании погоды.
В данном труде рассматриваются не только физические свой-
ства атмосферы и явления, наблюдающиеся в ней, но и их влия-
ние на работу авиации.
2. Первые метеорологические наблюдения
Для всестороннего исследования атмосферы человек восполь-
зовался всеми имеющимися в его распоряжении средствами и ме-
J* з
годами. Одним из первых по времени своего возникновения явился
метод визуальных (глазомерных) наблюдений за состоянием всех
тех элементов и явлений, которые в комплексе определяют по-
году. Такие метеорологические наблюдения возникли в глубокой
древности. До нас дошли записи метеорологических наблюдений,
давность которых исчисляется до 6 000 лет. Вначале эти наблю-
дения носили случайный характер и ограничивались глазомерными
наблюдениями за отдельными метеорологическими явлениями
и состоянием отдельных метеорологических элементов. В записях
о таких визуальных метеорологических наблюдениях можно встре-
тить описание не только самого явления, за которым производи-
лось наблюдение, но и описание его влияния на жизнедеятель-
ность того или иного организма животного и растительного мира.
В этих первых визуальных 'метеорологических наблюдениях
и в наблюдениях за влиянием погоды на животный и раститель-
ный мир отображен тот глубокий интерес, с которым человечество
относилось к влиянию погоды на его деятельность. На основе
первых наблюдений человечество пыталось решить вопрос исклю-
чительно большого практического значения — предсказание погоды.
Желая выявить влияние погоды на животный и растительный
мир, человек стремился по поведению и состоянию организмов
научиться предугадывать изменение погоды за некоторое время
вперед.
В отдельных случаях результаты таких наблюдений, передавав-
шиеся из поколения в поколение в виде народных пословиц и при-
мет о погоде, блестяще подтверждаются практикой. Народные
приметы о погоде характеризуют народную мудрость, сумевшую
подметить определенное влияние погоды на животный и раститель-
ный мир. Некоторую научную ценность представляют народные
приметы и пословицы, описывающие различные оптические и зву-
ковые явления в атмосфере, предшествующие резкому изменению
погоды.
Необходимо, однако, помнить, что большинство народных при-
мет и пословиц о погоде ничего общего с наукой не имеют
и обусловлены суеверием и наивностью представлений о сущно-
сти описываемых явлений. В настоящее время визуальные наблю-
дения, имея определенную ценность, играют в общем второсте-
пенную роль в практике метеорологических наблюдений.
3. Метеорологическая сеть
В семнадцатом и в начале восемнадцатого века были изобре-
тены важнейшие приборы, применяющиеся при инструментальных
метеорологических наблюдениях: термометр, барометр, гигрометр,
флюгер и дождемер.
К этому же времени относится возникновение первых постоянных
наблюдательных пунктов — метеорологических станций. В даль-
нейшем сеть таких метеорологических станций непрерывно росла.
В настоящее время в каждом государстве можно найти ряд метео-
станций, сравнительно равномерно распределенных по его площади.
В малонаселенных местностях метеостанции преимущественно
встречаются вдоль линий железных дорог, воздушных магистралей.
4 (
в крупных промышленных и торговых центрах. В необжитых райо-
нах часто имеются большие пространства, лишенные метеостанций.
В настоящее время все существующие метеорологические стан-
ции по объему и характеру работы подразделяются на три раз-
ряда.
Метеорологические станции III разряда наиболее примитивно
оборудованы метеорологическими приборами. В программу наблю-
дений этих станций входят лишь наблюдения за ветром, осадками,
грозами, туманами и метелями.
Метеорологические станции II разряда ’представляют основной
тип станций метеорологической службы. В программу работ ме-
теостанций II разряда входят наблюдения за всеми основными
метеорологическими элементами. Такими основными метеорологи-
ческими элементами обычно считают: 1) температуру; 2) давление;
3) влажность воздуха; 4) направление и скорость ветра; 5) количе-
ство и форму облаков; 6) осадки.
Кроме наблюдений за этими метеорологичес'кими элементами на
станциях II разряда ведутся наблюдения за условиями горизон-
тальной видимости. Значительное внимание в работе этих метео-
станций уделяется также изучению температурного режима по-
верхностных слоев почвы.
На этих станциях устанавливается ряд самопишущих приборов,
автоматически регистрирующих состояние наиболее существенных
метеорологических элементов.
Метеорологические станции I разряда наиболее хорошо обору-
дованы.
На многих из этих станций, помимо всех тех наблюдений, ко-
торые ведутся на станциях II разряда, производятся также наблю-
дения над физическим состоянием верхних слоев атмосферы и ряд
других специальных наблюдений. Эти станции имеют в своем обо-
рудовании большинство самопишущих приборов.
Помимо метеорологических станций перечисленных разрядов,
в системе метеорологической службы существуют геофизические
обсерватории. Геофизические обсерватории являются научно-ис-
следовательскими центрами по различным вопросам физики Земли.
4. Сроки метеорологических наблюдений
Наблюдения за отдельными 'метеорологическими элементами
и за общим характером погоды на станциях I и II разрядов ве-
дутся в течение круглых суток. Но наблюдения по полной про-
грамме осуществляются лишь в определенное время суток. В Со-
ветском Союзе общепринятыми сроками полных метеорологических
наблюдений являются 1, 7, 13 и 19 часов местного среднего сол-
нечного времени 1.
1 Вследствие неравномерности видимого движения Солнца в течение года,
продолжительность истинных солнечных суток неодинакова. Поэтому для удоб-
ства счета времени принято рассматривать движение фиктивного «среднего
солнца», т. е. такого, которое совершало бы свое видимое движение вокруг
Земли вполне равномерно, идя иногда на несколько минут впереди, иногда
позади истинного Солнца. Условное время, определяемое из движения такого
«среднего солнца», и называется средним временем в отличие от истинного.
Наблюдения на метеорологических станциях, располо-
женных на различной долготе, очевидно, не являются
одновременными. Преимущество их перед одновремен-
ными наблюдениями заключается в том, что на станциях,
расположенных на одной широте, они осуществляются
в моменты одинаковой высоты Солнца над горизонтом.
В дальнейшем увидим, что высота Солнца над горизон-
том является весьма важным фактором, влияющим на
характер изменения состояния большинства метеорологи-
ческих элементов.
5. Метеорологические наблюдения
Инструментальные наблюдения на всех метеорологиче-
ских станциях производятся с помощью стандартных
(однотипных) метеорологических приборов. Эти приборы
при исследовании нижних слоев атмосферы устанавлива-
ются определенным образом и на определенной высоте
от поверхности земли.
Наблюдения за давлением воздуха
Рис. 1. Схема
барометра.
Как известно, всякое тело, находящееся в атмосфере,
испытывает на каждую единицу своей поверхности да-
вление воздуха. Величина давления воздуха, действую-
щего па тело, находящееся в состоянии
покоя по отношению к воздушной среде,
равна весу столба воздуха, расположен-
ного над этой поверхностью.
Такое давление 'называется атмосфер-
ным давлением. Оно обычно измеряется
разностью уровней сплошного столбика
ртути, один из концов которого нахо-
дится под влиянием атмосферного давле-
ния, а другой выведен в пустоту (рис. 1).
Для наблюдений за атмосферным да-
влением используют ртутные барометры
(рис. 2). В измеренную высоту столбика
ртути барометра вводят ряд поправок,
чтобы получить истинную величину атмо-
сферного давления в районе наблюдений.
Наиболее существенной из всех поправок
является поправка на температуру, кото-
рая заметным образом влияет на высоту
столбика ртути в барометре.
Кроме ртутных барометров, при наблюдениях за давле-
нием воздуха довольно часто используются менее точ-
ные приборы — металлические барометры, или анероиды.
На метеорологических станциях, где давление воздуха
меняется в сравнительно узких пределах, используются
анероиды, приемной частью которых являются коробки
6
Рис. 2.
Чашечный
ртутный
барометр.
Види. В таких приборах приемная часть состоит из одной или
нескольких металлических коробок Види, из которых почти
полностью выкачан воздух. Анероидная коробка имеет гофриро-
ванные основания, которые связаны с пружиной, препятствующей
сплющиванию коробки под влиянием атмосферного давления. При
изменениях атмосферного да-
вления анероидная коробка К
деформируется, и перемещения
оснований ее отмечаются стрел-
кой указателя С на шкале при-
бора (рис. 3).
Автоматическая запись изме-
нения давления осуществляет-
ся с помощью прибора, назы-
ваемого барографом. Приемная
часть барографа обычно со-
стоит из серии анероидных ко-
робок Види К. Деформация
коробок Ввди, под влиянием
изменения давления воздуха,
с помощью системы рычагов Р
отмечается пишущим пером П
на ленте прибора Л (рис. 4).
Лепта накладывается на бара-
бан прибора, вращаемый часо-
барографы устанавливаются
вым механизмом.
Ртутные барометры, анероиды и
в помещении станции.
Рис. 4. Барограф.
Измеренная с помощью того или иного прибора величина атмо-
сферного давления выражается в миллиметрах ртутного столба, так
как в этих единицах градуированы все шкалы приборов. Обычно
величина давления воздуха переводится в миллибары — единицы,
'•едавно введенные в службе погоды. Соотношение между этими
величинами следующее.
7
За нормальное давление воздуха принимают давление, соответ-
ствующее столбу ртути высотой 760 мм, взятому на уровне моря
поп широтой 45°. Нормальное давление соответствует давлению
в ?013 250 дин на 1 см2. Давление в 1 000 000 дин на 1 см2 в ме-
теорологии условно называют баром. Эта единица соответствует
давлению столба ртути высотой 750,06 мм. Миллибар (сокращенно
обозначаемый через мб) составляет 0,001 бара. Таким образом, 1 мб
равен 0,750 мм рт. ст., а 1 мм рт. ст. равен 1,3332 мб.
При переводе величины давления, выраженной в миллиметрах
ртутного столба, в миллибары, надо данную величину умножить на
4/3 и наоборот: при переводе величины давления из миллибар в мил-
лиметры ртутного столба необходимо данную величину умножить
на 3/4. На практике при переводе давления из одних единиц в дру-
гие пользуются заранее рассчитанными таблицами. В приложении 1
дана такая таблица. Числа первого столбца обозначают десятки
миллиметров, а числа верхней горизонтальной строки — единицы
миллиметров. Соответствующую величину давления, выраженную
в миллибарах, находят на пересечении столбца и горизонтали. Пе-
ревод десятых долей миллиметра в миллибары дан с правой сто-
роны таблицы.
Например, если величина давления воздуха, отсчитанная по при-
бору и исправленная поправками, придаваемыми к показанию при-
бора, оказалась равной 755,2 мм рт. ст., то из таблицы находят:
755 мм соответствуют 1 006,6 мб
0,2 » » 0,3 »
Следовательно, давление, выраженное в миллибарах, составляет
1 006,9 мб.
Наблюдения за температурой воздуха
Наблюдения за температурой воздуха осуществляются с по-
мощью термометров различных систем, а именно:
1) обыкновенного ртутного, называемого психрометрическим' тер-
мометром, шкала которого градуирована в пределах от —35° до
+50°;
2) максимального термометра (ртутного), устройство которого
позволяет определять наивысшую температуру воздуха за любой
интервал времени;
3) минимального термометра (спиртового), с помощью которого
можно установить наименьшую температуру воздуха за данный
промежуток времени.
Одновременное использование набора таких термометров дает воз-
можность довольно хорошо устанавливать режим температуры воз-
духа за какой-либо период времени.
Все эти термометры размещаются на метеорологической пло-
щадке в так называемой английской будке. Английская будка —
это деревянная будка с двойными стенками — жалюзи. Такие
стенки хорошо защищают термометр от облучения солнцем и в то
t)
же время обеспечивают естественную вентиляцию внутри будки.
Английская будка и термометры в ней устанавливаются таким об-
разом, что резервуары каждого из них находятся на высоте 2 м
от поверхности земли.
При наблюдениях за температурой воздуха, независимо от того,
как разбиты шкалы термометров: на целые градусы, на 0°,5 или
00,2,— отсчет производится на-глаз с точностью до 0°,1. В прак-
тике метеорологической службы Советского Союза и большинства
других государств пользуются термометрами со шкалой Цельсия.
Помимо термометров, позволяющих вести наблюдения за тем-
пературой воздуха в отдельные моменты, на метеорологических
станциях имеются автоматически регистрирующие температуру воз-
духа термометры, называемые термографами. Термограф автомати-
чески записывает состояние температуры воздуха кривой линией на
ленте прибора. Термограф устанавливается на метеорологической
площадке во второй английской будке, тоже на высоте 2 м.
Наблюдения за влажностью воздуха
В естественных условиях не существует воздуха, который был
бы абсолютно сухим, т. е. не содержал бы совершенно водяного
пара.
Водяной пар обладает свойствами, присущими всякому газу.
Он так же, как и газы, давит на ограничивающие его поверхности.
Это давление называется упругостью и обычно измеряется в мил-
лиметрах ртутного столбаг или в миллибарах.
Если водяной пар занимает некоторый объем, то с повышением
температуры он стремится расшириться и занять больший объем.
Если объем, занимаемый водяным паром, не может быть изменен,
то с повышением температуры наблюдается увеличение упругости
водяного пара. Это увеличение упругости наблюдается также
тогда, когда, при постоянном объеме и температуре, увеличивается
содержание водяного пара в данном объеме. В этом случае упру-
гость водяного пара будет возрастать лишь до. определенной ве-
личины — до упругости насыщения. При дальнейшем увеличении
содержания водяного пара весь вновь добавляемый пар обра-
щается в жидкость. Происходит явление конденсации водяного
пара, и упругость пара остается неизменной.
Упругость насыщающего пара зависит от температуры: чем
выше температура, тем больше упругость насыщающего пара.
При температурах ниже 0° упругость насыщающего пара над
поверхностью воды1 * и льда различна. Над поверхностью льда
упругость водяного пара несколько меньше упругости водяного
'пира над водой.
Характер изменения упругости насыщающего водяного пара Е
над водой и льдом в связи с изменением температуры следующий:
1 При температурах ниже О3 вода может находиться в переохлажденном
«стоянии (см. стр. 90).
9
Температура Е над водой в мм . • Е » льдом » » . • . —10° 2,16 1,97 0° 4,58 4,58 10° 9,21 20° 17,54 30° 31,82
Явление конденсации водяного пара будет наблюдаться также
в том случае, если при неизменяющемся количестве содержаще-
гося в воздухе водяного пара температура его по той или иной
причине упадет ниже температуры, при которой водяной пар до-
стигает насыщения. Содержание водяного пара в воздухе харак-
теризуется несколькими величинами. Наиболее часто применяются
следующие величины.
Абсолютная влажность — упругость водяного пара, содержаще
гося в воздухе, выражаемая в миллиметрах ртутного столба или
в миллибарах и обозначаемая обычно через е, или количество во-
дяного пара, содержащегося в 1 л? воздуха, выражаемое в грам-
мах и обозначаемое через q. Оба определения совершенно равно-
ценны, но первое наиболее распространено.
Относительная влажность — отношение упругости водяного пара е,
содержащегося в воздухе, к упругости насыщающего пара при
данной температуре Е. Так как отношение это дается в процентах,
то относительная влажность г равна:
г = 100 4-.
£
Удельная влажность — масса пара в граммах, содержащаяся
в 1 кг влажного воздуха.
Точка росы — температура, при которой пар, находящийся в воз-
духе, достигает насыщения при данных условиях атмосферного
давления.
Из существующих различных способов определения влажности
воздуха на метеорологических станциях применяются следующие.
1. Определение влажности при помощи психрометра Августа.
Способ основан на законах испарения. Как известно, при испарении
температура испаряющей поверхности понижается, и тем значи-
тельнее, чем быстрее идет испарение. Интенсивность испарения за-
висит также от величины влажности.
При этом способе в английской будке устанавливаются рядом
два одинаковых психрометрических термометра. Шарик одного -из
них обвертывают постоянно смачиваемым батистом, для чего конец
его опускают в стакан с дестиллированной водой. Поверхность
батиста является испаряющей поверхностью. При наблюдениях от-
считывают показания обоих термометров—сухого t и смочен-
ного Показание смоченного термометра обычно бывает ниже,
чем показание сухого. По этим отсчетам величины абсолютной
и относительной влажности можно найти с помощью особых
таблиц.
2. Определение влажности психрометром Ассмана. Он более удо-
бен, чем психрометр Августа. Психрометр Ассмана состоит из двух
термометров — сухого и смоченного — и заводного вентилятора
10
(рис. 5). С помощью вентилятора вокруг продолговатых резервуа-
ров термометров, защищенных металлической оправой, поддержи-
> __ —вентиляция в течение всего времени на-
блюдения. Смачивая дестиллиро-
ванной водой батист одного из
термометров, после вентиляции
(5—10 минут летом и 20—30 ми-
нут зимой) замечают температуру
по сухому и смоченному термо-
метрам. По полученным величи-
нам находят из специальных та-
блиц величины абсолютной и от-
носительной влажности.
вается искусственная
Рчс 5. Психрометр Ассмана.
Рис. 6. Гигрометр Соссюра.
Г
3. Определение влажности гигрометром Соссюра. Способ осно-
ван на свойстве обезжиренного человеческого волоса изменять
СВОго длину при изменении влажности воздуха. При повышении
важности волос заметно удлиняется. Изменение длины волоса пе-
11
педается с помощью блока стрелке прибора, отклонение кото-
рой на ту или иную величину по шкале прибора указывает вели-
чину относительной влажности (рис. 6).
Для непрерывной автоматической записи хода относительной
влажности пользуются гигрографом. Приемная часть гигрографа
Рис. 7. Общий вид английской будки с приборами.
действует по тому же принципу, что и волосной гигрометр Сое-
сюра. Изменение влажности приводит к изменению длины пучка
обезжиренных волос, что регистрируется с помощью системы ры-
чагов пишущим пером на ленте, наложенной па барабан прибора.
Барабан гигрографа приводится в движение часовым механизмом.
На рис. 7 приведен общий вид английской психрометрической
будки с помещенными в ней психрометром Августа t и tx, волосным
гигрометром Соссюра Г, максимальным М и минимальным т термо-
метрами.
12
Наблюдения за облачностью
При наблюдениях за облачностью определяется количество об-
лаков, форма их и высота нижней границы облаков.
Количество облаков выражается в десятых долях площади всего
небесного свода, при этом количество нижних облаков, развитых
в атмосфере в -пределах от 0 до 2 500 м, определяется отдельно.
Результат наблюдений за количеством облаков на метеорологиче-
ских станциях записывается дробью: в числителе — общая, в зна-
менателе — нижняя облачность.
Определение формы облаков имеет исключительно большое зна-
чение не только при анализе погоды, но и в практике летной ра-
боты. Наблюдения за формой облаков ведутся согласно суще-
ствующей международной классификации облаков.
До последнего времени высота нижней границы облаков пре-
имущественно определялась приблизительно, на-глаз. Этим спосо-
бом довольно точно можно определить высоту нижней границы
облаков лишь в случае очень низкого ее расположения, примерно
до 100 м. Чем выше расположена нижняя граница облаков, тем
более значительной становится ошибка. Но даже при очень низком
положении нижней границы облаков точное ее определение,
особенно в случае сплошного облачного покрова, имеет важное
значение. Поэтому в настоящее время на метеорологических стан-
циях применяется ряд способов, позволяющих точно определять
высоту нижней границы облаков.
В дневное время суток высота облаков определяется с помощью
шара-пилота — небольшого резинового шара, наполненного водо-
родом и выпускаемого в свободный полет. Высоту нижней гра-
ницы облаков определяют по моменту исчезнования шара-пилота
в облачном слое. Зная по секундомеру, сколько времени протекло
с момента выпуска шара пилота до момента, когда шар-пилот на-
чинает туманиться в облаках, а также зная вертикальную скорость
шара-пилота, даваемую в таблицах, определяют высоту нижней
границы облаков h в результате умножения вертикальной скорости
шара-пилота v на время t, выраженное в минутах:
h — v-t.
В ночное время высоту нижней границы облаков также воз-
можно определить с помощью шара-пилота. В этом случае шар-пи-
дот выпускают с фонариком и по моменту входа его в облако со-
ответствующим образом находят высоту нижней границы облаков.
В ночное время, особенно в случае сплошного низкого облач-
ного покрова, высоту нижней границы облаков часто определяют
при помощи потолочного прожектора. Луч прожектора наводят
вертикально вверх на нижнюю поверхность облачного покрова
и, наблюдая за положением светового пятна с помощью специаль-
ного визира, установленного на некотором расстоянии от прожек-
Тора, определяют высоту светового пятна из решения прямоуголь-
ного треугольника АВС (рис. 8). Вершинами этого треугольника
13
служат положения прожектор?, светового
На рис. 8 приведена схема такого наблюдения,
границы облака равна:
АВ — AC -tg а.
пятна и визира.
Высота Н нижнеи
Рис. 8. Схема наблюдений при помощи потолочного
прожектора.
Наблюдения за осадками
Под осадками в метеорологии понимают продукты конденсации
водяного пара, выпадающие из атмосферы на поверхность земли.
Осадки могут выпадать в жидком или твердом виде, в зависимости
от условий их образования, а именно: дождь, град, крупа, снег и пр.
На метеорологических станциях ведутся наблюдения за характе-
ром выпадающих осадков и за их количеством.
Наблюдения за количеством выпадающих осадков ведутся при
помощи специального собирательного сосуда — дождемера. Дожде-
мер по внешнему виду напоминает обыкновенное ведро, приспосо-
бленное для собирания осадков. Количество выпавших осадков
измеряется высотой слоя воды в миллиметрах, собранной дожде-
мером. Если осадки выпадают в твердом виде, их предварительно
растапливают, после чего измеряют высоту слоя воды в милли-
метрах.
Наблюдения за ветром
В атмосфере постоянно существуют воздушные течения, и лишь
в сравнительно редких случаях вблизи поверхности земли наблю-
дается затишье или штиль. Перемещения воздуха в горизонталь-
ном направлении называют ветром. Ветровой поток обычно харак-
теризуется направлением и скоростью перемещения.
В метеорологии направление ветра всегда означает то направле-
ние, откуда дует ветер в данном месте. Для указания этих напра-
влений в метеорологии приняты международные названия и сокра-
щенные обозначения. Различают следующие шестнадцать румбов,
т. е. направлений ветра:
северный, или норд N;
14
северо-северо-восточный, или норд-норд-ост NNE;
северо-восточный, или норд-ост NE;
восточно-северо-восточный, или ост-норд-ост ENE;
восточный, или ост Е;
восточно-юго-восточный, или ост-зюд-ост ESE;
юго-восточный, или зюд-ост SE;
юго-юго-восточный, или зюд-зюд-ост SSE;
южный, или зюд S;
юго-юго-западный, или зюд-зюд-вест SSW;
юго-западный, или зюд-вест SW;
западно-юго-западный, или вест-зюд-вест WSW;
западный, или вест W;
западно-северо-западный, или вест-норд-вест WNW;
северо-западный, или норд-вест NW;
северо-северо-западный, или норд-норд-вест NNW;
Рис. 9 Основные направления ветра.
Рис. 10. Флюгер Вильда.
Если эти шестнадцать направлений ветра представить в их взаим-
ном расположении в плоскости горизонта, то получим схему, изо-
браженную па рис. 9.
Скорость ветра обычно выражается в м{сек. На картах, изобра-
жающих состояние погоды, обозначают не скорость ветра, а силу
ветра в баллах шкалы Бофорта. Шкала Бофорта позволяет хорошо
оценить на-глаз по окружающим предметам силу ветра; поэтому
ею часто пользуются при визуальных наблюдениях (см. таблицу 1).
Основным прибором, при помощи которого определяют напра-
вление и скорость ветра, является флюгер Вильда (рис. 10).
Флюгарка С, сделанная из двух наклоненных под некоторым углом
пластинок и снабженная противовесом Е, под действием ветра
15
Оценка скорости и силы ветра
Таблица 1
Штифты флюгера Баллы Бофорта Словесная характеристика Визуальная оценка
легкая доска тяжелая доска Скорость ветра в м1сек на суше на море
0 — 0 — 0,5 0 Штиль Дым поднимается отвесно или почти отвесно; листья не- подвижны Зеркальное море
0-1 — 0,6— 1,7 1 Тихий Движение флюгера незаметно; направление ветра опреде- ляется по дыму Образуются небольшие чешуеобразные волны без пенящихся гребней (бараш- ков)
1-2 — 1,8— 3,3 2 Легкий Дуновение ветра чувствуется лицом; листья шелестят,флю- гер начинает двигаться
2 и 2-3 1 3,4— 5,2 3 Слабый Листья и тонкие ветки де- ревьев все время колышут- ся; ветер слегка развевает флаги Короткие, хорошо выраженные волны; гребни их начинают опрокидываться, но пена не белая, а стекловидная
3 и 3—4 1—2 и 2 5,3- 7,4 4 Умеренный Ветер поднимает пыль, при- водит в движение тонкие ветки деревьев Волны становятся длиннее, местами обра- 1 зуются пенящиеся «барашки*. Прибой | сопровождается непродолжительным шу-1 МОМ
4 и 4—5 2-3 7,5— 9,8 5 Свежий Качаются тонкие стволы де- ревьев Волны становятся длиннее, все море по- крывается .барашками"; шум прибоя становится сильнее
5 и 5—6 3 9,9—12,4 6 Сильный Качаются толстые сучья де- ревьев, гудят телеграфные провода Начинают образовываться гребни большой высоты, пенящиеся вершины которых занимают большие поверхности. Прибой сопровождается глухими раскатами
кил
Штифты флюгера Скорость ветр в м!сек Словесная । характеристика Визуальная оценка
легкая доска тяжелая доска S Баллы Бофор! на суше на море
6 3-4 12,5-15,2 7 Крепкий Качаются стволы деревьев, гнутся большие ветки; при ходьбе пргтив ветра испы- тывается заметное сопроти- вление Волны громоздятся и производят разру- шения. Ветер срываете гребней белую пену и стелет ее полосами по ветру. Шум прибоя слышен на значительном ; расстоянии
6-7 4 и 4—5 15,3-18,2 8 Очень крепкий Ветер ломает тонкие ветки и сухие сучья деревьев; за- трудняет движение Высота и длина волн заметно увеличи- вается. Пена .барашков" ложится по ветру более густыми полосами. Шум в открытом море приобретает характер раскатов
7 5 18,3—21,5 9 Шторм Небольшие разрушения; ве- тер срывает колгакиструб и черепицу с крыш Высокие гороподобные волны с длинны- ми опрокинутыми гребнями. От пены становится белой вся поверхность моря
— 5-6 21,6—25,1 10 Сильный шторм Значительные разрушения; де- ревья вырывает с корнем Раскаты в открытом море усиливаются, приобретают характер толчков
6 !> 5* —л 25,2—29,0 И Жестокий шторм Большие разрушения Высота волн настолько велика, что нахо- дящиеся в поле зрения корабли време- нами скрываются за ними. Море по- крыто белыми, вытянутыми по ветру полосами пены. Верхушки гребней сры- ваются в виде водяной пыли. Раскаты в открытом море превращаются в сплош- ной грохот
с бБо'лёе 6 Более 29 ft 12 Ураган — Срываемая с гребней водяная пыль ста- новится настолько густой, что значи- тельно уменьшает видимость
устанавливается таким образом, что противовес указывает ту точку
горизонта, откуда дует ветер. Внизу под флюгаркой на стержне
закреплена муфта т с восемью штифтами направлений стран света.
Из них четыре длинных штифта указывают основные направления:
N, Е, S и W, а четыре коротких — промежуточные направления:
NE, SE, SW и NW. Один из длинных штифтов снабжен буквой N,
обозначающей север.
К верхней части прибора прикреплен указатель силы ветра. Ука- .
затель состоит из рамки f, имеющей дугу I, снабженную восемью
штифтами (на рис. 10 штифты указателя обозначены цифрами от
О до 7), и железной доски i размерами 15x30 см и весом 200 г.
Доска г может свободно вращаться вокруг горизонтальной оси kk{.
Эта ось укреплена перпендикулярно к указателю направления
ветра; поэтому ветер, действуя на доску, приподнимет ее тем
выше, чем сильнее 'ветер. По штифтам дуги I определяют откло-
нение доски от отвесного положения, а вместе с тем и скорость
ветра. Так как на многих (в особенности северных) станциях ско-
рость ветра может быть очень значительной, то на таких станциях
устанавливают дополнительно второй флюгер с более тяжелой
доской, весом 800 г.
Для определения скорости ветра в метрах в секунду или силы
ветра в баллах Бофорта по положению доски между штифтами
дуги I пользуются таблицей 1.
Помимо флюгера Бильда, направление ветра может быть опре-
делено по движению дыма, с помощью 'вымпела, конуса и другими
простыми способами.
Существует также ряд приборов, с помощью которых осуще-
ствляется автоматическая регистрация направления и скорости
ветра
Наблюдения за видимостью
Видимость отдаленных предметов зависит от степени прозрачно-
сти воздушной среды. Сухой и незапыленный воздух очень слабо
рассеивает световые лучи, и поэтому практически его можно счи-
тать совершенно прозрачным. Прозрачность воздуха уменьшается
лишь тогда, когда в воздухе имеются посторонние примеси — ча-
стицы пыли, капли воды или твердые продукты конденсации (сне-
жинки, крупа и т. п.). Видимость какого-либо предмета ухудшается
тогда, когда посторонние примеси появляются между этим предме-
том и наблюдателем (дымка, туман, осадки, облака и т. п.). При
этом необязательно, чтобы сам наблюдатель находился в зоне этих
явлений. Достаточно, если они отделяют от него наблюдаемый
предмет.
На метеорологических станциях наблюдения ведутся лишь за
условиями горизонтальной видимости. Метод наблюдения довольно
груб и примитивен и заключается в определении максимального
расстояния, на котором нормальный невооруженный глаз человека
может различать отдельные объекты (деревья, строения, столбы,
триангуляционные вышки и другие предметы). Для большей точ-
ности наблюдений объекты выбираются наблюдателем преимуще-
ственно в северной части горизонта. В ночное время такими объ-
18
ектами служат огни фонарей, освещенные окна зданий и пр. Вели-
чина горизонтальной видимости выражается в километрах, а при
малых ее значениях — в метрах.
6. Аэрологические наблюдения
згического исследования атмосферы
о физическом состоянии ее верхних
Методы исследования верхних слоев атмосферы называются
аэрологическими методами исследования. Различают прямые и кос-
венные методы аэрологического исследования.
Прямыми называют такие методы, которые предполагают подъем
специальных аэрологических или метеорологических приборов до
исследуемой высоты.
Косвенными методами аэр<
называют такие методы, ког/
слоев судят по наблюдениям
за различными явлениями в
этих слоях атмосферы.
Наиболее важными для
практики летной работы
являются следующие пря-
мые аэрологические методы.
Метод шаропилот-
ных наблюдений
При этом методе выпу-
скают в свободный полет
шар-пилот и наблюдают за
его полетом с помощью тео-
долита, изображенного на
рис. 11.
Последующая специальная
обработка этих наблюдений
Рис. 11. Теодолит.
позволяет определить напра-
вление и скорость ветра на
различных высотах до мо-
мента исчезновения шара-
пилота в облаках или вы-
хода его из поля зрения.
Обработка шаропилотных
наблюдений сводится к сле-
дующему. Перед выпуском
шара-пилота определяют с помощью специальных таблиц верти-
кальную скорость подъема шара-пилота, которая принимается по-
стоянной во все время его полета. После выпуска шара-пилота
через определенные интервалы времени отмечают с помощью тео-
долита его положения, записывая горизонтальные и вертикальные
углы. Этих данных достаточно для определения направлений и ско-
рости ветра на различных высотах.
На рис. 12 буквами А и В обозначены два последовательных по-
ложения шара-пилота. Для положения шара-пилота в точке А из-
2* 19
вгстйьт: горизонтальный угол а и вертикальный угол ₽, отсчитан-
ные по теодолиту; высота шара-пилота AAt, найденная умноже-
нием величины вертикальной скорости шара-пилота на время (в ми-
нутах), истекшее с момента выпуска шара-пилота до момента
наблюдения. Для положения шара-пилота в точке В известны:
горизонтальный угол у и вертикальный угол 8, а также высота
шара-пилота ВВ,.
По этим данным нетрудно определить линии ОАг и OBt проек-
ции шара-пилота в точках А и В на горизонтальную плоскость,
а также угол A-ftB^ Отсюда легко рассчитать сторону А1В1, ве-
личина которой определяет скорость ветра.
В самом деле, шар-пилот благодаря своей вертикальной скорости
поднялся с уровня А до уровня В. Одновременно под влиянием
горизонтальных течений, т. е. ветра, он переместился на расстояние
АгВг. Зная время, за которое расстояние А1В1 пройдено шаром-
пилотом, легко найти скорость ветра. Положение линии ArBT опре-
деляет направление ветра в слое
между положениями шара-пилота
в точках А и В.
Направление ветра на различ-
ных высотах, определяемое с по-
мощью шаропилотных наблюдений,
выражается в градусах, отсчиты-
ваемых от точки севера 0°, через
восток 90°, юг 180° и запад 270°.
Рис. 12. Схема шаропилотпых Скорость ветра на соответ-
наблюдеиий. ствующих высотах часто дается
в м/сек или в км/час.
Направление и скорость ветра, определяемые с помощью шара-
пилота, могут быть найдены для любого уровня в пределах иссле-
дованной высоты. Для практических нужд авиации направление
и скорость ветра рассчитываются для стандартных высот: 100,
200, 300, 500, 750, 1 000, 1 500, 2 000 м и далее через 1 000 м, от-
считываемых от поверхности земли.
Метод радиозондирования
При этом методе выпускают в свободный полет резиновые
шары больших размеров, наполненные водородом и несущие спе-
циальный прибор — рад'иометеорограф. Прибор автоматически .реги-
стрирует давление, температуру и влажность воздуха и посылает
определенные радиосигналы, соответствующие определенным со-
стояниям указанных элементов (рис. 13).
Радиосигналы, посылаемые прибором, принимаются на земле, рас-
шифровываются и обрабатываются. На основе этих данных соста-
вляется сводка распределения температуры, влажности и давления
воздуха по высотам.
Метод самолетного зондирования
Метод самолетного зондирования атмосферы является наиболее
эффективным. Специальный прибор, называемый самолетным
метеорографом, устанавливают на самолет и поднимают вместе
20
a
Рис. 13. Радиозонд: a — общий вид прибора; б — прибор в полете;
g — радиоволны,
с метеорологом-наблюдателем до высоты 5—1 км. Наряду с авт
магической записью прибором режима давления, температуры и
влажности воздуха, наблюдатель производит визуальные наблюде-
ния в полете за рядом важных явлений: характером облачного
покрова (форма облаков, высота нижней границы облаков и их
вертикальная мощность), условиями видимости, «болтанкой» само-
лета, характером обледенения самолета, расположением зоны обле-
денения и пр.
Рис. 14 Установка метеорографа на самолете (+).
Результаты автоматической записи метеорографом режима да-
вления, температуры и влажности воздуха обрабатываются метео-
рологической службой по особым точкам метеорограммы — кри-
вым записи прибора. Особыми точками называются такие точки
метеорограммы, в которых в ходе кривых записи температуры
и влажности воздуха отмечаются резкие изгибы и переломы, т. е.
в которых наблюдается резкое изменение величины элемента. Для
таких точек рассчитываются высота над поверхностью земли, ве-
личины давления, температуры и относительной влажности воздуха.
Помимо этого, давление, температура и относительная влаж-
ность воздуха рассчитываются также для стандартных высот: 500,
1 000, 1 500 м и далее через 500 м до предельной высоты самолет-
ного зондирования. Обработка этих данных дополняется записями
визуальных наблюдений, выполненных в течение полета.
Установка самолетного метеорографа на самолете типа Р-5
и один из моментов наблюдений, выполняемых у земли, показаны
на рис. 14.
22
7. Служба погоды и ее организация
Основной повседневной задачей оперативного метеорологиче-
ского обслуживания является удовлетворение запросов различных
отраслей народного хозяйства. В основном эти запросы ограничи-
ваются запросами о наблюдающейся погоде в различных районах
страны и о возможном характере ее изменения в ближайшее время.
Для удовлетворения этих запросов в системе гидрометеорологи-
ческой службы организована служба погоды. Схема организации
службы погоды сводится к следующему. Из всей сети метеороло-
гических станций выделяется сеть синоптических станций. В число
синоптических станций, как правило, входят все метеостанции пер-
вого и значительная часть метеостанций второго разряда.
Результаты каждого наблюдения за 1, 7, 13 и 19 часов синопти-
ческие станции обязаны немедленно передавать по телефону, теле-
графу или радио в местные центры службы погоды. Все сообще-
ния о погоде пересылаются синоптическими станциями в зашифро-
ванном виде. Телеграммы о погоде зашифровываются по между-
народному синоптическому коду.
Результаты метеорологических наблюдений шифруются для
того, чтобы их можно было выразить в сжатой форме, что разгру-
жает работу связи. Кроме того, такая кодированная передача ме-
теорологических наблюдений удобна при использовании их служ-
бой погоды и вносит строгий порядок в форму таких сообщений.
Телеграмма о погоде, зашифрованная по международному си-
ноптическому коду, состоит из семи групп цифр — по пяти цифр
в каждой группе. Кроме того, она содержит так называемую ну-
левую группу из четырех цифр, сообщающих о дне и времени на-
блюдения. Зашифрованное значение метеорологического элемента
всегда занимает строго определенное место в такой телеграмме
Синоптический код в схеме обычно представляет собой семь групп
латинских букв, например:
0 1 2 3 4 5 6
YYZZ JJJC, См wwVhNh DDFWN РРРТТ UCHabb RRMME
L 1 fl *1
7
n^nijSSs
(сверху каждой группы указан их порядковый номер).
В такой схеме каждая буква или несколько одинаковых букв
обозначают определенный метеорологический элемент. В теле-
грамме на место соответствующих букв ставятся определенные
Цифры, выражающие по коду состояние данного метеорологиче-
ского элемента или наблюдавшегося метеорологического явления.
Подробный состав первых пяти групп международного синоптиче-
ского кода дан в таблице международного метеокода.
В первой группе JJJ—номер станции; во второй группе vvw—
погода во время наблюдения или за последний час перед наблю-
дением; V — горизонтальная видимость; h — высота основания
облаков нижнего или среднего яруса. Затем N —общее количе-
ство облаков; U — относительная видимость; а — характеристика
барической тенденции,
23
Е
&
TJ
Ф
СО о г—1 и о Нет
* О Дождь со со с Нет
U-. 1 м/сек Е Е о О о" f-*
DD СМ т—< SE т—Ч Влаж- ная
Xе со О •—< шш | 02 см
л СО 200 м ан СО о о со
> со 3 00 о -о о о 0,0
WW 43 Туман; небо просвечи- вает rt СО Ровный ход
6^ & Облака не видны X о е Облака не видны
о ю Слоистые □ О ЮОо/о
JJJ 909 Москва тт 02 о С1
YYZZ 1 2207 22 число 074 ррр 011 1'1001
26
Значения шестой (дается в 7 и 19 часов) и седьмой (дается в
7 часов) групп международного синоптического кода следующие
Шестая группа
RR — количество выпавших осадков в миллиметрах за 12 часов
(измерения производятся два раза в сутки — в 7 и 19 часов);
ММ} — наибольшая или наименьшая температура воздуха за
последние 12 часов;
Е — состояние поверхности почвы.
Седьмая группа
три!—минимальная температура почвы за последние 12 часов,
SS — высота снегового покрова в сантиметрах;
s —характеристика снегового покрова.
Пример зашифровки телеграммы приведен на стр. 26.
Такие телеграммы, собираемые со станций местными центрами
службы погоды, дают возможность последним составить синопти-
ческие карты. Синоптическими картами называют «немые» геогра-
фические карты, на которых кружками обозначено расположение
синоптических станций и нанесены сведения о погоде. Схема нане-
сения данных о погоде показана в таблице международного метео-
кода.
После нанесения на карту всех полученных сведений о погоде
проводят анализ карты (см. главу VIII, раздел 2). Результаты ана-
лиза синоптической карты сообщаются в установленные сроки по
радио в виде обзора погоды. В этих же обзорах погоды сообща-
ются и предположения о возможном характере изменения погоды
в ближайшее время по данному району.
Служба погоды воздушного флота в принципе сводится к тому
же, но схема ее организации несколько отлична от описанной и
приурочена к специфическим условиям работы военных воздушных
сил и гражданского воздушного флота.
ГЛАВА II
АТМОСФЕРА
1. Состав атмосферы
Атмосфера состоит из механической смеси газов, химически не
действующих друг на друга. В состав сухого атмосферного воз-
духа у поверхности земли входят: азот— 78,03%, кислород —
20,99%, аргон — 0,94%, небольшое количество углекислоты и водо-
рода.
Таким образом, основными частями, составляющими атмосфер-
ный воздух, являются азот и кислород, на долю которых прихо-
дится 99% состава атмосферного воздуха.
Наиболее тяжелые газы, входящие в состав атмосферного воз-
духа, следующие: углекислота, аргон, кислород и азот; наиболее
легкий газ — водород.
Если бы атмосфера находилась в состоянии идеального равнове-
сия, то тяжелые газы при подъеме на высоту уступали бы место
более легким газам. В этом случае можно было бы наблюдать
изменение состава атмосферы с высотой даже в ее нижних слоях.
На самом же деле атмосфера не находится в состоянии идеаль-
ного равновесия. В атмосфере, особенно в ее нижних слоях, по-
стоянно происходят процессы, приводящие к перемешиванию раз-
личных слоев воздуха. Благодаря такому перемешиванию изменения
в составе сухого атмосферного воздуха не обнаружено, по край-
ней мере, до высоты 20 км.
Постоянство состава атмосферы до этих высот относится к су*
хому атмосферному воздуху. В действительности же в состав
атмосферного воздуха входит также и водяной пар. Количество
водяного пара в атмосфере крайне изменчиво и колеблется от
4% в условиях теплой и влажной погоды и доходит почти до
нуля в холодных полярных областях. Содержание водяного пара
быстро убывает с высотой.
Кроме того, в составе воздуха нижних слоев атмосферы име-
ются переменные количества органической и неорганической пыли,
частицы морской соли и других веществ.
Состав атмосферы на высоте более 20 км до настоящего вре-
мени точно не определен. На основании последних исследований
28
можно предполагать постоянство состава атмосферы до высоты
100—150 км. В более высоких слоях атмосфера, повидимому, со-
стоит из азота и кислорода.
2. Изменение давления воздуха с высотой
Воздух имеет вес и вследствие этого давит на поверхность вся-
кого тела. Естественно, что чем больше высота над поверхностью
земли, тем меньшая масса атмосферы будет над этим уровнем
и тем меньше, следовательно, давление. Таким образом, давление
воздуха уменьшается с высотой.
Если бы воздух был несжимаемым и температура на различной
высоте в атмосфере была одинакова, то масса воздуха в единице
объема не изменялась бы с высотой. В таком случае не изменялся
бы и вес столба воздуха равного объема, взятого на различных
высотах, если, конечно, прене-
бречь изменением силы тяжести
с высотой. При этом предполо
женин давление воздуха с из-
менением высоты понижалось бы
совершенно равномерно. Кривая
изменения давления с изменением
высоты в этих условиях изобра-
жалась бы прямой.
Но воздух, как и всякий газ,
сжимаем. Плотность воздуха, т. е.
вес массы воздуха в единице
объема (обычно вес 1 ж3 возду-
ха), не является постоянной вели-
чиной. Плотность воздуха зависит
от давления воздуха, температу-
ры и влажности. При повышении
давления, уменьшении темпера
туры и влажности плотность воз
духа возрастает. И наоборот, при
уменьшении давления, увеличе-
нии температуры и влажности
Рис. 15. Кривая изменения давле-
ния воздуха с высотой.
плотность воздуха уменьшается.
Изменение плотности происходит наиболее заметно в связи
с изменением давления. Поэтому нижние слои воздуха, находя-
щиеся под давлением всей толщи атмосферы, обладают наиболь-
шей плотностью. Верхние слои, на которые давят меньшие толщи
атмосферы, имеют все меньшую и меньшую плотность. Вследствие
этого давление уменьшается с изменением высоты неравномерно.
Наиболее быстро давление падает с высотой в самых нижних,
более плотных слоях атмосферы.
На рис. 15 приведена кривая изменения давления воздуха с изме-
нением высоты. Из рисунка видно, что уже на высоте примерно
5,5 км давление воздуха вдвое меньше давления у поверхности
земли. Таким образом, в слое до высоты 5,5 км размещается при-
мерно половина всей массы земной атмосферы.
2У
Выше этого слоя падение давления заметно уменьшается, но
все же давление на высоте 11 км составляет лишь 0,25 величины
давления у поверхности земли, а на высоте примерно 16 км
0,1 этой величины. На высоте 40 км давление воздуха составит
всего лишь 2 мм.
Земная атмосфера не имеет определенной границы. Пс мере уве-
личения высоты разрежение воздуха становится все большим, и
атмосфера постепенно исчезает в безвоздушном мировом простран-
стве.
Кривая распределения давления воздуха с высотой (см. рис. 15)
дает общее представление о закономерности такого распределения.
Более детальное представление о величине давления на различных
высотах можно составить на основании таблицы приложения 2.
Эта таблица составлена для некоторых начальных условий, а
именно: давление воздуха на уровне моря принято равным 760 мм
рт. ст., а температура равной 15° на этом же уровне. Кроме того,
принято, что температура воздуха падает на 0°,6 на каждые 100 м
увеличения высоты.
Очевидно, что в иных условиях физического состояния атмо-
сферы уменьшение давления воздуха с увеличением высоты будет
отличаться от значений, приведенных в этой таблице. Представле-
ние об этом можно составить из понятия барометрической ступени.
Барометрической ступенью называется высота, на которую надо
подняться или опуститься от заданного уровня, чтобы давление
изменилось на 1 мм. Величина барометрической ступени выра-
жается в метрах и зависит от давления и температуры воздуха.
С увеличением давления величина барометрической ступени умень-
шается, а с повышением, температуры воздуха барометрическая
ступень увеличивается.
Так, например, при одной и той же температуре воздуха t — 0°,
но при разных давлениях величина барометрической ступени будет
следующая:
Давление в л.и рт. ст. . Барометрическая сту- пень в к ....... 760 10,5 700 11,4 600 13,3 500 16,0
Изменение величины барометрической ступени в связи с измене-
нием температуры при давлении воздуха 760 мм рт. ст. примерно
следующее.
Температура воздуха в °C —2®°, 0° 30°
Барометрическая ступень вм 9,7 10,5 11,8
Как видим, колебания температуры воздуха в пределах 50° при
давлении 760 мм изменяют величину барометрической ступени
всего лишь на 2,1 м.
30
В приложении 3 приведена таблица величин барометрической
ступени при разных условиях.
3. Приведение давления к уровню моря
Ввиду того что давление с высотой уменьшается, метеорологи-
ческие станции, расположенные на различной высоте над уровнем
моря, будут отмечать различную величину атмосферного давления.
В повседневной же практике метеорологического обслуживания
необходимо иметь представление о характере распределения давле-
ния на каком-либо одном определенном уровне в различных точках
исследуемого района. Для того чтобы можно было сравнивать да-
вление воздуха на одном уровне, на ряде метеорологических стан-
ций, расположенных на различных высотах над уровнем моря, исклю-
чают влияние высоты расположения станции на величину давле-
ния. Для этого показания барометров таких станций приводят
к одному уровню — к уровню моря, пользуясь известным законом
падения давления с высотой. Практически для решения этой за-
дачи используют заранее рассчитанные для каждой станции таб-
лицы приведения давления к уровню моря.
Сущность приведения давления к уровню моря заключается
в следующем. Предположим, что две соседние станции А и В рас-
положены: одна А — на высоте 100 м, а другая В — на вы-
соте 200 м. Очевидно, величина давления на этих станциях будет
различаться прежде всего потому, что эти станции расположены
на различной высоте. Давление на станции В будет меньше, чем
давление на станции А. Положим, что на станции А отмечено да-
вление 750 мм рт. ст. Пусть известно, что давление в этих нижних
слоях атмосферы уменьшается на 1 мм с увеличением высоты на
10 м. Так как станция В расположена выше станции А на 100 м,
то уже вследствие этого давление на станции В будет меньше
па величину -у^- , т. е. на 10 мм, чем давление на станции А. Сле-
вательно, можно ожидать, что давление на станции В будет
750 —10 _ 740 мм. Это различие вызвано лишь различным рас-
положением станций по высоте. В таком случае давление на стан-
ции В, приведенное к уровню расположения станции А, будет
740 -ф 10 = 750 мм.
Таким образом, для всех метеорологических станций, где вели-
чина давления оказывается различной вследствие лишь различного
расположения- их по высоте, величина давления, гриведенная
к одному уровню, должна быть строго одинаковой. В качестве
такого общего уровня принят уровень моря. В нашем примере да-
вление, приведенное к уровню моря, приближенно будет равно:
для станции А
750 + = 760 мм;
для станции В
740 + 760 мм.
31
Если же давление на станций В отличается от давления на
станции А не только вследствие разности высот расположения,
но и по другим причинам, то, очевидно, оно не будет равно
740 мм. Допустим, что оно равно 742 мм. Тогда давление, приве-
денное к уровню моря, для станции В составит:
742 + ^ = 762 мм,
т. е. будет больше на 2 мм по сравнению с величиной давления
на том же уровне для станции А.
4. Понятие о солнечной радиации
В дневное время суток освещенная солнцем земная поверхность
и атмосфера оказываются под тепловым воздействием солнечных
лучей. Влияние солнечных лучей на тепловое состояние поверх-
ностных слоев земного шара и всей атмосферы весьма велико. По
сравнению с ним влияние других факторов, могущих повести
к повышению температуры на поверхности земли и в атмосфере,
крайне ничтожно. Таким образом, Солнце по существу является
единственным источником притока тепла для всей Земли и ее
атмосферы.
Количество лучистой энергии Солнца, падающей за одну ми-
нуту на 1 см? поверхности, ориентированной перпендикулярно
к направлению солнечных лучей, называется напряжением солнеч-
ной радиации. Эта величина выражается в малых калориях (м. кал.).
Вычислено, что солнечные лучи, падая на верхнюю границу
атмосферы, несут через каждый 1 см? перпендикулярной к сол-
нечным лучам поверхности около 2 м. кал тепловой энергии
в одну минуту. Такое количество тепла, будучи полностью израс-
ходовано на нагревание 1 см3 воды, повышает его температуру
на 2°.
По мере прохождения солнечных лучей через земную атмосферу
величина напряжения солнечной радиации заметно уменьшается.
Это уменьшение обусловлено частичным поглощением и рассеива-
нием солнечных лучей земной атмосферой. Процесс поглощения
и рассеивания энергии солнечных лучей происходит наиболее
интенсивно в самых нижних, более плотных и больше всего за-
соренных пылью, слоях атмосферы. Следовательно, чем выше от
поверхности земли, тем больше величина напряжения солнечной
радиации.
По данным измерения величины напряжения солнечной радиа-
ции во время одного из полетов на аэростате изменение ее с вы-
сотой оказалось следующим:
Высота в м 0 1000 2000 3000
Радиация в м. кал . . . 1,050 1,175 1,260 1,385
32
Приближенно можно считать, что при подъеме до высоты
3 000 м радиация увеличивается на 10%> на каждый километр.
Изменение напряжения солнечной радиации у поверхности земли
за период от восхода до захода Солнца установлено измерением.
В ясный день величина солнечной радиации от нуля в момент
восхода Солнца постепенно возрастает, достигая максимального
значения в полдень, и затем снова падает до нуля к моменту за-
хода Солнца.
Такой характер суточного хода напряжения солнечной радиации
объясняется следующим. Солнечные лучи в различное время суток
пересекают атмосферу под различными углами падения. На рис. 16
приведена схема прохождения солнечных лучей через атмосферу
в отдельные моменты дневного времени. Здесь С АВ — земная по-
верхность, ED — граница атмосферы, и 59 — последователь-
ные положения Солнца. Путь солнечного луча в атмосфере
в момент восхода изобразится отрезком прямой atA. Отрезок пря-
мой Аа0 соответствует пути солнечного луча через атмосферу
при положении Солнца в зените. Как видим, наибольшую толщу
атмосферы солнечный луч проходит в момент восхода. Затем путь
солнечного луча в атмосфере становится все меньше и меньше,
и в момент зенитного стояния Солнца он достигает наименьшей
величины. Если отрезок Аа0 принять за единицу расстояния, про-
ходимого солнечным лучом через атмосферу, когда Солнце нахо-
дится в зените, то можно рассчитать, сколько таких единиц со-
держит отрезок AZj. Оказывается, что путь Аа± солнечного луча
в атмосфере при восходе (или заходе) примерно в 35 раз больше
пути Аа0 солнечного луча в момент зенитного стояния Солнца.
Поэтому поглощение и рассеивание солнечных лучей земной атмо-
сферой оказывается наибольшим при восходе Солнца, постепенно
уменьшается к полудню и снова увеличивается к его заходу.
Такой суточный ход солнечной радиации можно наблюдать
в ясный день любого времени года. Различие между летом и
зимой сказывается лишь в изменении величины напряжения сол-
нечной радиации ввиду изменения полуденной высоты Солнца.
Зимой она, как известно, меньше, чем летом. Поэтому зимой
в определенные моменты дня величина напряжения солнечной
Радиации будет значительно меньше соответствующих величин ее
летом. Кроме того, продолжительность дня зимой в умеренных
Широтах значительно меньше продолжительности летнего дня.
3 Метеорология 33
Этими факторами и объясняются наибочее существенные особен-
ности суточного хода напряжения солнечной радиации летом
и зимой.
На рис. 17, иллюстрирующем особенности суточного хода радиа-
ции, особого внимания заслуживают пунктирные кривые, изо-
бражающие суточный ход солнечной радиации в июле и январе
на горизонтальную поверхность. Как видим, зимой на каждый 1 см-
горизонтальной поверхности земли приходится во много раз меньше
тепла, чем летом.
Жирные кривые характеризуют суточный ход радиаций на пер-
пендикулярную поверхность.
Рис. 17. Дневной ход солнечной радиации.
Примерно так же изменяется в суточном и годовом ходе сол-
нечная радиация большинства мест умеренных широт.
Сравнивая количество солнечного тепла, получаемого Землей
за год на различных широтах, можно установить, что наибольшее
количество получают широты, близкие к экватору, а наименьшее
количество — близкие к полюсам.
В годовом ходе наименьшее различие между количеством сол-
нечного тепла в летние и зимние месяцы наблюдается на эквато-
риальных широтах. По .мере -перемещения к северу это различие
становится все более значительным, и в полярных районах приток
тепла от Солнца зимой вообще отсутствует.
5. Тепловой режим поверхностных слоев земли
Все рассмотренные особенности суточного и годового хода
солнечной радиации объясняют и особенности температурного
режима на поверхности земли. '
Если бы земля была однородной, то тепловое состояние ее по-
34
верхностных слоев в районах, расположенных на одной широте,
было бы примерно одинаковым. Но земная поверхность неоднородна.
Поверхность суши чередуется с большими пространствами воды.
Тепловые свойства воды значительно отличаются от тепловых
свойств почвы; поэтому в одинаковых условиях солнечной ра-
диации вода и суша будут иметь различную температуру.
Изменение температуры на поверхности почвы
Поток лучистой энергии Солнца, падающий на почву, в значи-
тельной степени поглощается ее поверхностным слоем. В процессе
поглощения лучистая энергия Солнца переходит в тепловую энер-
гию, что, в свою очередь, приводит к повышению температуры
поверхностного слоя земли (рис- 18).
При восходе Солнца это прогревание сравнительно невелико.
Но по мере увеличения высоты Солнца над горизонтом и, следо-
вательно, увеличения солнечной радиации температура на поверх-
ности почвы возрастает. Повышение температуры на поверхности
Нагревание
наЮв
Рис. 18. Нагревание солнечными лучами воды и суши.
почвы от восхода Солнца до полудня особенно заметно в ясный
летний день. Это объясняется сравнительно небольшой теплоем-
костью почвых. Под теплоемкостью, как известно, понимают то
количество тепла, которое требуется для нагревания 1 г вещества
на Г.
Повышение температуры на поверхности почвы в дневное время
было бы еще более значительным, если бы одновременно с при-
током солнечного тепла не наблюдалась потеря тепла самой зем-
ной поверхностью.
Потеря тепла поверхностью почвы объясняется следующим.
Часть тепла с поверхности почвы благодаря молекулярной тепло-
проводности уходит на нагревание более глубоких ее слоев. Затем
часть тепла затрачивается на испарение той влаги, которая содер-
жится в поверхностных слоях почвы. Наконец, земная поверх-
ность, как и всякое тело, теряет некоторое количество тепла
вследствие лучеиспускания в окружающее пространство.
Потеря тепла землей идет беспрерывно. Но летом с момента
восхода Солнца приток тепла на поверхность почвы во много раз
превышает расход тепла почвой. Благодаря преобладанию притока
1 Теплоемкость различных почв вообще неодинакова, но для большинства
аз них она составляет около 0,2—0,3 м. кал. ,
3* 35
тепла над расходом в это время суток повышается температура
поверхности почвы, что наблюдается примерно до 13 часов. i
13 часов, с уменьшением солнечной радиации, расход тепла
верхности почвы начинает все больше и больше преобладать и д
притоком. Это приводит к заметному понижению температуры на
поверхности почвы.
С заходом Солнца падение температуры на поверхности почвы
увеличивается, так как потеря тепла в ночное время суток пре-
обладает над притоком тепла. В ночное время земная поверхность
получает лишь некоторое количество тепла от лучеиспускания на-
гретой атмосферы и, благодаря теплопроводности, от более глу-
боких слоев земли.
Понижение температуры на поверхности почвы под влиянием
лучеиспускания ее в окружающее пространство обычно наблю-
дается до момента восхода Солнца. Ко времени восхода Солнца
температура на поверхности земли достигает минимума.
Таким образом, кривая суточного хода температуры на поверх-
ности почвы обычно имеет один максимум и один минимум. Такой
характер кривой суточного хода температуры на поверхности почвы
бывает там, где наблюдается правильная смена дня и ночи.
Суточное колебание температуры характеризуется величиной ее
суточной амплитуды. Суточной амплитудой температуры назы-
вается разность между наибольшей и наименьшей температурой за
сутки.
Помимо суточных изменений, отмечаются годовые колебания
температуры поверхности почвы. В годовом ходе температура по-
верхности почвы в умеренных широтах северного полушария до-
стигает минимальных значений в январе, а максимальных — в июле.
Изменение температуры на поверхности воды •
Теплоемкость воды значительно больше, чем почвы, составляя
1 м. кал. Кроме того, вода достаточно прозрачна, и солнечные
лучи, падая на поверхность воды, проникают вглубь, нагревая зна-
чительно большую толщу (см. рис. 18), чем при облучении почвы.
В распространении тепла в глубь воды важную роль играет явле-
ние динамической конвекции. Динамическая конвекция обу-
словлена большой подвижностью воды и возникает под влиянием
причин, приводящих к ее перемешиванию. Такими причинами
являются: ветер, вызывающий волнения; морские течения; неров-
ности русла рек и пр. Возникающая во всех этих случаях динами-
ческая конвекция приводит к быстрому распространению тепла
в глубь воды благодаря перемешиванию верхних, более теплых
слоев с более холодными нижними.
Немаловажную роль в распространении тепла в глубь воды
играет также испарение. При испарении поверхностные слои мор-
ской воды делаются более солеными и плотными и, опускаясь вниз,
передают тепло более глубоким слоям.
Ночью охлаждение поверхностных слоев воды приводит к увели-
чению их плотности. Более холодные поверхностные слои опуска-
ются, и их замещают нижележащие, более теплые слои.
36
Вее это приводит к тому, что при одинаковых условиях солнеч-
ной .радиации температура поверхностного слоя воды днем бывает
несколько ниже температуры поверхности суши. Ночью, наоборот,
температура поверхностного слоя воды оказывается выше темпера-
туры поверхности почвы. Вследствие этого суточные колебания
температуры водной поверхности меньше суточных колебаний
температуры поверхности почвы.
То же можно сказать и о годовых колебаниях. Температура
поверхности воды в теплое время года бывает ниже, а в холод-
ное время года выше температуры поверхности почвы. Поэтому
суточные и годовые амплитуды- температуры поверхности воды
значительно меньше соответствующих амплитуд температуры по-
верхности почвы.
6. Тепловой режим нижних слоев атмосферы
Рассмотрим процессы, которые приводят к нагреванию нижних
слоев атмосферы.
Повышение температуры нижних слоев атмосферы происходит
под влиянием следующих факторов.
Прежде всего незначительное повышение температуры воздуха
в течение дня происходит вследствие прохождения лучей Солнца
через земную атмосферу. 11ри этом солнечные лучи частично погло-
щаются преимущественно нижними, наиболее плотными слоями
атмосферы. Лучистая энергия Солнца переходит в тепловую,
и температура воздуха повышается примерно на 0°,1 в 1 час.
Как видим, нагревание воздуха лучами Солнца весьма незна-
чительно, и им можно пренебречь, когда речь идет о прогревании
нижних слоев атмосферы, расположенных над поверхностью суши.
В этом случае можно считать, что основное влияние на темпера-
туру нижних слоев атмосферы оказывает тепловое воздействие
нагретой поверхности почвы.
Распространение тепла днем от земной поверхности в нижние
слои атмосферы происходит благодаря тепловой конвекции, дина-
мическому перемешиванию и молекулярной теплопроводности.
Значение тепловой конвекции как фактора распространения
тепла в атмосфере особенно велико там, где наблюдается силь-
ное нагревание поверхности земли. Тепловая конвекция развивается
очень интенсивно в слоях атмосферы, расположенных над сушей,
в особенности над наиболее прогревающимися участками, на-
пример над оголенной поверхностью почвы, асфальтированными
площадями и дорогами, железными крышами зданий и т. п.
Явление тепловой конвекции можно наблюдать по мерцанию воз-
душных струй. Наблюдатель видит воздух как бы дрожащим.
Это объясняется непрерывным перемещением вверх нагретых воз-
душных струй и опусканием более холодных
Динамическое перемешивание происходит вследствие обтекания
воздухом неровностей земли. Внутри перемещающихся вдоль
поверхности земли слоев все время происходит перемешивание
Верхних, более холодных, и нижних, более теплых, слоев воздуха.
37
Благодаря этому все время происходит перенос тепла от поверх-
ности земли в более верхние слои атмосферы.
Роль молекулярной теплопроводности в распространении тепла
в атмосфере крайне 'незначительна, так как теплопроводность воз-
духа очень мала.
Поэтому тепловая конвекция и динамическое перемешивание
являются основными факторами распространения тепла в нижних
слоях атмосферы от нагретой поверхности почвы.
Ночью в нижних слоях атмосферы наблюдается заметное пони-
жение температуры воздуха. Это происходит под влиянием потери
тепла нижними слоями атмосферы при излучении тепла в миро-
вое пространство и охлажденной земной поверхности. Помимо
потери тепла лучеиспусканием, охлаждение слоя 'воздуха у земли
происходит и вследствие теплопроводности при непосредственном
соприкосновении воздуха с охлажденной поверхностью земли.
Дневное нагревание и ночное охлаждение нижних слоев атмо-
сферы определяют суточный ход температуры воздуха. Бели его
сравнить с суточным ходом температуры на поверхности земли, то
легко установить общие черты: кривая суточного хода темпера-
туры воздуха в умеренных широтах имеет один минимум и один
максимум, так же как и кривая суточного хода на поверхности
земли.
Время наступления наименьших и наибольших температур воз-
духа на высоте 2 м несколько запаздывает по сравнению со вре-
менем наступления крайних температур поверхности земли. Так,
минимальная температура воздуха наблюдается незадолго до
восхода Солнца, максимальная отмечается в 14—15 часов.
Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха значи-
тельно меньше амплитуды суточных колебаний температуры по-
верхности земли. Меньшая величина суточной амплитуды воз-
духа обусловлена тем, что максимальные температуры оказываются
несколько ниже, а минимальные несколько выше соответствующих
температур поверхности земли.
На величину суточных колебаний температуры воздуха оказы-
вают влияние многие факторы. Наиболее существенные из ни.х
следующие.
Географическая широта места. С увеличением ши-'
роты нарушается правильное чередование дня и ночи. Летом в уме-
ренных широтах продолжительность дня значительно больше про-
должительности ночи, зимой — наоборот. На полюсе эта разница
еще более разительна. День на полюсе беспрерывно держится
в течение полугода, а в течение следующего полугодия длится
ночь. В таких условиях ожидать какого-либо существенного изме-
нения температуры воздуха за сутки нет оснований. Как показы-
вают метеорологические наблюдения, амплитуда суточных коле-
баний температуры воздуха уменьшается с увеличением широты
а в полярных странах практически отсутствует.
Время года. Летом, вследствие интенсивного нагревания
днем и заметного охлаждения ночью, суточная амплитуда коле-
баний температуры воздуха больше, чем зимой.
Характер земной поверхности- Как уже было ука-
38
зано, над водными поверхностями, а также над влажными леси-
стыми местами днем температура обычно бывает несколько ниже,
а ночью выше, чем температура над сухой почвой. Поэтому водные
поверхности и влажные лесистые места понижают, а сухие степи
н пустыни увеличивают амплитуду суточных колебаний темпера-
туры воздуха.
Рельеф местности. В понижениях рельефа—в котловинах
и долинах — днем воздух нагревается несколько больше, чем на
равнине. Ночью, наоборот, в долинах и котловинах скапливаются
холодные и плотные массы воздуха, стекающие в низкие места
рельефа с возвышенностей и склонов. Поэтому в ночное время
наиболее низкие температуры отмечаются в понижениях рельефа.
Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха в долинах
и котловинах значительно больше, чем амплитуда колебаний тем-
пературы на равнине.
Облачность. Значительная облачность днем ослабляет сол-
нечную радиацию, вследствие чего уменьшаются дневные темпера-
туры. Ночью же облачный покров уменьшает ночное излучение и
тем самым- исключает возможность резкого понижения температуры
в ночное время. Поэтому с увеличением облачности суточная
амплитуда колебаний температуры уменьшается. Наоборот, при
малой облачности или ясном небе суточная амплитуда достигает
больших значений.
Изменение теплового состояния нижних слоев атмосферы в те-
чение года обусловливает годовой ход температуры. В годовом
ходе температура воздуха также следует за годовым ходом тем-
пературы на поверхности земли.
В континентальных районах умеренных широт самый теплый
месяц — июнь или июль, самый холодный — январь.
В приморских районах наблюдается некоторое запаздывание во
времени наступления наибольших и наименьших средних месячных
температур воздуха по сравнению с континентальными районами.
Наиболее теплый месяц в приморских районах — август, наиболее
холодный — февраль.
На территории Советского Союза наибольшее значение макси-
мальных температур наблюдается в южных районах Средней Азии,
где температура воздуха иногда достигает 50°. Крайние значения
минимальных температур отмечены в Верхоянске (Якутская АССР),
где температура воздуха достигает —68°.
7. Изменение температуры воздуха с высотой
Перенос тепла от поверхности земли в нижние слои атмосферы
происходит в основном вследствие тепловой конвекции и дина-
мического перемешивания. В том и другом случае частицы воз-
духа перемещаются по вертикали. Из дальнейшего узнаем, что
посходящие и нисходящие течения возникают также в силу иных
причин.
Поднимаясь или опускаясь, поток воздуха переходит с одного
Уровня высоты на другой и попадает в иные условия внешнего
Давления. Изменение величины внешнего давления приводит
&
к изменению температуры внутри поднимающейся или опуска-
ющейся воздушной массы.
Рассмотрим, как будет изменяться температура внутри подни-
мающейся массы ненасыщенного воздуха. Поднимаясь, воздух
попадает на уровни с меньшим внешним давлением и, как всякий
газ, начинает расширяться, причем температура его понижается.
Установлено, что при расширении воздуха без теплового обмена
с окружающей средой температура внутри поднимающейся массы
ненасыщенного воздуха понижается на 1° на каждые 100 м
подъема. Такое изменение температуры воздуха называется
адиабатическим, а подъем ненасыщенного воздуха без теплового
обмена с окружающей средой — сухоадиабатическим подъемом.
При понижении температуры адиабатически поднимающейся
ненасыщенной массы воздуха последняя постепенно приближается
к состоянию насыщения ее водяным паром. В процессе адиаба-
тического подъема температура внутри массы может понизиться
до точки росы. В этот момент упругость водяного пара достигает
упругости его при состоянии насыщения. При дальнейшем
подъеме температура массы воздуха упадет ниже точки росы,
и в связи с этим будет наблюдаться конденсация излишнего коли-
чества водяного пара. При конденсации водяного пара выделяется
скрытая теплота конденсации, которая до некоторой степени
уменьшает обычное падение температуры, наблюдаемое при сухо-
адиабатическом процессе.
Найдено, что при подъеме массы насыщенного воздуха пониже-
ние температуры бывает всегда меньше, чем адиабатическое по-
нижение. В этом случае понижение температуры оказывается раз-
личным при разных условиях, но в среднем оно составляет 0°,5
на каждые 100 м подъема. Такие процессы уже не являются сухо-
адиабатическими. Поэтому их часто называют влшсноадиаба^иче-
скими процессами.
Рассмотрев изменение температуры внутри поднимающейся массы
воздуха в связи с изменением внешнего давления, посмотрим, как
будет изменяться температура внутри опускающейся массы воз-
духа.
Когда воздух, насыщенный водяным паром, начинает опускаться,
он переходит на уровни с большей величиной внешнего давления.
Вследствие этого воздух будет сжиматься и нагреваться под влия-
нием сжатия. Повышение температуры поведет к тому, что количе-
ство водяного пара, содержащегося внутри такой массы, станет
недостаточным для ее насыщения. Поэтому при опускании темпе-
ратура внутри массы будет повышаться по сухоадиабатическому
закону,-т. е. на 1° на каждые 100 м опускания.
Теперь посмотрим, как распределяется температура в атмосфере
по высоте.
В нижних слоях атмосферы сильно развиты восходящие и ни-
сходящие течения воздуха; поэтому температура в этих слоях
атмосферы обычно понижается с высотой.
Величина изменения температуры воздуха при изменении высоты
на 100 м называется вертикам ным температурным градиентом и
обозначается греческой буквой р (бэта),
40
Наблюдения за температурой воздуха на различных высотах
показали, что температура в нижних слоях атмосферы, примерно
до высоты 11 км, обычно понижается с высотой. Величина верти-
кального температурного градиента в этих слоях в среднем равна
0°,6. Таким образом, в нижних слоях атмосферы при подъеме на
каждый километр высоты температура понижается примерно на 6°.
Выше 11 км, в пределах исследованных высот, температура воз-
духа почти не меняется с изменением высоты, оставаясь в сред-
нем равной — 55° в умеренных широтах.
На рис. 19 приведено среднее распределение температуры воздуха
Рис. 19. Среднее распределение температуры воздуха
с высотой в умеренных широтах.
Рис. 19 дает лишь общее представление об основных особенно-
стях распределения температуры воздуха по высоте. В отдельных
случаях характер изменения температуры воздуха с высотой может
значительно отличаться от представленного на рис. 19. Наибольшие
различия в характере изменения температуры воздуха с высотой
в каждом отдельном случае зондирования проявляются прежде
всего в самых нижних слоях атмосферы. В этих слоях атмосферы
при различной погоде величина р бывает весьма различной и даже
иногда меняет знак.
По величине Р можно судить об изменении температуры воз-
духа с высотой. Так, если известны температура воздуха tn на
некотором начальном уровне и величина р, то температура th
на некоторой высоте h от этого уровня может быть определена по
формуле:
Р • h,
где h — высота в сотнях мегров.
Рис. 20. Распределение темпе-
ратуры воздуха в слоях воз-
духа с различным значением ₽.
Следовательно, чем больше величина Р, тем значительнее паде-
ние температуры воздуха с высотой. Величина р летом обычно
бывает больше, чем зимой, и днем больше, чем ночью.
Иногда в атмосфере наблюдаются слои, в которых р равна
нулю. Очевидно, в таком слое температура воздуха не меняется
с изменением высоты. Слой, в котором отмечается одинаковая
температура воздуха на различных уровнях, называется изотерми-
ческим.
Довольно часто в тех или иных слоях атмосферы можно наблю-
дать обратную по отношению к нормальной картину распределения
температуры воздуха с высотой: вместо обычного падения темпе-
ратуры воздуха с высотой иногда отмечается возрастание темпе-
ратуры с увеличением высоты. Это явление называется инверсией.
Слой, в котором отмечается повышение температуры с высотой,
называется инверсионным слоем. В слу-
чае инверсии величина (3 имеет отри-
цательное значение.
На рис. 20 схематически изображен
ход кривой распределения темпера-
туры с высотой в слоях с нормальным
падением температуры, а также в ин-
версионном и изотермическом слоях.
Отрезок ab изображает ход темпе-
ратуры в инверсионном слое, отрезок
Ьс — в слое с нормальным распреде-
лением температуры, cd— в изотерми-
ческом слое и de — в слое с нормаль-
ным распределением температуры.
Инверсии температуры в атмосфере
возникают от различных причин. Воз-
никновение и развитие инверсий про-
исходит в различных условиях физи-
ческого состояния атмосферы и под
влиянием различных факторов, по-
этому инверсии подразделяются на не-
сколько типов. Наиболее распространенные и существенные из них
следующие.
Ночные инверсии. Этот тип инверсий возникает в при-
земных слоях воздуха под влиянием охлаждения их в ночное
время от соприкосновения с подстилающей поверхностью. Темпе-
ратура подстилающей поверхности ввиду ночного излучения сильно
понижается. Это, в свою очередь, ведет к понижению темпера-
туры слоев воздуха, непосредственно соприкасающихся с подсти-
лающей поверхностью. Понижение температуры бывает наиболее
значительным в самых нижних слоях и меньшим — в верхних слоях.
Поэтому в приземных слоях отмечается рост температуры с вы-
сотой.
Вертикальное распространение инверсии в условиях равнины
невелико. Явление ночной инверсии наблюдается в слое от поверх-
ности земли до высоты менее 50 м и лишь в исключительных
случаях до 100 Л(,
В горных районах, в долинах рек и котловинах явление ночной
инверсии может захватывать более значительные слои, распростра-
няясь до высоты 500—700 м над поверхностью земли. При этом
температура на верхней границе инверсионного слоя даже летом
может превышать температуру воздуха у земли на 10° и более.
Ночная инверсия обычно наблюдается в условиях ясной и без-
ветренной погоды; чаще — в зимнее, весеннее и осеннее время, но
не исключена и в самые жаркие летние месяцы. Инверсия разру-
шается спустя некоторое время после восхода Солнца под влиянием
прогревания подстилающей поверхности и развития тепловой кон-
векции.
Зимние инверсии. Иногда зимой в течение продолжи-
тельного времени устойчиво держится ясная и тихая погода.
В такую погоду в течение круглых суток потеря тепла земной по-
верхностью через излучение абсолютно преобладает над притоком
тепла. Даже днем потеря тепла лишь в незначительной степени
компенсируется притоком тепла от Солнца ввиду его незначитель-
ной высоты над горизонтом.
В процес'се длительного и интенсивного излучения наблюдается
сильное охлаждение подстилающей поверхности. Это, в свою
очередь, приводит к значительному охлаждению нижних слоев
атмосферы и образованию инверсии в этих слоях.
Явление зимней инверсии в условиях равнины обычно наблю-
дается в нижнем слое атмосферы, от поверхности земли до высоты
150—200 м. В понижениях горного рельефа инверсия распростра-
няется до значительно больших высот, часто достигая 1 000 м.
В условиях зимней инверсии разность температур воздуха на
верхней границе инверсии и у поверхности земли может достигать
значительной величины. Так, в горных районах отмечались случаи,
когда температура воздуха на верхней границе инверсионного слоя
была на 20° — 30° выше температуры воздуха у поверхности
земли.
Явление зимней инверсии, так же как и ночной инверсии, часто
называется радиационной инверсией, т. е. инверсией, образовав
шейся вследствие радиации (излучения) тепла.
Зимняя инверсия нередко усиливается инверсией сжатия, воз-
никающей там, где адиабатически опускаются верхние слои воз-
духа. При медленном опускании верхние слои воздуха сжимаются,
переходя на более низкие уровни, и, следовательно, адиабатически
нагреваются. В процессе оседания верхние слои воздуха, опускаясь
вниз, обычно не достигают поверхности земли, а медленно растека-
ются над сравнительно тонким приземным слоем воздуха. В ре-
зультате этого процесса будет несколько повышаться температура
в зоне растекания опускающихся слоев. При одновременном интен-
сивном понижении температуры воздуха в нижнем слое под влия-
нием радиационного выхолаживания разность температур этого
слоя и зоны растекания может оказаться очень значительной. В этом
случае инверсия температуры бывает выражена достаточно резко.
Инверсия сжатия отмечается на высотах от нескольких сотен до
гысяч метров. Но толщина инверсионного слоя сравнительно неве-
лика— окрло 100—300 Л,
43
Образовавшаяся зимняя инверсия держится долго и исчезает
лишь при значительном усилении ветра. Довольно часто такие
длительные инверсии наблюдаются в гористых районах Восточной
Сибири и Якутии. В этих районах ясная и безветренная погода
в зимнее время — обычное явление.
Возникновение приземной инверсии возможно и в движущемся
воздухе. В этом случае она образуется лишь тогда, когда теплый
воздух перемещается над сильно охлажденной подстилающей по-
верхностью. Примером такой инверсии может служить инверсия,
возникающая весной в массе теплого воздуха, перемещающейся
над тающим снеговым покровом. В этом случае инверсия возни-
кает вследствие того, что нижние слои теплой массы при переме-
щении над снеговым покровом отдают большое количество тепла.
8. Условия вертикального равновесия в атмосфере
Слои инверсий, изотермические слои, а также слои с малым
значением вертикального температурного градиента (3 часто назы-
ваются задерживающими слоями. Это название они получили
потому, что все эти слои, особенно слои инверсий, препятствуют
развитию восходящих вертикальных течений. И наоборот, слои со
значительной величиной вертикального температурного градиента,
особенно слои с ₽ > 1°,0, благоприятствуют развитию восходящих
течений. Для пояснения этого рассмотрим условия равновесия
адиабатически поднимающихся масс сухого воздуха при различном
вертикальном распределении температуры в окружающей среде,
внутри которой происходит адиабатическое поднятие массы сухого
воздуха. Эта масса может быть в состоянии неустойчивого, безраз-
личного или устойчивого! равновесия.
Неустойчивое равновесие адиабатически поднимающейся массы
сухого воздуха наблюдается тогда, когда температура окружаю-
щей среды резко убывает с высотой, т. е. р>1°,0.
Пусть по данным вертикального самолетного зондирования
атмосферы установлено, что температура воздуха у поверхности
земли равна 25° и что температура воздуха понижается на 1°,2 на
каждые 100 м подъема, т. е. ,8 — 1°,2 в. слое до 1 км.
Предположим, что из-за каких-либо посторонних внешних при-
чин некоторая масса сухого воздуха начала подниматься от поверх-
ности земли вверх, имея ту же начальную температуру. Полагая,
что такое поднятие совершается адиабатически, легко найти изме-
нение температуры воздуха с высотой внутри поднимающейся массы
воздуха. В самом деле, известно, что изменение температуры
в этом случае будет характеризоваться падением ее на 1° на
каждые 100 м. Обозначим такое адиабатическое изменение темпе-
ратуры через у (гамма); очевидно, у = 1° на 100 м.
Распределение температуры воздуха с высотой в атмосфере для
нашего примера изобразится прямой АВ, а внутри поднимающейся
массы сухого воздуха — прямой АС (рис. 21).
Из рисунка видно, что поднимающаяся масса воздуха на л'юбом
уровне, в пределах исследованного слоя, оказывается более теплой
и, следовательно, менее плотной, чем окружающая среда. Поэтому,
44
бели даже внешняя причина, которая повела к начальному подъему
воздушной массы, и прекратила свое действие, то воздушная масса
все же будет продолжать подниматься вверх, все больше удаляясь
от своего начального положения.
Такое состояние адиабатически поднимающейся массы воздуха
и называется состоянием неустойчивого равновесия.
Безразличное состояние равновесия адиабатически поднимающейся
массы сухого воздуха существует тогда, когда изменения темпе-
ратуры в окружающей среде характеризуются величиной р — 1 °.
Пусть температура воздуха у земли 20°. В этом случае измене-
ние температуры внутри адиабатически поднимающейся массы
сухого воздуха будет таким же, как и в окружающей среде. Оче».
видно, температура поднимающейся массы и атмосферы на любом
уровне будет одинакова, если в начале подъема масса имела ту же
температуру, что и окружающая среда.
В данном случае масса воздуха будет подниматься до тех пор,
пока на нее будет действовать какая-либо внешняя причина. Если
эта причина перестанет оказывать действие, то
масса воздуха не будет больше подниматься, но
и не будет опускаться с момента прекращения
действия внешней силы.
Такое состояние называется безразличным со-
стоянием равновесия для адиабатически подни-
мающейся массы сухого воздуха.
Устойчивое состояние равновесия адиабатиче-
ски поднимающейся массы сухого воздуха на-
блюдается тогда, когда изменение температуры
с высотой в окружающей среде характеризуется
величиной ₽ < 1°.
Пусть по данным самолетного зондирования
установлено, что температура воздуха у поверх-
ности земли равна 16° и значение Р в слое до
1 км составляет 0,8.
Предположим, что в силу внешних причин не-
которая масса сухого воздуха начала адиабати-
Рис. 21. Распреде-
ление температу-
ры при неустойчи-
вом равновесии.
чески подниматься, имея температуру в начале подъема также 16°.
Легко видеть, что температура внутри адиабатически поднимаю-
щейся массы на всех уровнях будет ниже температуры окружаю-
щей среды.
На рис. 22 прямая АВ изображает распределение температуры
воздуха в окружающей среде, а прямая АС —< внутри поднимаю-
щейся массы.
Подъем воздушной массы в этих условиях будет происходить
лишь до тех пор, пока действует внешняя сила, вызвавшая это
перемещение. Если же внешняя сила прекратит свое действие, воз-
душная масса, будучи холоднее и, следовательно, плотнее окружаю-
щей среды, начнет опускаться к своему исходному положению.
Такое состояние воздушной массы называется состоянием устой-
чивого равновесия.
Легко заметить, что чем круче будет кривая АВ, тем устойчивее
будет воздушная масса.
43
В этом случае распределение температуры воздуха по Высоте
оказывается неблагоприятным для развития восходящих течений.
Чем меньше будет величина 0 в окружающей среде, тем более
затруднительным становится развитие восходящих течений в атмо-
сфере.
Слои с малым значением 0, изотермические слои и слои инверсии
часто оказывают весьма существенное препятствие для уже начав-
шихся восходящих течений. Хорошо выраженная инверсия может
даже явиться границей развития таких токов. Рассмотрим это на
примере.
Пусть по данным вертикального зондирования атмосферы уста-
новлен характер распределения температуры воздуха с высотой.
Предположим, что температура воздуха у поверхности земли ока-
залась равной 22°, а вертикальный
температурный градиент в слое от
поверхности земли до высоты 500 .и
равен 0 = 1°,2. Допустим, что выше
Рис. 23. Инверсия
как задерживающий
слой.
Рис. 22. Распределение
температуры при устой-
чивом равновесии.
500 м, до высоты 900 м отмечена инверсия с 0 = —0°,5, над ко-
торой снова наблюдается падение температуры воздуха с вы-
сотой при 0-- 0°,8 до высоты 1 400 м. Кривая распределения тем-
пературы воздуха с высотой изобразится линией abed (рис. 23).
Предположим, что ввиду местного прогревания значительная
масса сухого воздуха у поверхности земли нагрелась до 23°.
Будучи более теплой и менее плотной, чем окружающая среда,
эта масса воздуха начнет подниматься. При таком перемещении
температура внутри адиабатически поднимающейся массы будет
падать на 1° на каждые 100 м поднятия.
Построим «а рис. 23 кривую изменения температуры воздуха
внутри адиабатически, поднимающейся массы воздуха, обозначив
ее через ef.
Из сравнения кривой распределения температуры в окружающей
среде abed и кривой ef легко найти тот слой, внутри которого
температура поднимающейся массы остается выше температуры
окружающей среды. Этот слой простирается от поверхности земли
46
до высоты около 600 м. Ё этом слое масса воздуха, оставаясь теплее
и легче окружающей среды, находится в состоянии неустойчивого
равновесия и энергично поднимается вверх, переходя нижнюю гра-
ницу инверсионного слоя.
Но в инверсионном слое распределение температуры неблагопри-
ятно для дальнейшего подъема массы. Несколько выше 600 м.
в точке пересечения кривых abed и ef, температуры окружающей
среды и поднимающейся массы оказываются равными. На этой
высоте поднимающаяся масса воздуха достигает предельного
уровня, выше которого она сможет подниматься лишь в том случае,
если на нее будет действовать какая-либо внешняя сила. Если эта
сила существует, то поднимающаяся далее масса воздуха на любом
уровне выше 600 м будет иметь температуру ниже окружающей
среды и, следовательно, будет находиться в состоянии устойчивого
равновесия. Как только внешняя сила прекратит свое действие,
масса воздуха опустится до уровня 600 м (для нашего случая).
Зная закон распределения температуры воздуха с высотой,
можно по величине р составить суждение о возможности развития
вертикальных течений в атмосфере.
Но представление о неустойчивом, безразличном и устойчивом
состоянии равновесия адиабатически поднимающихся масс сухого
воздуха можно составить, не рассчитывая величину 0, а пользуясь
понятием потенциальной температуры.
Потенциальной температурой называется абсолютная темпера-
тура, которую примет данная масса воздуха, если ее адиабатически
опустить до условного уровня с давлением 1 000 мб.
Если известна разность высот положения воздушной массы
и уровня давления 1 000 мб, то потенциальную температуру легко
определить, прибавив к абсолютной температуре воздушной массы
по 1е на каждые 100 м разности высот.
В тдком случае величина потенциальной температуры 0 может
быть рассчитана по формуле:
или
6=273+
где i — температура по обычной шкале;
Т—абсолютная температура воздушной массы;
z — разность высоты (в метрах) положения воздушной массы
и уровня давления 1 000 мб.
Обычно потенциальная температура находится при помощи
специально рассчитанных таблиц или графиков.
Рассмотрим, как может быть использовано понятие потенциаль-
ной температуры в наших примерах неустойчивого, безразличного и
устойчивого состояния равновесия. Предположим, что уровень да-
вления 1 000 мб во всех случаях совпадает с уровнем поверхности
земли, который принят в наших примерах за исходный уровень
в определении высоты расположения воздушных слоев.
47
Составим таблицу распределения температуры в атмосфере по
высоте, а также изменения потенциальной температуры с высотой
для наших примеров неустойчивого А, безразличного Б и устойчи-
вого В состояния равновесия (таблица 2). В этой таблице расчет
температуры и потенциальной температуры дан для высот через
200 м.
Таблица 2
Высота в м А Б В
t° е е 6
1 000 13,0 296,0 10,0 293,0 8,0 291,0
800 15,4 296,4 12,0 293,0 9,6 290,6
600 17,8 296,8 14,0 293,0 11,2 12,8 290,2
400 20,2 297,2 16,0 293,0 289,8
200 22,6 297,6 18,0 293,0 14,4 289,4
0 25,0 298,0 20,0 293,0 16,0 289,0
Таким образом, условия вертикальной устойчивости атмосферы
могут быть выражены следующим образом:
А. Если атмосфера находится в неустойчивом состоянии равно-
весия, то потенциальная температура с высотой убывает.
Б. Если атмосфера находится в безразличном состоянии равно-
весия, то потенциальная температура с высотой не изменяется.
В. Если атмосфера находится в устойчивом состоянии равновесия,
то потенциальная температура с высотой возрастает.
Следовательно, характер изменения потенциальной температуры
с высотой дает представление об условиях вертикального равно-
весия в атмосфере.
До сих пор мы рассматривали понятие неустойчивого, безразлич-
ного и устойчивого состояния равновесия применительно к адиаба-
тически поднимающимся массам сухого воздуха. Но в атмосфере
часто наблюдаются явления подъема на значительную высоту масс
воздуха, насыщенного водяным паром. В этом случае условия
неустойчивого, безразличного и устойчивого состояния равновесия
для поднимающихся, насыщенных водяным паром масс воздуха
наблюдаются при несколько ином вертикальном распределении тем-
пературы в атмосфере.
В самом деле, как уже известно, в случае подъема насыщенного
воздуха без обмена тепла с окружающей средой температура
внутри такой поднимающейся массы будет падать несколько ме-
дленнее, чем при сухоадиабатическом процессе. Внутри такой под-
нимающейся массы насыщенного воздуха изменение температуры
с высотой характеризуется ее падением всего примерно на 0°,5
на 100 м.
Очевидно, условия неустойчивого состояния равновесия для
поднимающихся масс насыщенного воздуха будут наблюдаться
тогда, когда температура в атмосфере с высотой будет понижаться
менее значительно, чем внутри поднимающейся массы, т. е. когда
в окружающей среде ,8 >> 0°,5.
Если же температура в атмосфере понижается с высотой так же,
как она понижается внутри поднимающейся массы насыщенного
48
воздуха, т. е. если в окружающей среде р = 0°Д то будут суще-
ствовать условия безразличного состояния равновесия.
Если температура в атмосфере понижается с высотой медлен-
нее, чем внутри поднимающейся массы насыщенного воздуха, т. е.
если в атмосфере ₽ < 0°,5, то в данном случае будут условия
устойчивого состояния (равновесия.
Три состояния равновесия поднимающихся масс сухого воздуха
можно определить, пользуясь понятием потенциальной температуры.
Что касается поднимающихся масс насыщенного воздуха, то здесь
понятие потенциальной температуры неприменимо, так как ее вели-
чина в этом случае не остается постоянной. Потенциальная темпера-
тура поднимающейся массы насыщенного воздуха, очевидно, будет
расти с высотой благодаря выделению скрытой теплоты конденса-
ции водяного пара.
Поэтому состояния поднимающегося насыщенного воздуха опре-
деляются следующим образом. Для данной массы насыщенного
воздуха находят такую величину абсолютной температуры воздуха,
которая оставалась бы неизменной при влажноадиабатическом под-
нятии. Очевидно, для этого необходимо учесть, во-первых, охла-
ждение поднимающихся масс воздуха в результате адиабатиче-
ского расширения, а во-вторых, нагревание их при выделении
скрытой теплоты конденсации. Последнее можно определить из
следующих рассуждений.
Найдем количество водяного пара, содержащегося в насыщенной
массе воздуха. Затем предположим, что он сконденсировался и вы-
пал в виде осадков. Рассчитаем, каково будет повышение абсолют-
ной температуры, если выделившаяся скрытая теплота конденсации
пойдет целиком на нагревание сухого воздуха. При этом мы по-
лучим некоторую новую величину абсолютной температуры сухого
воздуха, называемую эквивалентной температурой.
Если величина эквивалентной температуры определена в начале
подъема насыщенной массы воздуха, то при дальнейшем подъеме
эта величина будет уменьшаться из-за сухоадиабатического расши-
рения, т. е. будет падать на 1° на каждые 100 м. Приведя эквива-
лентную температуру адиабатически к условному уровню давления
в 1 000 мб, получим новую величину, называемую эквивалентно-
потенциальной температурой.
Эквивалентно-потенциальная температура, очевидно, не будет
изменяться внутри поднимающейся массы насыщенного воздуха.
Следовательно, ее можно применять для характеристики трех усло-
вий равновесия насыщенных масс воздуха, так же как и потен-
циальную температуру для сухого воздуха.
Зная, как распределяется температура воздуха с высотой хотя
бы в нижних слоях атмосферы, в пределах первых 5—7 км, можно
составить суждение не только о вероятности развития восходящих
течений в атмосфере, но и о всех явлениях, связанных с восходя-
щими течениями (образование облаков некоторых форм, «болтанка»
самолета, выпадение осадков и др.). Развитие указанных явлений
возможно в том случае, когда в этих слоях атмосферы отмечается
значительное падение температуры, превышающее 0°,5 на каждые
100 м изменения высоты.
4 Метеорология
49
Наоборот, слои с малым значением р, слои изотермии (с неизме-
няющейся температурой по высоте) и, в особенности, инверсионные
слои препятствуют развитию вертикальных течений. Такие задержи-
вающие слои (преимущественно наблюдаются ib атмосфере в ее при-
земных слоях и в слое выше 10 км. В этом можно убедиться хотя
бы по характеру распределения инверсий.
Так, по данным В. Шмидта, на каждую тысячу наблюдений при-
ходится следующее число инверсий .на различных высотах:
Высота в км..........
Число инверсий . . . .
0,5 1,0
212 124
1,5 2,0
87 56
4,0 6,0
20 8
8,0 10,0 12,0 14,0 16.0
38 171 463 500 493
9. Тропосфера и стратосфера
Распределение температуры воздуха до высоты 20 км показано
выше (см. рис. 19).
Атмосфера по распределению температуры с высотой разде-
ляется на два слоя:
Рис. 24. Фотоснимок тропосферы и стратосферы.
1) нижний, в котором температура с высотой падает;
2) верхний слой, в котором температура остается постоянной или
даже слабо возрастает с высотой.
Первый слой назван тропосферой, второй — стратосферой.
Падение температуры с высотой, отмечаемое в тропосфере,
обусловливает развитие в этом слое значительных вертикальных
перемещений воздуха и всех явлений, связанных с этими перемеще-
ниями, а именно: значительная запыленность, интенсивная конвек-
ция, конденсация водяного пара, образование облаков и выпаде-
ние осадков.
Стратосфера, в противоположность тропосфере, характеризуется
слабой запыленностью, незначительной конвекцией, весьма медлен-
ным изменением температуры на всех высотах и почти полным от-
сутствием облаков.
Иногда в стратосфере на больших высотах можно наблюдать
особые формы облаков. На высоте 22—30 км в районах, располо-
женных между 55°—65° северной широты, наблюдаются так назы-
ваемые перламутровые облака, состоящие из ледяных кристаллов;
на высоте 70—90 км — серебристые облака, возникающие в резуль-
тате скопления на этих высотах пыли вулканического и космиче-
ского происхождения.
Различие между тропосферой и стратосферой настолько знани-
ям
Рис. 25. Положение тропопаузы на различных широтах.
тельно, что даже улавливается фотопленкой при аэрофотосъемке
с больших высот. На рис. 24 приведен фотоснимок, сделанный
при полете с американского стратостата «Эксплорер II». На снимке
отчетливо видны два слоя атмосферы: темный — стратосфера и
светлый — тропосфера. Такое различие фона вызвано тем, что более
плотный и запыленный воздух тропосферы сильнее рассеивает
солнечные лучи. Прямая линия, проведенная у границы тропосферы,
дает представление о кривизне этой границы, соответствующей
кривизне земного шара.
Между тропосферой и стратосферой существует промежуточный
слой, называемый тропопаузой или субстратосферой. Толщина тро
попаузы невелика, около 1—2 км. В этом слое обычно отмечается
явление инверсии.
Высота тропосферы в среднем составляет 10,5 км, но в зависи-
мости от широты она бывает различна. Наибольшей высоты тропо-
сфера достигает вблизи экватора — 17 км. В умеренных широтах
высота тропосферы значительно меньше, около 10—11 км. В по-
лярных широтах высота тропосферы еще меньше — 8—9 км.
На рис. 25 изображено положение тропопаузы на различных ши-
ротах, дающее представление об изменении толщины тропосферы.
На этом же рисунке показано распределение температуры по высоте
в тропосфере и стратосфере для различных широт северного и
южного полушарий. Высоко начинающаяся стратосфера на эква-
торе имеет температуру около —80°, в то время как более низко
Расположенная стратосфера в умеренных широтах имеет темпера-
туру около —55° (в северном полушарии).
ГЛАВА Ш
ДВИЖЕНИЕ ВОЗДУХА
1. Барическое поле
Как уже было указано, в атмосфере лишь в редких случаях на-
блюдается относительный покои. Обычное состояние атмосферы —
это состояние, при котором возникают и развиваются вертикальные
и горизонтальные перемещения воздуха; последние называются
ветром.
Возникновение воздушных течений в основном обусловлено тем,
что земная поверхность в различных частях земного шара получает
неодинаковое количество солнечного тепла. Кроме того, земная по-
верхность неоднородна по тепловым свойствам.
Различие в суммах солнечного тепла, а также в тепловых свой-
ствах поверхностных слоев земли приводит к неодинаковому про-
греванию атмосферы. Это, в свою очередь, ведет к тому, что в раз-
личных частях земного шара на одном и том же уровне давление
воздуха обычно бывает неодинаковым.
Неравномерное распределение давления по горизонтали является
непосредственной причиной возникновения воздушных течений.
Изучение закономерностей воздушных течений, их направления и
скорости возможно лишь тогда, когда имеется представление об
особенностях распределения давления воздуха по горизонтальной
поверхности на территории какого-либо района.
Для того чтобы получить полную картину особенностей геогра-
фического распределения давления воздуха по наблюдениям мете-
орологических станций, прибегают к следующим приемам.
Величины давления воздуха, рассчитанные для уровня моря,
наносят на бланк синоптической карты- Таким образом, на карте
соответственно расположению станций получают ряд величин,
характеризующих особенности распределения давления в рассмат-
риваемом районе. Эти данные, как правило, отличаются друг от
друга. Различие это обусловлено различным физическим состоя'
нием атмосферы в пунктах расположения метеорологических стан-
ций, так как влияние высоты расположения станций нами исклю-
чено тем, что мы привели давления к уровню моря.
Для дальнейшего изучения всех наиболее интересных особен-
ностей распределения давления воздуха пользуются приемами
графического анализа.
52
На синоптической карте обычным карандашом проводят кривые
линии, соединяющие точки с одинаковым давлением. Эти линии
называются изобарами. Обычно изобары проводят через 5 мб.
Например, соединяют точки с давлением 1 015 мб, другой изоба-
рой соединяют точки с давлением 1010 мб, затем — с давлением
1 005 мб и т. д. Давление на метеорологических станциях, приве-
денное к уровню моря, лишь в редких случаях строго совпадает
с этими величинами. Поэтому изобары обычно проводят между
соответствующими станциями так, чтобы они по возможности
точно проходили через
точки, где давление соот-
ветственно равно 1015,
1 010, 1 005 мб и т. д.
Положение этих точек на-
ходится на карте линей-
ной интерполяцией на-
глаз величин давления на
соседних метеорологиче-
ских станциях.
На рис. 26 по данным
давления на ряде станций
проведены соответствую-
щие изобары. Черными
кружками нанесены стан-
ции; цифры около них
обозначают величину да-
вления для данной стан-
ции, а стрелками указа-
ны направление и сила
ветра.
Как обычно на синоп-
тических картах, величина
давления у каждой стан-
ции на рисунке дана с
точностью до десятых до-
лей миллибара и отбро-
шена первая цифра 9
или 10. Так, например,
давление 995,2 мб обо-
значено 95,2; давление Рцс- Изобары.
1005,2 обозначено 05,2.
На концах изобар указана величина давления, для которой прове-
дена та или иная изобара.
Характер расположения изобар на синоптической карте дает
наглядное представление о характере барического поля, т. е. о рас-
пределении давления, на уровне моря или, что менее точно, у по-
верхности земли. В зависимости от того, как распределяется давле-
ние на уровне моря, изобары на синоптической карте располагаются
различно. Среди разнообразия форм барического поля можно все
Же выделить основные из них: области пониженного давления
(депрессии) и области повышенного давления,
На рис. 27 приведены наиболее часто встречающиеся формы
изобар, а именно:
1. Циклон — область замкнутых изобар, внутри которой давле-
ние уменьшается от периферии к центру. Аналогична топографиче-
ской впадине.
2. Антициклон—область замкнутых изобар, внутри которой
давление уменьшается от центра к периферии. Аналогична топогра-
фической возвышенности.
3. Ложбина — вытянутая полоса пониженного давления с неза-
мкнутыми изобарами, расположенная между двумя областями повы-
шенного давления (антициклонами). Изобары обычно заключены
одна в другой, часто образуя букву V; давление уменьшается
в сторону вогнутости.
4. Гребень — вытянутая полоса повышенного давления с неза-
мкнутыми изобарами, расположенная между двумя циклонами. Изо-
бары также чаще всего образуют букву V; давление увеличивается
в сторону вогнутости.
5. Седловина — область с незамкнутыми изобарами между крест-
накрест расположенными двумя циклонами и двумя антициклонами.
6. Барическое болото (на рисунке не показано) — обширная об-
ласть с давлением, близким к нормальному. В этой области при
тщательном анализе выявляется большое количество слабо выра-
женных районов сравнительно высокого и низкого давления.
Изобары на синоптической карте дают наглядное представление
о распределении давления на уровне моря. Вместе с тем создается
достаточно хорошее представление и о характере изменения давле-
ния на любом уровне в нижних слоях атмосферы.
В самом деле, изобары являются не чем иным как линиями пере-
сечения поверхности равного давления с поверхностью земли.
Очевидно, такие поверхности равных давлений — изобарические
поверхности — наклонены к поверхности земли. Только при усло-
вии наклона этих поверхностей можно получить на синоптической
карте систему изобар.
Если бы изобарические поверхности были параллельны поверх-
ности земли, то ни одна из них не пересекалась бы с ее поверх-
94
ностыо. Такое воображаемое расположение изобарических поверх-
ностей наблюдалось бы лишь в случае однородного физического
состояния атмосферы на соответствующих уровнях в различных
районах земного шара.
На самом деле изобарические поверхности всегда наклонены под
некоторым углом к поверхности земли. Правда, угол наклона весьма
мал, но именно этим наклоном изобарических поверхностей
объясняется то, что атмосфера находится в постоянном движении,
а не в состоянии покоя.
Рис. 28. Расположение изобарических поверхностей в пространстве.
По характеру расположения изобарических поверхностей в про-
странстве барические системы значительно отличаются друг от
друга. В качестве примера на рис. 28 изображено расположение
изобарических поверхностей в области антициклона Див области
циклона Ц.
В антициклоне давление растет от периферии к центру; поэтому
изобарические поверхности в области антициклона имеют форму
воронок, обращенных выпуклостью вверх.
В циклоне давление падает от периферии к центру; поэтому
изобарические поверхности в области циклона имеют' форму воро-
нок, прогнутых вниз.
Расположение изобар на синоптической карте, а также располо-
жение изобарических поверхностей в пространстве позволяет сде-
лать заключение о характере барического поля.
2. Барический градиент
Представление о характере барического поля может быть уточ-
нено с помощью понятия барического градиента. Величина бариче-
ского градиента характеризует степень изменения давления в гори-
зонтальной плоскости, которое оказывается весьма различным
в разных условиях барического поля.
В самом деле, из синоптической карты видно, что в различных
барических системах изобары расположены различно относительно
друг друга. Иногда изобары проходят друг от друга на очень
близком расстоянии, иногда же они удалены одна от другой на
большое расстояние. Степень близости изобар говорит о различной
интенсивности изменения давления в разных районах рассматривае-
мой области.
Действительно, предположим, что на карте проведены изобары
через 5 мб. Они расположились так, как указано на рис. 29 (для
Упрощения рассуждений изобары показаны прямыми параллель-
ными линиями).
Изобары 1 016, 1 010 и 1 005 мб проходят так, что
между изобарами 1 010 и 1 005 мб составляет 200 км, а
барами 1 015 и 1010 мб — 400 км. Таким образом,
между изобарами 1 015 и 1 010 мб в два раза больше
расстояние
между изо-
расстояние
расстояния
между изобарами 1 010 и 1005 мб. Но и в том и другом случае
давление изменяется на одну и ту же величину — на 5 мб. Оче-
видно, что там, где изобары удалены друг от друга всего на 200 км,
давление изменяется в зависимости от расстояния в два раза бы-
стрее, чем там, где изобары удалены друг от друга на 400 км.
Поэтому степень сближения изобар дает хорошее представление
об интенсивности изменения
ином районе.
На синоптических
самым прихотливым
давления по горизонтали в том или
изобары могут быть расположены
1005 1010 1015
200км 400км
1005 1010 1015
Рис. 29. К понятию
барического
градиента.
картах
образом; (поэтому для оценки изменения давле
ния по горизонтали было введено понятие
барический градиент.
. Под барическим градиентом понимают изме-
нение давления, рассчитанное на единицу рас-
стояния. За единицу расстояния условно при-
нято 111 км, что соответствует 1° меридиана,
Изменение давления берут в направлении,
по которому давление от данной точки убы-
вает быстрее всего. Очевидно, это есть на-
правление по нормали к изобаре в данной
точке, если направление нормали от более вы-
сокого давления к более низкому считать по-
ложительным.
Таким образом, барический градиент на си-
ноптической карте должен быть изображен
вектором. Величина такого вектора, взятая
в определенном масштабе, определит измене-
км, а направление его должно совпадать с на-
ние давления на 111
правлением по нормали от наибольшей изобары в сторону наимень-
шей изобары.
В качестве примера изображения барических градиентов при раз-
личном расположении изобар приводится рис. 30. На рисунке бари-
ческие градиенты показаны стрелками-векторами.
Величина барического градиента дается в миллибарах и обычно
рассчитывается по формуле:
I ’
г те / — расстояние между изобарами по нормали в сторону наи-
меньшей изобары;
5 — интервал давления, через который проведены изобары;
знак минус указывает, что величина барического градиента
отмечает падение давления.
Так, например, если расстояние между изобарами с разностью
давления в 5 мб оказалось равным 190 км, то величина барического
градиента будет:
~iio~ ~ ~2,9 мб (с точностью до десятых долей),
В практике службы погоды барические градиенты на синоптиче-
ских картах обычно не вычерчиваются. Опытный специалист-синоп
тик оценивает направление и величину барического градиента
иа-глаз, по характеру расположения изобар. Очевидно, в области
более сближенных изобар градиенты больше; в области более уда-
ленных друг от друга изобар барические градиенты меньше.
Рис. 30. Барический градиент в различных условиях барического поля.
В тех районах, где изобары расположены вдоль параллелей,
величина барического градиента определяется очень просто. На
синоптических картах изобары обычно проводятся через 5 мб,
а параллели — через 5°. Поэтому в указанных районах величину
барического градиента можно получить простым подсчетом числа
изобар, заключенных между двумя параллелями. 3
3. Движущая сила барического градиента
Найдем силу, обусловленную разностью давлений, под влиянием
которой некоторая масса воздуха начинает перемещаться по гори-
зонтали в каком-либо направлении.
Рассмотрим массу воздуха АВВ^А^ расположенную между двумя
изобарами, с давлением Р и Pt. Пусть давление Р больше Рг и
пусть изобары суть прямые параллельные линии, расположенные
Друг от друга на некотором расстоянии I (рис. 31).
Предположим, что площадь поперечного сечения рассматри-
ваемой частицы воздуха по линии АВ составляет 1 см2. Как
видим, частица воздуха находится под действием двух сил: силы Р,
Действующей на сторону АВ, и силы Рг, действующей на сто-
рону АгВ, Очевидно, равнодействующая этих сил равна Р — Pt.
$7
Она приложена в центре тяжести частицы С и должна быть на-
правлена в сторону действия большей силы, т. е. по нормали от
наибольшей изобары в сторону наименьшей, от АВ к А&.
Эта сила действует на массу воздуха, равную р/, где р —
плотность воздуха, а I — объем частицы, численно равный рас-
стоянию от АВ до Л1В1.
Если эту силу отнести к единице массы, то получим:
P-Pi
pl
или
1 р—р1
р " I
р__р
Но величина —j—- есть не что иное как величина барического
градиента, если I отнести к длине 1° меридиана, т. е. 111 км. -
Таким образом, движущая сила барического градиента зависит от
разности давления и от плотно-
сти воздуха. Как видим, величина
движущей силы барического гра-
диента прямо пропорциональна
величине барического градиента
и обратно пропорциональна плот-
ности воздуха.
Предположим, что в течение
некоторого времени на частицу
воздуха будет действовать дви-
жущая сила барического градиен-
Рис. 31. Движущая сила барического
градиента. та и ЧТо при этом нет никаких дру-
гих сил, действующих на частицу.
Под действием движущей силы барического градиента частица
воздуха получит равномерно ускоренное движение. Ускорение,
очевидно, будет тем больше, чем больше величина барического
градиента и чем меньше плотность воздуха.. Направление дви-
жения частицы будет совпадать с -направлением барического
градиента.
Простыми расчетами можно установить, что в случае продол-
жительного действия на частицу воздуха силы барического гра-
диента увеличится скорость ее движения, а следовательно, и ско-
рость ветра.
Однако постоянными наблюдениями установлено, что значи-
тельного увеличения скорости ветра обычно не бывает и что на-
правление ветра не совпадает с направлением барического гра-
диента.
Все это говорит о том, что на частицу воздуха, помимо силы
барического градиента, невидимому, действуют какие-то иные
силы. Выясним природу этих сил.
4. Отклоняющее действие вращения Земли
Как известно, Земля вращается вокруг своей оси с запада на
восток, поворачиваясь в 1 секунду на 24~:^q.§q = 86400 часть пол-
ного оборота.
58
Суточное вращение Земли вокруг ее оси заметным образом
влияет на всякое свободно перемещающееся вдоль поверхности
земли тело и, в частности, на движение воздуха.
Представим себе плоскость горизонта на северном полюсе
(рис. 32). При суточном обороте Земли эта плоскость, очевидно,
будет вращаться вокруг точки полюса Р в направлении, показан-
ном стрелкой.
Допустим, что частица воздуха а, движение которой рассматри-
вается, в некоторый момент времени находится в точке b на линии
меридиана РА. Пусть направление движения этой частицы, отме-
ченное стрелкой, составляет с 'направлением меридиана РА неко-
торый угол а.
Рассмотрим движение частицы а относительно такой враща-
ющейся плоскости горизонта. Очевидно, через некоторое время
«меридиан РА займет по-
ложение РАг. Но движу-
щаяся частица по инерции
будет стремиться сохра-
нить то же направление,
V/
D
E
Pt
D.
Р
Рис. 33. Отклоняющее действие
вращения Земли в северном и
южном полушариях.
D
С
Puc. 32. Отклоняющее
действие вращения
Земли на полюсе.
которое она имела в точке Ь. Таким образом, направление движения
частицы в точке bY параллельно ее движению в точке Ь, что
и отмечено стрелкой. Но это направление движения составляет
с направлением меридиана РАХ угол ₽, несколько больший угла а.
Движение будет происходить так, как будто какая-то сила от-
клоняет частицу воздуха вправо от направления первоначального
ее движения.
Мы рассмотрели движение частицы вблизи полюса. То же явле-
ние будет наблюдаться, но лишь в меньшей степени, и на других
широтах северного полушария. При этом отклонение будет тем
меньше, чем меньше широта места. На экваторе этого отклонения
нет.
В южном полушарии отклонение происходит в левую сторону от
первоначального направления движения.
На рис. 33 приведены схемы, иллюстрирующие отклонение
р северном и южном полушариях при начальном движении ча-
59
стицы воздуха вдоль меридиана. На рисунке рассмотрены случаи
движения частицы от полюса к экватору и от экватора к полюсу.
Здесь: АВ и CD—начальные направления движения некоторых
частиц воздуха в северном полушарии, совпадающие с направле-
нием меридиана; AiB1 и C1D1 — последующие направления дви-
жения соответствующих частиц, после того как точки А и С
вследствие вращения Земли заняли положение Аг и Сг
Для южного полушария аналогичные начальные положения
представлены стрелками А'В' и CD', а последующие — стрелками
А\В\ и C\D\.
Как видим, и в этих случаях в северном полушарии наблюдается
отклонение вправо от начального направления движения, а в юж-
ном полушарии — влево.
Здесь рассмотрены случаи такого движения, когда начальное
направление движения совпадало с направлением меридиана.
В механике доказывается, что отклонение наблюдается при любом
направлении движения и отклоняющая сила вращения Земли
направлена всегда перпендикулярно к направлению движения-
В северном полушарии она направлена в правую сторону, под
прямым углом к направлению движения, а в южном полушарии —
в левую.
В действительности отклоняющей силы не существует, а от-
клонение частицы от начального направления движения обусловлено
лишь суточным вращением Земли.
Влияние этиго отклонения проявляется не только в отклонении
движения воздуха, но и в ряде других явлений. Ппимером может
служить, что у большинства крупных рек северного полушария
правый берег более крутой, чем левый. Это объясняется тем, что
вода при своем течении отклоняется все время вправо и непре-
рывно подмывает правый берег.
Отклонение вправо в северном полушарии можно наблюдать на
распределении теплых и холодных океанических течений. Так, те-
плее течение Гольфстрем, .начинаясь у берегов Мексиканского за-
лива, при перемещении на север отклоняется вправо и достигает
берегов Скандинавии.
Таким образом, всякое свободно перемещающееся тело, двигаю-
щееся в любом направлении, под влиянием вращения Земли откло-
няется в северном полушарии вправо, а в южном — влево.
5. Градиентный ветер
На перемещение воздушного потока, помимо движущей силы
барического градиента, влияет также отклоняющая сила вращения
Земли.
Предположим, что перемещение воздушной частицы происходит
только под влиянием этих двух сил.
Для простоты рассуждений рассмотрим перемещение воздушной
частицы в таких условиях барического поля, когда изобары пред-
ставляют собой прямые параллельные линии. Допустим, что ско-
рость ветра постоянна
€0
направлению силы
Рис. 34. Градиентный
ветер для случая пря-
молинейных изобар.
При постоянной скорости ветра рассматривается случай такого
постоянного движения, когда сила барического градиента равна
и противоположна отклоняющей силе вращения Земли. Расположе-
ние этих сил должно быть таким, как указано на рис. 34. Здесь
AG—сила барического градиента и А1\— отклоняющая сила вра-
щения Земли.
Найдем направление движения частицы воздуха. Известно, что
в северном полушарии отклоняющая сила вращения Земли напра-
влена в правую сторону под прямым углом к направлению движе-
ния. Но она, по нашему условию, противоположна направлению
силы барического градиента. В таком случае направление движе-
ния частицы воздуха должно быть перпендикулярно к направле-
нию отклоняющей силы вращения Земли и к
барического градиента. Очевидно, направление
движения частицы воздуха будет АВ, как по-
казано на рис. 34.
Таким образом, при установившемся прямо-
линейном движении воздуха, на который дей-
ствуют лишь две силы — сила барического
градиента и отклоняющая сила вращения
Земли,— ветер дует по изобаре, оставляя низ-
кое давление слева.
Такое установившееся и направленное по
изобарам (по прямолинейным или криволиней-
ным) движение воздуха называют градиент-
ным ветром.
Скорость градиентного ветра зависит от ве-
личины барического градиента, но эта зависи-
мость на разных широтах различна. Отношение скорости градиент-
ного ветра и к величине барического градиента q для разных широт
следующее:
Широта и ~Q 1С° 27,4 20° 14,0 30° 9,5 40° 7,4 50° 6,2 60° 5,6 70° 5,1 80° 4,9 90° 4,8
Эти данные позволяют по величине барического градиента опре-
делить скорость градиентного ветра в различных географических
районах.
Пусть, например, величина барического градиента на широте 50°
оказалась равной 2 мб. Тогда скорость градиентного ветра будет:
и =? 2-6,2 = 12,4 м!сек.
Из приведенных данных видно, что при одной и той же вели-
чине барического градиента скорость градиентного ветра умень-
шается с увеличением широты. При этом различие в скорости гра-
диентного ветра оказывается весьма существенным для более
южных широт. В умеренных и тем более в полярных широтах
61
скорость 1радиенгного ветра по широтам изменяется крайне незна-
чительно.
Под градиентным ветром понимается установившееся и напра-
вленное по изобарам движение воздуха под влиянием силы бари-
ческого градиента и отклоняющей силы вращения Земли. Такое
движение обычно наблюдается в слоях атмосферы, расположен-
ных выше 600 м. Здесь перемещение частицы воздуха в горизон-
тальном направлении обусловлено преимущественно лишь этими
двумя силами. Влияние других сил, а именно — силы трения, крайне
незначительно. Сила трения возникает при обтекании воздухом
неровностей земной поверхности. Помимо того, трение развивается
между отдельными струйками внутри воздушного потока.
Рис. 35. Градиентный ветер для случая циклона и
антициклона.
Наблюдениями установлено, что в слоях выше 600 м влиянием
этих сил можно пренебречь, так как они очень малы по сравнению
с их значениями вблизи поверхности земли.
Поэтому характер расположения изобар дает представление о ха-
рактере градиентного ветра или, что то же, о действительном ветре
в свободной атмосфере. Такое утверждение обусловлено тем, что
действительный ветер .в свободной атмосфере, как показывают на-
блюдения, очень мало отличается от градиентного ветра.
Таким образом, если известна картина барического поля у по-
верхности земли, то можно представить ветровой режим примерно
в слое от 600 до 1 500 -2 000 м. Для более высоких слоев атмо-
сферы о ветровом режиме можно получить представление, если по-
строить карты барических полей на соответствующих уровнях (см
стр. 192).
В случае установившегося движения при криволинейных изоба-
рах ветер будет дуть по изобарам, оставляя низкое давление слева.
На рис. 35 показано направление градиентного ветра для обла-
сти циклона (Ц) и антициклона (А). Для простоты изображения на
этом рисунке область пониженного давления (циклон) и область
повышенного давления (антициклон) представлены круговыми изо-
барами. Стрелками показано направление градиентного ветра.
Как видим, градиентный ветер в области циклона, дуя по. изо-
52
барам, имеет направление Против часовой стрелки. В обмети анти-
циклона направление градиентного ветра совпадает с движением
часовой стрелки.
6. Влияние силы трения иа движение воздуха
Движение воздуха вблизи поверхности земли по своему харак-
теру значительно отличается от движения воздуха в свободной
атмосфере.
Действительный ветер в свободной атмосфере мало чем отли-
чается от градиентного ветра. В более же низких слоях ветер
всегда отклоняется oi 4зооар, образуя с барическим градиентом
не прямой, а острый угол; кроме того, скорость его уменьшается
по сравнению со скоростями на высотах. То и другое объясняется
влиянием силы трения.
Воздушный поток, двигаясь по неровной поверхности земли,
испытывает трение о такую поверхность. Трение это, очевидно,
различно в зависимости от подстилающей по-
верхности. Однако оно всегда имеет доста-
точно значительную величину, чтобы вызвать
отклонение в направлении и скорости ветра
у земли по сравнению с градиентным ветром.
Вначале предполагали, что сила трения на-
правлена прямо противоположно движению и
по своей величине пропорциональна скорости
движения. Но последними иссле даваниями
установлено, что сила трения отклонена при-
Рис. 36. Движение
воздуха с учетом
трения для прямо-
линейных изобар.
близительно на угол 35° влево от этого прямо
противоположного направления движения.
На рис. 36 показано примерное направле-
ние сил, действующих на частицу воздуха,
расположенную вблизи поверхности земли.
Здесь AG — движущая сила барического градиента; АК.—откло-
няющая сила вращения Земли; АТ — сила трения. В результате по-
стоянного и одновременного влияния этих трех сил частица воз-
духа будет двигаться в направлении АВ. Как видим, направление
движения частицы составляет с направлением барического гра-
диента острый угол а.
В зависимости от силы трения угол а оказывается различным.
Там, где сила трения больше, этот угол меньше и наоборот: там,
где сила тремя меньше, этот угол больше. Если сила трения ста-
новится весьма малой, то угол а приближается к прямому и на-
правление движения АВ оказываетгя близким к направлению гра-
диентного гетра, что и наблюдается в верхних слоях.
Сила трения над сушей больше, чем сила трения над поверхно-
стью моря, поэтому угол а оказывается меньше над сушей, чем
над морем. Над сушей он приблизительно равен 60°, над морем
Доходит до 75°.
Рис. 36 позволяет легко установить следующее правило, извест-
ное в метеорологии под названием закона Бейс-Балло:
63
Если стать Спиной к ветру, то низкое давление будет находиться
слева и несколько впереди, а высокое — справа и несколько позади
наблюдателя.
Все изложенное о градиентном ветре и о влиянии силы трения на .
направление воздушного потока у поверхности земли позволяет
сделать заключение и о характере ветра вблизи земли для случая
криволинейных изобар.
Рассмотрим движение воздуха в области циклона Ц и анти-
циклона А, изобразив их для простоты круговыми изобарами
(рис. 37).
Рис. 37. Движение воздуха с учетом трения в циклоне
и антициклоне. (Стрелки на изобарах указывают на-
правление градиентного ветра в верхних слоях.)
Известно, что в циклоне градиентный ветер дует по изобарам про-
тив направления движения часовой стрелки, в антициклоне же —
по направлению движения часовой стрелки. Влияние силы тре-
ния, как известно, приводит к некоторому отклонению направления
движения влево от направления градиентного ветра. Поэтому на-
правление ветра в нижних слоях атмосферы до высоты примерно
400—600 м в различных частях циклона и антициклона будет та-
ким, как это указано на рис. 37 стрелками.
Вблизи поверхности земли ветер в области циклона дует под
некоторым углом от наибольшей изобары в сторону наименьшей
изобары, двигаясь при этом против часовой стрелки. Таким обра-
зом, в циклоне наблюдается перенос частиц воздуха от периферии
к центру циклона.
В области антициклона ветер вблизи поверхности земли дует
под некоторым углом от наибольшей изобары в сторону наимень-
шей изобары в направлении движения часовой стрелки. Следова-
тельно, в антициклоне наблюдается перенос частиц воздуха от
центра к периферии антициклона.
Такое вращение ветра в циклоне и антициклоне, как это пока-
зано на рис. 37, наблюдается в северном полушарии.
В южном полушарии отклоняющая сила вращения Земли дей-
ствует влево от направления первоначального движения. Поэтому
вращение ветра в циклоне и антициклоне в южном полушарии об-
ратно вращению его в северном полушарии: в южном полушарии
64
в циклоне ветер дует от периферии к центру, вращаясь по часовой
стрелке, а в антициклоне — от центра к периферии, вращаясь про-
тив часовой стрелки.
7. Структура ветра
Многочисленные наблюдения за направлением и скоростью ветра,
проведенные с помощью самопишущих приборов, позволили соста-
вить представление о его структуре.
Этими наблюдениями установлено, что ветер сильно отличается
от ламинарного потока. В ламинарном потоке движение всех ча-
стиц происходит в определенном направлении и с определенной
скоростью, а само движение представляется в виде спокойного
параллельно-струйного течения.
При ветре вся масса воздушного потока движется в довольно
определенном направлении, но направление движения отдельных
частиц крайне различно. Частицы воздуха при ветре обычно имеют
не только различные направления движения в горизонтальной пло-
скости, но и изменяют свое положение по высоте, быстро переме-
щаясь то вверх, то вниз. При этом различные частицы движутся
с различной скоростью.
Такое неупорядоченное движение частиц воздуха приводит
к образованию в воздушном потоке небольших вихрей и обусло-
вливает интенсивное перемешивание воздуха в вертикальном на-
правлении, т. е. динамическое перемешивание.
Явление такого перемешивания воздуха по вертикали путем бес-
порядочного вихревого движения называется турбулентностью.
Воздушный поток, внутри которого происходит это явление, назы-
вается турбулентным потоком.
Турбулентное состояние воздушных течений в атмосфере при-
водит к весьма важному для авиации явлению — порывистости
ветра, которое заключается в следующем.
Наблюдая за скоростью ветра с помощью автоматически реги-
стрирующих приборов, можно установить среднюю скорость ветра
за тот или иной промежуток времени. Можно также с помощью
специальных приборов получить представление и о тех скоростях
ветра, которые наблюдались в отдельные моменты этого проме-
жутка времени. Сравнивая такие мгновенные скорости ветра с ве-
личиной его средней скорости, нетрудно увидеть, что они, как пра-
вило, отличаются от средней скорости. В различных условиях ве-
трового режима разность между величинами мгновенных скоро-
стей ветра и его средней скорости оказывается различной. С этой
точки зрения можно различать три структуры ветра.
Ламинарный ветер. При небольших средних скоростях
ветра, не превышающих 4 м)сек, структура ветра обычно прибли-
жается к структуре ламинарного потока. Но в отдельных случаях
и при больших скоростях ветра состояние воздушного потока мо-
жет оказаться близким к ламинарному. При этом мгновенные ско-
рости ветра оказываются весьма близкими к его средней скорости.
В качестве примера ламинарного ветра на рис. 38 приведена
анемограмма— запись скорости ветра этого типа. В данном случае
при средней скорости ветра около 13 м]сек значения мгновенных
5 Метеорология
скоростей, как видно из рисунка, весьма близки к средней скоро-
сти. Поэтому такой ветер, характеризующийся заметным постоян-
ством скорости, может быть отнесен к ламинарному.
Турбулентный ветер. Рассмотренная структура ветра
в тропосфере представляет сравнительно редкое явление. Обычно
наблюдающийся в тропосфере ветер характеризуется значительной
изменчивостью мгновенных скоростей. В качестве примера такого
турбулентного ветра на рис. 39 приведена запись мгновенных ско-
ростей ветра.
Как видно из рисунка, среднюю скорость ветра можно принять
близкой к 10 м<сек. Значения скорости в отдельные моменты ока-
зываются крайне различными:
наряду с очень большими
скоростями, достигающими
17 м/сек, отмечаются скорости порядка 4 м/сек. Явление такой
пульсации скорости типично для турбулентного ветра.
Шквалистый ветер. Иногда можно наблюдать такую
структуру ветра, когда периоды слабого ветра чередуются с перио-
дами сильного ветра. В этом случае говорят, что ветер шквалистый.
Пример структуры шквалистого ветра приведен на рис. 40. На
этом рисунке отчетливо заметно чередование периодов довольно
слабого ветра, когда скорость не превышала 5 м/сек, с периодами,
когда скорость была более 10 м/сек.
Помимо перечисленных структур ветра, иногда в атмосфере
можно наблюдать особую структуру ветра, связанную с прохожде-
нием мощного шквала. В случае внезапной бури усиление ветра
будет отмечаться лишь в пределах определенного периода времени,
как это показано на рис. 41. Из рисунка видно резкое усиление
ветра между двумя определенными режимами ветра, характери-
зующимися некоторой средней скоростью и турбулентностью ветра.
В аэронавигации, помимо представлений о структуре ветра,
66
крайне полезно знать характер распределения порывистости ветра
с высотой. Различают три типа распределения порывистости ветра
с высотой в нижних слоях тропосферы.
1. ^Порывистость ветра наибольшая у земли и уменьшается с вы-
сотой. Такое распределение порывистости ветра с высотой можно
рассматривать как нормальное распределение порывистости, при
котором она достигает некоторой силы вблизи поверхности земли,
с высотой же постепенно убывает; наблюдается в зимние периоды.
2. Порывистость достигает наибольшей силы не только у земной
поверхности, но и на некоторой высоте. Такое распределение по-
рывистости ветра с высотой обычно наблюдается в летние месяцы.
Рис. 41. Порывистый ветер.
Рис. 40. Шквалистый ветер.
3. При наличии порывистости у земной .поверхности и в ниж-
них слоях атмосферы на некоторой высоте наблюдается совер-
шенно спокойное движение воздуха. Такое распределение поры-
вистости с высотой, как правило, наблюдается тогда, когда в атмо-
сфере имеются инверсионные слои, внутри которых и отмечается
резкое уменьшение порывистости ветра. Над слоем инверсии по-
рывистость ветра оказывается наименьшей.
Порывистость ветра простирается до высоты примерно 3 км.
Она обычно усиливается с увеличением скорости ветра и зависит
от времени года и суток. Максимум порывистости наблюдается
весной, несколько позже полудня.
8. Влияние земной поверхности на воздушные течения
Как уже указывалось, нижние слои атмосферы при перемещении
вдоль поверхности земли испытывают действие силы трения о зем-
ную поверхность. В различных условиях подстилающей поверхно-
6* 67
к
сти трение, как .известно, неодинаково. Большая шероховатость
земной поверхности обусловливает увеличение трения.
Однако влияние неровностей земной поверхности на воздушный
поток не ограничивается только трением. Такие значительные пре-
пятствия, как высокие холмы, горы и, в особенности, горные мас-
сивы, не только видоизменяют направление движения воздушного
потока, но и сильно нарушают его структуру.
Влияние неровностей земной поверхности приводит к развитию
явлений, аналогичных тем, какие обычно наблюдаются в горном
потоке, встречающем на своем пути многочисленные камни. В гор-
ном потоке впереди и позади камней образуются многочисленные
вихри, уносимые вниз по течению. То же самое можно наблюдать
в условиях сравнительно спокойного ламинарного течения наших
равнинных рек около мосто-
вого быка или за веслами
плывущей лодки.
Образование аналогичных
возмущений в воздушном по-
токе, обтекающем значитель-
ные препятствия, предста-
вляет исключительно боль-
шое значение в практике
аэронавигации. Поэтому рас-
смотрим структуру воздуш-
ного потока при его движе-
Рис. 42. Линии тока над возвышенностью нии над неровностями земли,
при слабом ветре. На рИС 42 изображена
схема воздушного потока,
обтекающего значительную возвышенность, для случая слабого
ветра. Сплошными черными линиями нанесены линии воздушных
токов. Стрелки на этих линиях указывают направление движения
воздушного течения.
При слабом ветре на наветренной стороне склонов временами
образуется вихрь с горизонтальной осью вращения. Как видно из
рисунка, этот вихрь вращается по направлению движения часовой
стрелки. Поэтому в случае возникновения такого вихря вдоль на-
ветренной стороны склона в нижних слоях атмосферы будет на-
блюдаться «исходящий поток воздуха. Скорость вращения такого
вихря незначительна.
Над вершиной склона отмечается слабое сгущение линий токов,
что говорит о некотором возрастании в этих слоях скорости ветра.
На подветренной стороне склона при слабых ветрах возникает
стационарный вихрь с горизонтальной осью вращения, аналогичный
тому вихрю, который .наблюдается на наветренной стороне. Восхо-
дящая ветвь этого вихря простирается вдоль склона.
При сильных ветрах, более 10 м/сек, структура воздушного по-
тока оказывается иной (рис. 43). В этом случае возникают (осо-
бенно на подветренной стороне склона) менее значительные, но бо-
лее многочисленные и подвижные вихри. Образование таких вихрей
приводит к сильному увеличению турбулентности воздушного
потока.
68
Скорость воздушного потока в этом случае значительно возра-
стает над вершиной, о чем свидетельствуют густо расположенные
над ней линии токов.
Влияние горы на возмущение воздушного потока, как показали
соответствующие наблюдения, распространяется по вертикали
примерно на 0,3 высоты горы, считая от ее вершины (линия АВ
на рис. 43). Таким образом, если высота горы составляет 3 км, то
возмущающее влияние горы на воздушный поток над ее вершиной
будет сказываться до высоты примерно 4 км от подножья горы.
Рис. 43. Ливни тока над возвышен-
ностью при сильном ветре.
Рис. 44. Завихрения у берега.
Меньшие неровности земной поверхности также оказывают влия-
ние на структуру воздушного потока. Так, изменения направления,
а также завихрения происходят в воздушном потоке при переходе
его с ровной поверхности моря на сравнительно пологий и невы-
сокий берег (рис. 44).
Рис. 45. Завихрения над лесом.
Влияние леса на воздушные течения сказывается прежде всего
в замедлении скорости воздушного потока у земной поверхности,
в непосредственной близости перед лесом и позади лесного массива.
Над самым же лесным массивом в слое 200—300 м отмечается
некоторое увеличение скорости и значительное возрастание поры-
вистости ветра. Над отдельными лесными полянами образуются
медленно вращающиеся вихри, как это показано на рис. 45.
69
9. Изменение скорости и направления ветра с высотой
В тропосфере скорость ветра обычно увеличивается с высотой.
Возрастание скорости ветра с высотой в различных условиях
неодинаково.
В нижних слоях тропосферы наблюдаются два вида изменения
скорости ветра с высотой:
1) слабое нарастание скорости ветра от поверхности земли до
высоты 1 000 м", такое изменение скорости ветра с высотой на-
блюдается при малых скоростях ветра (менее 4 м/сек) на высоте
( ООО м\
2) резкое возрастание скорости ветра от поверхности земли до
высоты 500—800 м', такое распределение скорости ветра с высо-
той обычно наблюдается при скоростях ветра более 4 м/сек на
уровне 1 000 м.
Увеличение скорости ветра с высотой бывает наиболее значи-
тельным, когда отсутствуют процессы тепловой конвекции. Бла-
годаря тепловой конвекции, скорости ветра на нижних и верхних
уровнях выравниваются. Поэтому резкое возрастание скорости
ветра с высотой чаще всего отмечается в холодное полугодие и
в ночное время.
Изменение скорости ветра в слоях выше 1 000 м над Европой,
по данным наблюдений, следующее:
Высота в км 1 5 10 14 20
Скорость f зима. . . ветра 5,8 12,2 19,0 15,2 14,1
в м/сек 1 лето . . . 5,6 9,8 16,8 12,6 8,3
Как видим, наибольших скоростей ветер достигает на границе
тропосферы. В стратосфере скорости ветра несколько ослабевают.
Скорости ветра зимой на всех уровнях заметно больше, чем летом.
Скорость ветра имеет также и суточный ход. В нижних слоях
тропосферы вблизи поверхности земли наименьшие скорости ветра
наблюдаются в ночное и утреннее время, наибольшие — в после-
полуденное время (около 14 часов).
Выше, в слое до 1500 м, наименьшие скорости ветра отмеча-
ются в дневное, а наибольшие — в ночное время.
В более высоких слоях, выше 1 500 м, скорости ветра в утрен-
ние и дневные часы примерно одинаковы.
Направление ветра значительно изменяется по высотам лишь
в самых нижних слоях. При этом ветер в слое от земной поверх-
ности до 1—2 км обычно имеет правое вращение. В более высоких
слоях изменение направления ветра с высотой менее значительно.
В среднем за год, по многолетним данным, на всех высотах при-
мерно до 18 км для Средней Европы преобладающим оказывается
западный ветер с некоторой северной составляющей.
70
10. Местные ветры
Установив причины возникновения воздушных течений и вы-
яснив влияние действующих на них сил, рассмотрим явление мест-
ных ветров.
Остановимся на одном простом и интересном опыте, известном
под названием опыта Шпрупга.
Возьмем два сосуда А и В (рис. 46) и соединим их в верхней и
нижней частях трубками, имеющими краны. Наполним эти сосуды
водой до некоторого уровня, превышающего уровень расположе-
ния верхней соединительной трубки. При открытых кранах нижней
и верхней соединительных трубок вода в сосудах А и В, очевидно,
будет находиться на одном уровне, как это показано на рис. 46, а.
При этих условиях давления на любом уровне жидкости в сосудах
А и В будут равны, и никакого движения жидкости наблюдаться
не будет.
Теперь закроем соединительные
трубки и подогреем воду в со-
суде А. При нагревании вода рас-
ширится и займет больший объем
При этом давление на начальном
верхнем уровне в сосуде А ста-
нет больше, чем на том же
уровне в сосуде В. Но давление
на нижнем уровне в том и дру-
гом сосудах будет одинаковым,
так как масса воды в сосудах А
и В не изменилась.
Откроем теперь верхнюю со-
единительную трубку. Вода из со-
суда А начнет перетекать по этой
трубке в сосуд В. Как только
некоторая часть воды из сосуда А
давление на нижнем уровне в сосуде В станет больше, чем в со-
суде А на том же уровне. Открыв также нижнюю соединитель-
ную трубку, заметим, что вода станет циркулировать так, как изо-
бражено на рис. 46, б.
Такая замкнутая циркуляция воды возникла благодаря различ-
ным температурным режимам в сосудах А и В, вследствие чего и
давление стало различным и распределилось следующим образом:
в прогретом сосуде А давление внизу стало несколько меньше,
а вверху несколько больше, чем на соответствующих уровнях бо-
лее холодного сосуда В. Поэтому вода стала циркулировать в на-
правлении: внизу — от более холодного сосуда В к более теплому
сосуду А; вверху — от более теплого сосуда А к более холодному
сосуду В. Кроме таких горизонтальных ветвей, замкнутая цирку-
ляция имеет и вертикальные ветви: нисходящий поток внутри
более холодного сосуда В и восходящий поток внутри сосуда А.
Замкнутая циркуляция будет продолжаться до тех пор, пока будет
поддерживаться разность температур жидкости в сосудах А и В.
Опыт Шпрунга хорошо поясняет причины возникновения мест
71
Рис. 46. Опыт Шпрунга.
перетечет в сосуд В, очевидно,
ных ветров. Как известно, земная поверхность неоднородна. Вслед-
ствие этого на территории сравнительно небольших районов часто
возникают очаги сильного прогревания. Это приводит к тому, что
над такими поверхностями воздух нижних слоев атмосферы больше
прогревается, чем над соседним районом. В результате этого
в нижних слоях атмосферы возникает замкнутая термическая цир-
куляция, аналогичная той, которую мы рассмотрели в опыте
Шпрунга.
Рис. 47. Морской бриз.
Бризы. В условиях ясной, безоблачной погоды в теплое время
года тепловой режим поверхности суши и моря весьма различен.
Днем поверхность суши значительно теплее, чем поверхность моря.
Поэтому в нижних слоях атмосферы в прибрежных районах возни-
кает градиент давления, направленный с моря на сушу, что при-
водит к развитию ветра, называемого морским бризом.
Морской бриз — это ветер, дующий с моря на сушу. Обычно он
начинается около 9—10 часов утра и продолжается в течение
всего дня Скорость ветра при морском бризе составляет при-
мерно 4—6 м1сек.
Морокой бриз проникает в глубь континента, в условиях откры-
той прибрежной полосы, на расстояние до 20—40 км от берега.
По вертикали морской бриз обычно наблюдается в слое до 200—
300 м и редко до 500—1 000 м. На этой высоте отмечается ветер
обратного направления В схеме процесс циркуляции при морском
бризе происходит так, как это указано на рис. 47.
После захода Солнца морской бриз сменяется береговым бри-
зом. Береговой бриз — это ветер, дующий с суши на море в ноч-
ное время и утром. Береговой бриз развивается вследствие того,
72
что ночью поверхность суши охлаждается сильнее, чем поверх-
ность воды; поэтому барический градиент бывает направлен уже
с суши на море.
Береговой бриз отличается от морского не только тем, что он
наблюдается в иное время суток и имеет обратное направление дви
жения, но, кроме того, он значительно слабее морского бриза.
Вертикальная мощность слоя, в котором отмечается явление бере-
гового бриза, не превышает 300 м. Распространяется он в глубь
моря всего лишь на 8—10 км. Схема циркуляции при береговом
бризе показана на рис. 48.
Явление бриза особенно часто наблюдается в тропических стра-
нах; в умеренных широтах бриз бывает преимущественно летом,
в ясную и сравнительно спокойную погоду.
Рис. 48. Береговой бриз.
В Советском Союзе явление бриза хорошо выражено на южном
берегу Крыма, Черноморском побережье Кавказа и на юго-запад-
ном побережье Каспийского моря.
Муссоны. Разность температур на поверхности суши и моря
в течение суток приводит к возникновению бризов. Аналогично
атому разность температур на поверхности суши и воды в теплое
и холодное полугодия приводит к возникновению замкнутой тер-
мической циркуляции, носящей название муссона (рис. 49).
Различают летние и зимние муссоны. Летом континенты нагре-
ваются значительно сильнее, чем окружающие их океаны. Вслед-
ствие этого над континентом образуется область сравнительно низ-
кого давления. Возникает перенос воздуха в нижних слоях атмос-
феры с океанов на континент в виде довольно мощных течений,
носящих название летнего муссона. В верхних же слоях наблю-
дается перенос воздуха с континента на океан.
73
Таким образом, схема циркуляции при летнем муссоне в общем
аналогична схеме циркуляции при морском бризе. Но по мощности
циркуляционного процесса летний муссон намного превосходит
морской бриз. Летний муссон по вертикали захватывает значи-
тельно большие слои, иногда распространяясь до 4 км, и на значи-
тельно большее расстояние проникает в глубь континента, чем мор-
ской бриз.
Зимой континенты охлаждаются сильнее, чем поверхность океана.
Поэтому над ними образуется область высокого давления, и пере-
нос воздуха в нижних слоях атмосферы идет в направлении от
континента на океан; в верхних же слоях, наоборот, — от океана
к континенту.
Таким образом, схема циркуляции при зимнем муссоне анало-
гична циркуляции при береговом бризе. Зимний муссон несколько
слабее летнего. По вертикали он
распространяется не выше 2 км-
Описанная схема муссонной
циркуляции, как замкнутой цир-
куляции, аналогичной бризу, не-
сколько условна. В действитель-
ности она иногда искажается, так
как при муссонном потоке внизу
обратный поток в верхних слоях
не отмечается.
В Советском Союзе муссонные
ветры развиты на побережье
Дальнего Востока. Зимой это —
суровые северо-западные матери-
ковые ветры, при которых уста-
навливается сухая и ясная погода;
летом — юго-восточные и южные
морские ветры, устанавливающие
на побережье дождливую и па-
смурную погоду.
муссоны на южном побережье
Горные и долинные ветры. Неравномерное нагревание
днем и охлаждение ночью склонов гор и долин приводит в гор-
ных районах к периодической смене (в течение суток) ветров про-
тивоположных направлений.
В ночное время вследствие охлаждения вершин и склонов гор
охлаждаются соприкасающиеся с ними приземные слои воздуха.
Эти охлажденные и поэтому более плотные слои воздуха стекают
вниз в долины, создавая явление горного ветра. Такие ночные нис-
ходящие горные ветры в особых условиях рельефа (узкая и длин-
ная долина, крутые склоны, свободные от леса и покрытые снегом)
могут достигать значительной силы.
Днем, с 9—10 часов утра и до захода солнца, дуют долинные
вегры, поднимающиеся из долин по склонам гор. Долинные ветры
объясняются тем, что горные склоны днем нагреваются сильнее,
чем участки атмосферы над долиной. В результате этого давле-
ние. 49. Схема mj'ccohhux ветров
летом и зимой
Особенно сильно выражены
Азии — в Индийском океане.
74
ние над долиной оказывается несколько выше, чем над склонами,
и воздух перемещается из долины вверх по склонам гор.
Ф ё и. В горных районах помимо горных и долинных ветров часто
наблюдается сухой и теплый ветер, дующий с гор в долины. Та-
кой ветер называется фёном. Возникновение фёна объясняется
следующим.
При различном давлении в нижних слоях атмосферы возникает
перемещение воздуха из одного района в другой. Если на пути
движения воздуха расположен горный массив, например, высотой
4 км, то при своем движении воздушный поток, встретив горный
массив, будет подниматься по наветренному склону массива и опу-
скаться с подветренной стороны (рис. 50).
Рассмотрим, как будет изменяться температура внутри воздуш-
ного потока. Положим, что температура воздуха у поверхности
земли с наветренного склона составляет 14° и что воздух у земли
не насыщен водяным паром. При этом условии в начале подъема
воздуха по наветренному склону температура внутри поднимаю-
щейся массы будет понижаться по адиабатическому закону, т. е.
падать на 1° на каждые 100 м поднятия. С падением температуры
количество водяного пара в поднимающейся массе воздуха будет
все больше и больше приближаться к состоянию насыщения.
Предположим, что содержание водяного пара в этой массе та-
ково, что при 4° упругость водяного пара достигает упругости на-
сыщения. Рассчитаем высоту, на которой будет расположен уро-
вень конденсации, т. е. где водяной пар достигнет состояния
насыщения. Очевидно, это будет высота, на которой температура
воздуха в поднимающейся массе понизится до 4J. Зная, что до
Момента начала конденсации температура внутри поднимающейся
массы воздуха будет понижаться на 1° на каждые 100 м, легко
найти эту высоту.
Температура, по нашему условию, должна понизиться с 14° до
4°, т. е. упасть на 10°. Такое падение температуры произойдет,
если масса воздуха поднимется адиабатически до высоты 1 000 м,
на которой будет расположен уровень конденсации.
75
Выше этого уровня в поднимающейся массе воздуха водяной пар
будет беспрерывно конденсироваться, выделяться скрытая теплота
конденсации, образовываться облака и выпадать осадки. Поэтому
от уровня конденсации до вершины горного массива температура
внутри поднимающейся массы воздуха будет понижаться не-
сколько медленнее, примерно на 0°,5 на каждые 100 м поднятия.
Чтобы достигнуть вершины горы, воздух должен подняться на
3 000 м от уровня конденсации. Очевидно, при этом температура
внутри поднимающейся массы воздуха понизится на 15°, т. е.
упадет от + 4° до — 11°.
Достигнув высоты 4 000 м и имея на этой высоте темпера-
туру— 11°, масса воздуха начнет опускаться вдоль склона с под-
ветренной стороны хребта. При опускании, переходя на уровень
большего давления, масса воздуха будет адиабатически сжиматься
и нагреваться. При этом упругость водяного пара в массе воздуха
будет все больше и больше удаляться от упругости насыщения.
Температура внутри такой опускающейся массы будет повышаться
на 1° на каждые 100 м спуска. Если масса воздуха с высоты 4000 .я
опустится до уровня земли, то температура ее от —11° повысится
на 40° и, следовательно, будет равна +29°.
Такой опускающийся воздух в долине, расположенной с подве-
тренной стороны, будет ощущаться в виде очень теплого и су-
хого ветра. В нашем примере, как видим, температура воздуха
у поверхности земли с подветренного склона на 15 выше, чем
температура на том же уровне с 'наветренной стороны.
Бора. В некоторых горно-прибрежных районах создаются бла-
гоприятные условия для развития боры—жестокого воздухопада,
обладающего в отдельных случаях особо разрушительной силой.
В Советском Союзе бора наблюдается на северо-восточном по-
бережье Черного моря в Новороссийске (новороссийская бора) и
на Новой Земле (новоземельная бора).
В районе Новороссийска бора возникает под влиянием следую-
щих причин. Как известно, Новороссийск расположен на побе-
режье теплого моря и отделен от степных районов Северного
Кавказа сравнительно невысоким горным хребтом. Зимой, благо-
даря скоплению холодного воздуха, над этими степными районами
образуется область повышенного давления. В то же время над по-
верхностью теплого моря давление обычно бывает несколько
меньше. В результате такого распределения давления возникает
воздушный поток, перемещающийся из степных районов Северного
Кавказа к морю. Перевалив горный хребет, холодные массы воз-
духа степных районов с силой обрушиваются на море.
Этот мощный нисходящий поток поднимает на море в районе
Новороссийска сильные волны и брызги. Попадая на различные
предметы, брызги замерзают, и создается обледенение. Нередко
обледенение бывает столь значительным, что под тяжестью образо-
вавшегося льда гибнут большие суда. Скорость ветра при боре
достигает 20—30 м1сек, а иногда и больше.
В Новороссийске бора чаще всего наблюдается с ноября по
март; на восточном берегу Новой Земли — преимущественно зимой
и весной.
76
Ввиду вихревого характера боры взлет и посадаа самолета в пе-
риод развития боры невозможны, а безопасный полет осуществим
па высоте более 1 000 м.
Сарма. Сармой называют ураганный ветер на Байкале, наблю-
дающийся в устье реки Сармы, близ Ольхонских ворот. Сарма воз-
никает при значительной разности давлений в особых условиях
рельефа данного места. Скорость ветра при сарме часто (особенно
осенью) достигает свыше 40 м/сек. В нижних слоях в холодное
время года при сарме очень велика опасность обледенения.
Афганец. Афганцем называют юго-западный ветер, дующий
по среднему течению Аму-Дарьи и часто наблюдающийся в Тер-
мезе. Афганец связан с вторжением с севера и северо-запада хо-
лодных масс в пределы Туранской низменности. Изменение направ-
ления ветра на юго-западное происходит под влиянием горных
хребтов. При афганце наблюдается сильное помутнение атмосферы
вследствие запыления, нередко распространяющееся до высоты
2—3 км и более.
Отдельные порывы афганца характерны большими скоростями.
Видимость при афганце иногда бывает значительно меньше 1 км.
ГЛАВА IV
ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ
Местные ветры, как уже было сказано, возникают вследствие
разности температур воздуха соседних, сравнительно небольших
районов. Такие местные циркуляции всегда связаны с особыми
условиями рельефа местности (горные и долинные ветры) или
с различием тепловых свойств подстилающей поверхности
(бризы).
Наряду с местными циркуляциями, в атмосфере существуют воз-
душные течения, развивающиеся под влиянием неравномерного
распределения солнечного тепла по земной поверхности. Эти воз-
душные течения в совокупности образуют общую циркуляцию
атмосферы.
Схема общей циркуляции атмосферы довольно сложна, так как
на характер воздушных течений действуют также отклоняющая
сила вращения Земли и неоднородность земной поверхности.
1. Циркуляция атмосферы на однородной невращающейся
Земле
Рассмотрим картину общей циркуляции атмосферы, предполо-
жив, что Земля неподвижна и ее поверхность однородна.
В этом случае схема общей циркуляции атмосферы была бы
весьма проста: наиболее теплыми оказались бы нижние слои атмо-
сферы в районе экватора, а наиболее холодными — в районе по-
люсов. Поэтому у земной поверхности давление оказалось бы наи-
более значительным на полюсе и наименьшим — у экватора. Вверху,
наоборот, давление было бы наибольшим у экватора и наимень-
шим — на полюсе. Согласно опыту Шпрунга, схема общей цирку-
ляции атмосферы имела бы вид, изображенный на рис. 51. Здесь
пространство между окружностью, изображающей земной шар, и
опоясывающими его замкнутыми кривыми представляет в сильно
увеличенном виде вертикальный разрез тропосферы.
Как видим, у земной поверхности в каждом полушарии имелся
бы воздушный поток, перемещающийся от полюса к экватору.
(На рис. 51 этот поток показан сплошными стрелками внутри и
вдоль окружности круга.) В верхних же слоях наблюдался бы по-
ток противоположного направления — от экватора к полюсу, обо-
значенный на рисунке двойными стрелками.
78
Одновременно с такими горизонтальными течениями имелись бы
нисходящий поток в районе полюса и восходящий поток в рай-
оне экватора.
Такова была бы циркуля-
ция атмосферы на непо-
движной Земле с однород-
ной поверхностью.
2. Циркуляция атмосферы
на однородной вращаю-
щейся Земле
В действительности воз-
душные течения происходят
в условиях отклоняющего
влияния вращения Земли и
на них влияет неоднород-
ность земной поверхности.
Пренебрегая пока послед-
ним, рассмотрим схему об-
щей циркуляции атмосферы
на вращающейся однород*
ной Земле.
Рис. 51. Циркуляция на однородной
невращающейся Земле.
На рис. 52 изображен земной шар, вокруг которого, как и на
рис. 51, в сильно увеличенном масштабе показан разрез нижнего
слоя атмосферы — тропосферы. Стрелки указывают направление
движения воздушных течений.
Как видим, схема циркуляции атмосферы значительно отличается
от схемы, изображенной на рис. 51. Здесь в районе наиболее
Рис. 52. Схема атмосферной циркуляции.
интенсивного прогревания атмосферы — экватора — развиваются
мощные восходящие течения. На некоторой высоте над экватором
эти восходящие течения начинают перемещаться от экватора в на-
правлении полюса. Рассмотрим, что происходит с этими течениями,
например, в северном полушарии.
79
При перемещении воздуха от экватора к полюсу на него все
больше и больше начинает оказывать влияние отклоняющая сила
вращения Земли. Как известно, в северном полушарии воздушные
течения отклоняются вправо от первоначального направления дви-
жения. Таким образом, южные воздушные течения, перемещаясь на
север, под влиянием отклоняющей силы вращения Земли поворачи-
вают вправо и все больше и больше отклоняются от своего перво-
начального направления движения. Южные течения сначала ста-
новятся юго-юго-западными, затем юго-западными. Но на широте
30° северного полушария отклоняющее влияние вращения Земли
становится столь значительным, что эти течения принимают за-
падно-юго-западное и, наконец, западное направление. Следова-
тельно, на этой широте в верхних слоях тропосферы наблюдаются
уже западные воздушные течения, опоясывающие кольцом вдоль
этой широты весь земной шар.
Эти западные течения образуют динамический барьер, который
затрудняет дальнейшее перемещение к северу экваториальных воз-
душных течений. Вследствие этого, а также потому, что простран-
ство между меридианами на широте 30° значительно меньше, чем на
экваторе, на широте 30° скапливаются воздушные массы. Это при-
водит к повышению давления у поверхности земли на этой широте,
в результате чего в нижних слоях тропосферы воздух оттекает об-
ратно к экватору. Начальное направление перемещения этого по-
тока — с севера на юг. Но влияние отклоняющей силы вращения
Земли приводит к тому, что воздушные течения у поверхности
земли между широтой 30° и экватором имеют северо-восточное на-
правление.
Как видим, в результате описанных процессов между экватором
и широтой 30° возникло циркуляционное кольцо. Верхняя горизон-
тальная ветвь этой циркуляции, т. е. юго-западный поток, полу-
чила название антипассата; нижняя горизонтальная ветвь — северо-
восточный поток — у поверхности земли получила название пас-
сата. Над экватором, как уже говорилось, развиты восходящие те-
чения, на широте 30° — нисходящие течения.
Циркуляция в более высоких широтах северного полушария бу-
дет происходить под влиянием следующих факторов. Как известно,
у поверхности земли на широте 30° наблюдается пояс высокого да-
вления. Область высокого давления расположена тоже над районом
полюса. Таким образом, давление понижается от широты 30° по
направлению на север и от полюса в направлении на юг, образуя
примерно на широте 55—-60° полосу пониженного давления. Вслед-
ствие такого распределения давления у поверхности земли в этих
широтах возникают два потока. Один из них направлен от широты
30° на север, другой — от полюса на юг. Под влиянием отклоняю-
щей силы вращения Земли первый поток — юго-западного напра-
вления, второй — северо-восточного. Примерно на широте 55—60°
эти два различных потока воздуха, имеющие противоположное
направление, встречаются. На этой широте теплый поток воздуха
перемещается в общем с запада на восток, холодный — с востока
на запад.
Как видим, вращение Земли в условиях однородной земной по-
верхности расчленило атмосферу на различные части, заметно от-
личающиеся друг от друга по температурному режиму и режиму
влажности. В самом деле, в случае вращающейся Земли и одно-
родности ее поверхности атмосфера в нижних слоях как бы рас-
палась на две части: на теплую, состоящую из воздуха тропиче-
ских широт, и холодную, состоящую из воздуха полярных широт.
Внутри этих отдельных частей изменение температуры воздуха и
других метеорологических элементов по горизонтали не столь зна-
чительно по сравнению с тем, которое наблюдается при переходе
из одной части в другую. Такие отдельные части атмосферы назы-
ваются воздушными массами.
В рассматриваемом упрощенном случае образуются две воздуш-
ные массы: масса тропического и масса полярного воздуха.
Эти воздушные массы встречаются друг с другом под широтой
55—60°. Между ними образуется некоторая промежуточная про-
странственная зона, разделяющая их. Внутри этой зоны отме-
чается весьма резкое изменение величин метеорологических эле-
ментов. Такие промежуточные зоны, разделяющие воздушные массы,
называются поверхностями раздела или фронтальными поверхно-
стями.
В нашем случае фронтальная поверхность отделяет массы тро-
пического воздуха от полярного. Она называется полярным фрон-
том.
Вдоль этой фронтальной поверхности встречающиеся массы тро-
пического и полярного воздуха поднимаются вверх и оттекают
в обратном направлении, как это показано стрелками на рис. 52.
Следовательно, на однородной вращающейся Земле общая цир-
куляция атмосферы была бы представлена тремя отдельными зам-
кнутыми циркуляционными кольцами.
3. Циркуляция атмосферы на неоднородной вращающейся
Земле
Рассмотрим сначала влияние неоднородности земной поверхности
на температурный режим нижних слоев атмосферы. Для этого не-
обходимо сравнить средние месячные температуры различных мест.
Величина средней месячной температуры воздуха рассчитывается
как средняя величина температуры воздуха из многолетних наблю-
дений за данный месяц в данном пункте.
Наглядное представление о географическом распределении темпе-
ратуры воздуха дают карты изотерм. Если температуры воздуха
на отдельных станциях за какой-либо месяц нанести на обычную
географическую карту и затем точки с одинаковыми температурами
соединить плавными линиями — изотермами, то такая карта будет
построена. Таким образом можно получить изотермы средних ме-
сячных температур для всего земного шара. Обычно изотермы
средних месячных температур воздуха проводятся через 5°.
Для того чтобы составить общее представление об особенностях
температурного режима различных районов, нет необходимости
строить и сравнивать изотермы за все месяцы года. Для этого
вполне достаточно сравнения изотерм наиболее холодного месяца
6 Метеорология 81
северного полушария — января и наиболее теплого — июля
(рис. 53 и 54).
Сравнивая карту изотерм января и июля, легко заметить, что
в условиях неоднородности земной поверхности температура воз-
духа в общем понижается в направлении от экватора к полюсам.
Но вследствие неравномерного распределения поверхности суши
и водной поверхности понижение температуры над континентами
и океанами различное.
В январе температура воздуха над континентами значительно
ниже температуры воздуха над океанами. Отдельные районы кон-
тинентов оказываются настолько охлажденными, что над ними тем-
пература воздуха опускается весьма низко. Так, например, над
Якутией, в Верхоянске, отмечается формирование полюса холода со
средними месячными температурами января несколько ниже —45°.
В июле также существуют различия между температурами воз-
духа континентальных и океанических районов. Но эти различия
менее значительны, чем в январе. Все же в июле температура воз-
духа над континентами несколько выше температуры воздуха над
океанами.
В общем, как видно из карт изотерм января и июля, наибольшее
различие в температурах воздуха над океаническими и континен-
тальными районами отмечается в умеренных и северных широтах.
Особенности географического распределения температуры воз-
духа в значительной степени влияют и на географическое распре-
деление давления воздуха. Для того чтобы составить представле-
ние о характере распределения давления по земной поверхности,
рассмотрим карты изобар июля и января (рис. 55 и 56).
Сравнивая карты изобар июля и января, легко установить осо-
бенности распределения давления между экватором и широтой 30°
северного полушария.
Вдоль экватора довольно отчетливо тянется полоса понижен-
ного давления, примерно 1 010—1 015 мб, лишь в отдельных рай-
онах прерываемая областями сравнительно высокого давления.
От этой полосы пониженного давления, по обе стороны от эква-
тора, давление постепенно растет. На широте около 30° как в се-
верном, так и в южном полушарии отмечается образование вытя-
нутых в широтном направлении областей высокого давления. Эти
области повышенного давления как бы поясом охватывают земной
шар, располагаясь вдоль широты 30° обоих полушарий. Такой пояс
повышенного давления не сплошной: в некоторых районах он пре-
рывается областями пониженного давления, например на юге Азии
летом- Наличие таких разрывов в субтропическом поясе высокого
давления нарушает в этих районах пассатную циркуляцию, но все
же она является преобладающей для всей этой зоны.
Циркуляция умеренных широт более сложна. Севернее широты
30° давление распределяется крайне неравномерно. В умеренных
широтах существуют обширнейшие области повышенного давления,
преимущественно располагающиеся над более холодными поверх-
ностями земли. Имеются также не менее обширные области пони-
женного давления, распространенные над более теплыми районами
земной поверхности.
82
081 OSl 09 О 09 OSl
Рас. 53. '. Январские изотермы.
6*
Рис. 55. Изобары июля.
Рис. 54. Июльские изотермы
08Г 0Я1 09 0 09 0£I
Рис. 5fi. Изобары января.
Условия неравномерного распределения давления в этих широ-
тах, а также крайняя неоднородность земной поверхности приво-
дят к еще большему расчленению атмосферы на отдельные воз-
душные массы.
Исследованиями установлено, что воздух, сформированный в уме-
ренных широтах, по своим метеорологическим характеристикам
значительно отличается от масс тропического воздуха и от шапки
холодного воздуха, распространенного над полюсом. Поэтому,
в отличие от воздуха умеренных широт, названного условно поляр-
ным воздухом, воздух, сформированный в околополярных районах,
называется арктическим воздухом.
Как видим, в реальных условиях циркуляции атмосферы на вра-
щающейся неоднородной Земле атмосфера расчленена на массы
тропического, полярного и арктического воздуха. Внутри каждой
из этих масс различают также массы морского и континентального
воздуха. Размеры воздушных масс весьма значительны. По гори-
зонтали воздушные массы простираются на сотни и тысячи кило-
метров, а по вертикали — от нескольких сотен метров до границы
тропосферы.
Таким образом, по строению тропосферу необходимо предста-
влять как бы состоящей из отдельных частей — воздушных масс,
значительно отличающихся друг от друга по своим физическим
свойствам. Конечно, эти воздушные массы не отделены друг от
друга непроницаемыми перегородками. Таких перегородок в атмо-
сфере не существует. Но все же при переходе из одной массы
в другую легко заметить существование промежуточной зоны,
в которой значения метеорологических элементов сильно отли-
чаются от их значений в соседних массах. Такие промежуточные
зоны, разделяющие воздушные массы, условно называются фрон-
тальными поверхностями.
Различают полярный фронт, разграничивающий массы тропиче-
ского воздуха от массы полярного воздуха, и арктический фронт,
разделяющий полярный воздух от арктического.
Циркуляция в умеренных и северных широтах крайне осложняется
явлениями, возникающими на полярном и арктическом фронтах.
Дело в том, что положения полярного и арктического фронтов
не остаются постоянными. Часто возникают условия, благоприят-
ствующие распространению на север -масс тропического воздуха,
и наоборот — на юг масс полярного воздуха. Это приводит к про-
гибам полярного фронта: в первом случае —на север, а во вто-
ром—на юг. Такие деформации полярного фронта приводят к обра-
зованию больших, быстро перемещающихся атмосферных вихрей —
Циклонов, разделенных областями повышенного давления — анти-
циклонами.
Циклоны возникают также и на арктическом фронте.
В дальнейшем подробно ознакомимся с процессами возникнове-
ния и развития таких атмосферных возмущений. Сейчас же рас-
смотрим упрощенную схему образования циклонов.
Пусть пунктирная линия на рис. 57 означает линию полярного
Фронта в случае прорыва теплых- масс тропического воздуха к се-
87
Вначале взаимное перемещение теплых (двойная стрелка) и хо-
лодных масс (жирная стрелка) будет таким, как показано на
рис. 57, а. Последующее движение этих масс, стремящихся откло-
ниться вправо под влиянием вращения Земли, изображено на
рис. 57, б. Это приводит к некоторому разрежению воздушной
среды между обоими течениями и к образованию области понижен-
ного давления.
Рис. 57. Образование циклона.
Как только возникнет область пониженного давления, сейчас же
направление движения становится типичным для области циклона —
против часовой стрелки (рис. 57, в).
Антициклоны обычно возникают в условиях, благоприятствую-
щих значительному скоплению воздушных масс.
Возникновение, развитие и затухание атмосферных вихрей со-
ставляет сущность циркуляции атмосферы в умеренных и север-
ных широтах.
Рис. 58. Схема общей циркуляции атмосферы.
Таким образом, схема общей циркуляции атмосферы в северном
полушарии может быть представлена в виде, приведенном на
рис. 58.
В пределах круга изображена горизонтальная схема общей цир-
куляции, которая после изложенного нами не требует особых пояс-
нений. В слое тропосферы изображена вертикальная схема цирку-
ляции. На рисунке показаны циркуляционные кольца, а также связь
между отдельными кольцами общей циркуляции.
ГЛАВА V
ВОДА В АТМОСФЕРЕ
1. Испарение
Содержание водяного пара в атмосфере зависит в основном от
процессов испарения.
Испарение с открытых водных пространств океанов и морей, по-
крывающих три четверти всей земной поверхности, является глав-
нейшим фактором, определяющим содержание водяного пара
в атмосфере. Существенную, но все же второстепенную роль играет
также испарение с открытой поверхности озер и рек, с поверхности
влажной почвы и растительного покрова.
Количество воды, испаряющейся в единицу времени с единицы
поверхности, в зависимости от условий погоды оказывается раз-
личным. Установлено, что быстрота испарения зависит от темпе-
ратуры воздуха, скорости ветра и влажности воздуха. Испарение
увеличивается при повышении температуры воздуха, усилении ско-
рости ветра и уменьшении влажности воздуха.
Ввиду этого в суточном ходе испарения минимум испарения при-
ходится на ночные часы, а максимум — на время 13—14 часов.
При испарении влаги с поверхностей земли водяной пар пере-
носится с испаряющей поверхности в приземные слои воздуха.
В более высокие слои атмосферы водяной пар распространяется
в основном благодаря тепловой и динамической конвекции. При
тепловой и динамической конвекции днем наблюдается интенсивное
перемешивание нижних, более теплых и влажных, слоев с верх-
ними, менее влажными и более холодными, слоями. В процессе та-
кого перемешивания водяной пар переносится из нижних в верхние
слои тропосферы.
На распределение водяного пара в атмосфере по высоте сильно
влияет температура воздуха. В самом деле, с понижением темпе-
ратуры воздуха количество насыщающего пара уменьшается, а так
как в тропосфере температура воздуха падает с высотой, то коли-
чество водяного пара в атмосфере, естественно, уменьшается
с подъемом на высоту.
Водяной пар переносится из одного географического района
в другой воздушными течениями. Благодаря воздушным течениям
значительные запасы влаги из океанических районов переносятся
в глубь континентов.
89
2. Конденсация водяного пара
Если по тем или иным причинам температура воздуха понижается,
то содержание в воздухе водяного пара приближается к состоянию
насыщения. При понижении температуры ниже точки росы водяной
пар конденсируется, причем наблюдается ряд явлений, связанных
с процессом конденсации.
При температуре выше 0° в результате конденсации водяного
пара образуются капли воды, при температуре ниже 0° — твердые
отложения в виде ледяных кристаллов. Образовавшиеся при темпе-
ратуре выше 0° капли воды не всегда переходят в твердое состоя-
ние при последующем понижении температуры ниже 0°. Наблю-
дения показывают, что капли воды могут находиться в переохла-
жденном состоянии при сравнительно низких температурах. Так,
известны случаи, когда капли воды оставались в жидком состоянии
при температурах ниже —20°. Такие переохлажденные капли воды
обладают весьма важным свойством: при сотрясении или ударе о
поверхность какого-либо тела они из жидкого состояния тотчас же
переходят в твердое, образуя корку льда на поверхности этого
тела.
Конденсация водяного пара наблюдается также в том случае,
когда при неизменяющейся температуре воздуха увеличивается
содержание водяного пара до состояния насыщения.
Рассмотрим явление конденсации водяного пара в различных
условиях.
3. Конденсация водяного пара у поверхности земли
Если температура излучающей поверхности понижается ниже
точки росы, то возникают явления, связанные с процессом конден-
сации водяного пара на излучающей поверхности.
Роса. Часто в ночное время, преимущественно летом, на поверх-
ности травы, на листьях низкорослых кустарников, на железных
крышах зданий и на других излучающих поверхностях наблюдается
образование мелких капель воды. Это явление получило название
росы. Роса наблюдается при температурах излучающей поверхности
выше 0е.
Наиболее благоприятные условия образования росы следующие:
сильное излучение, влажный воздух, безоблачное небо и слабый
ветер. Наиболее обильной роса бывает на поверхности раститель-
ного покрова в теплых районах.
Иней. При температуре ниже 0° преимущественно на горизон-
тальных поверхностях и острых краях тел образуются ледяные
кристаллы — твердая роса. Явление инея часто можно наблюдать
на травяном покрове в ясные весенние и осенние ночи или в ран-
ние утренние часы этого времени года.
Жидкий налет. Если после сравнительно долгого периода
умеренно холодной погоды начинает дуть теплый и влажный ве-
тер, то можно наблюдать образование обильного водяного налета
на стенах, камнях и гладких стволах деревьев
Твердый налет. После периода сильных морозов, быстро
сменяющихся теплой и влажной погодой, с наветренной стороны
60
вертикальных поверхностей наблюдается образование белого полу-
прозрачного ледяного налета.
Изморозь. Если при сильном морозе в воздухе носятся ледя-
ные кристаллы, то на таких предметах, как ветки деревьев, теле-
графные провода, антенна самолета, можно наблюдать осаждение
белого рыхлого льда.
Перечисленные формы конденсации водяного пара на поверх-
ности земли не представляют угрожающей опасности для авиации.
Гололед. Более опасно для авиации — это образование на
предметах гладкого прозрачного ледяного слоя. Такой слой обра-
зуется на обнаженной поверхности земли, стенах домов, деревьях,
телеграфных проводах, столбах и других предметах тогда, когда
значительные холода сменяются теплой погодой или оттепелью.
Явление гололеда возникает также в том случае, когда на сильно
охлажденную землю выпадают капли дождя, смерзающиеся на по-
верхности земли в сплошную корку льда. Особенно опасно образо-
вание гололеда при выпадении переохлажденных капель дождя.
Условия, при которых образуется гололед, приводят к обледене-
нию самолетов, очень опасному при выполнении полета.
4. Туманы
Для конденсации водяного пара в воздухе одного условия —
достижения упругости водяного пара до состояния насыщения —
оказывается недостаточным. Наблюдениями установлено, что, по-
мимо этого, необходимо, чтобы в воздухе существовали мельчай-
шие частицы, на поверхности которых мог бы конденсироваться
водяной пар. Такие частицы называются ядрами конденсации. Наи-
более активными ядрами конденсации являются частицы различных
гигроскопических веществ, особенно частицы морской соли. Они
заносятся в атмосферу восходящими потоками вследствие разбрыз-
гивания морских волн во время сильного волнения, шторма и при-
боя. Ядрами конденсации являются также электрически заряжен-
ные пылинки органического и неорганического происхождения.
В нижних слоях атмосферы, вблизи поверхности земли, всегда
находится достаточное количество ядер конденсации. Поэтому,
когда относительная влажность воздуха бывает близкой к 100%,
обычно в этих слоях можно наблюдать конденсацию водяного
пара. В результате конденсации в воздухе появляются мельчайшие
капельки воды, значительно ухудшающие видимость. Если горизон-
тальная видимость становится меньше 1 км, то такую конденсацию
водяного пара вблизи поверхности земли называют туманом. Когда
же горизонтальная видимость при конденсации водяного пара
в нижних слоях атмосферы бывает больше 1 км, явление называют
дымкой.
Условия возникновения тумана весьма различны; поэтому ту-
маны различают по их происхождению. В настоящее время не
существует общепринятой классификации туманов. Обычно разли-
чают туманы, образующиеся внутри воздушных масс, и туманы,
связанные с фронтами.
Первые, внутриклассовые, туманы разделяют на два основных
типа:
1) радиационные туманы — возникают при сильном охлаждении
почвы и прилегающих слоев воздуха вследствие излучения;
2) адвективные туманы — развиваются при охлаждении влажного
воздуха, перемещающегося над более холодной подстилающей по-
верхностью.
Радиационные туманы. Среди радиационных туманов
различают поземный и высокий туман.
Поземный туман возникает в приземном слое воздуха, и распро-
странение его по вертикали обычно ограничено 30—50 м, в редких
случаях 100—200 м. По горизонтали поземный туман распре-
деляется отдельными пятнами различной величины и густоты.
Этот вид тумана чаще встречается в понижениях рельефа, над
более влажными поверхностями и вблизи промышленных цен-
тров.
Поземный туман образуется преимущественно в ясные и спокой-
ные ночи, особенно часто осенью. Возникновению поземного тумана
сопутствует явление приземной инверсии.
Высокий туман образуется при интенсивном выхолаживании зем-
ной поверхности и значительной толщи нижних слоев атмосферы
в результате излучения. Этот тип тумана наблюдается в холодное
время года и сопровождается значительной инверсией, которая
может быть на высоте от 200 до 2 000 м. Образование тумана
обычно начинается с верхней границы инверсии, после чего туман
распространяется вниз до земной поверхности. Иногда туман не
достигает земли, образуя слой густого однообразного облачного
покрова.
Адвективные туманы. К адвективным туманам отно-
сятся все случаи тумана, возникающего в нижних слоях переме-
щающихся воздушных масс. Наиболее устойчивы адвективные
туманы, развивающиеся при перемещении теплого воздуха над бо-
лее холодной поверхностью земли. К таким устойчивым адвектив-
ным туманам относятся следующие:
1. Туман континентального воздуха — типичное летнее явление.
Он возникает там, где теплые массы континентального воздуха
переходят на холодную поверхность моря. Высота его распростра-
нения — 300—500 .и, в отдельных случаях — 700—800 м. При мор-
ском бризе этот туман, возникающий над морем, может быть за-
несен на побережье.
Туман этого типа часто наблюдается у берегов Калифорнии и
Скандинавии.
2. Морской туман. Образуется в открытом море. Он возникает
при переносе масс воздуха с теплой поверхности моря на холод-
ную. Необходимое условие возникновения морского тумана — это
резкий температурный контраст на поверхности моря.
Наиболее благоприятное время возникновения морского тумана —
поздняя весна и раннее лето. В это время года морской туман
весьма часто наблюдается в районах севернее Исландии, в напра-
влении на Шпицберген и Гренландию. В летнее время такого рода
туманы можно наблюдать в Арктике. Там они возникают от охла-
92
ждения воздуха над пловучими льдами. Высота распространения
аумана в этом случае обычно не превышает 200 м.
3. Туман тропического воздуха — типичное явление в массах
тропического воздуха, перемещающихся в более северные широты,
в холодное время года. Название «туман тропического воздуха»
достаточно условно, так как туман этого типа может наблюдаться
при переносе любой массы в более северные широты. При пере-
мещении на север теплая масса воздуха проходит над все более
и более холодной поверхностью земли, и ее нижние слои охлажда-
ются, что приводит к образованию такого тумана.
Туман тропического воздуха значительно распространяется в вы-
соту, переходя в своей верхней части в сплошной облачный по-
кров. Высота распространения тумана и облачной массы достигает
1 500—2 000 м.
4. Приморские туманы. Возникают они при перемещении мор-
ского полярного воздуха с теплого моря на холодную поверхность
суши. Образование приморских туманов возможно лишь в холодное
время года, когда поверхность суши значительно холоднее поверх-
ности моря.
Приморские туманы часто наблюдаются в западных районах
Европейской части СССР и в Европе.
Говоря об адвективных туманах, необходимо указать отдельные
типы малоустойчивых, быстро разрушающихся туманов, возникаю-
щих при переносе холодного воздуха над теплой водной поверх-
ностью. В этом случае туман образуется вследствие того, что при
испарении с теплой водной поверхности частицы водяного пара,
попадая в холодную среду, сейчас же конденсируются, образуя
так называемый «курящийся» туман. К этим туманам относятся:
а) испарения арктических морей;
б) утренние осенние испарения с водоемов.
Испарения с арктических морей и утренние осенние испарения
с поверхности озер и рек могут развиваться в густой и устойчивый
туман лишь в том случае, если температура воздуха достаточно
низка и*в приземном слое имеется значительная инверсия. Туманы
испарения с поверхности озер и рек могут быть достаточно интен-
сивными в условиях высокого прибрежного рельефа.
Помимо внутримассовых туманов существуют туманы, возникаю-
щие во фронтальной зоне и называемые фронтальными туманами.
Происхождение фронтальных туманов зависит от нескольких при-
чин. Так, фронтальный туман может образоваться в связи с выпа-
дением дождя. В результате испарения с поверхности капель
Дождя воздух в зоне фронта насыщается водяным паром.
В зоне фронта наблюдается перемешивание двух воздушных
масс, имеющих различные температуры, Если эти массы воздуха
имеют влажность, близкую к насыщающей, то при их смешении
температура более теплой массы понижается, в результате чего
конденсируется водяной пар и образуется туман.
Фронтальные туманы располагаются широкой полосой, достигаю-
щей иногда 200—400 км и вытянутой вдоль фронта на 1 000 км
и более. По вертикали фронтальный туман обычно переходит в си-
стему фронтальных облаков.
93
Характерист
Н а и м а н о Поземный (Гп)
Физический процесс образо- вания тумана 1. Ночное охлаждение земной поверхности; охлаждение приземных слоев воздуха; конден- сация водяного пара в приземном слое. 2. Длительное охлаждение (в течение несколь- ких суток) земной поверхности в холодные сезоны, охлаждение приземных слоев воздуха; конденсация водяного пара в приземном слое.
Синоптическое положение и признаки Области с медленным движением (застойным состоянием) воздушных масс; центральная часть и гребень антициклона, барическая седло- вина, барическое болото. В зените над наблюдателем сквозь туман просвечивает ясное небо. Штиль или слабый ветер, не свыше 3—4 м/сек. Погода с тихими ясными ночами. Резко выраженный суточный ход Гп; образование тумана вечером или ночью; усиление к утру и рассеяние либо резкое ослабление к полудню.
Характер распределения по вертикали и горизонтали Вертикальная мощность тумана не превы- шает 200 м\ густота тумана с высотой быстро убывает. Наихудшая видимость у земли; вер- тикальная видимость удовлетворительна. Туман распределяется отдельными пятнами различной величины и густоты, сосредоточен- ными преимущественно в низменных местах или вблизи промышленных центров.
94 ... - *
Таблица 3
ика туманов
Фронтальный (Гф)
1. Исключительно интенсивное ночное охла-
ждение земной поверхности; охлаждение зна-
чительного слоя воздуха; конденсация водя-
ного пара в этом слое (Г8 р) •
2. Длительное охлаждение (в течение несколь-
ких суток) земной поверхности в холодные
сезоны; охлаждение значительного слоя возду-
ха; конденсация водяного пара (Гвр).
3. Вторжение теплой воздушной массы, при-
шедшей из более теплых районов; охлаждение
нижних слоев ее от соприкосновения с холод-
ной подстилающей поверхностью; конденсация
влаги в нижних слоях и перенос влаги вверх
на значительную толщу воздуха (ГЕЯ).
Антициклон, особенно западная его часть,
теплый сектор и ложный теплый сектор цикло-
на; облачность с размытым барическим релье-
фом.
Пасмурное небо в зените над наблюдателем.
Возможны любые скорости ветра: от штиля
(Тв р) до свежего ветра скоростью 10 м/сек и бо-
лееГ».«)- Значительная устойчивость тумана,
иногда в течение нескольких суток. Слабо вы-
раженный суточный ход; образование Гв в
любое время суток; некоторое усиление к
утру, некоторое ослабление к полудню.
Вертикальная мощность тумана от 200 до
2 ООО м. В верхней своей части зона Тв иногда
Переходит в многослойную облачность с про-
светами между горизонтальными слоями. Гу-
тота Тв с высотой увеличивается; вертикаль-
ная видимость земли теряется полностью на
малой высоте.
Сплошная зона Тв занимает обычно значи-
тельный район, переходя местами в зону низ-
кой облачности.
1. Выпадение фронтальных
осадков; увеличение влажно-
сти в приземных слоях воз-
духа. Конденсация водяного
пара в зоне осадков.
2. Падение давления перед
фронтом и связанное с этим
охлаждение воздуха; конден-
сация водяного пара,
Теплый фронт, холодный
фронт и фронт окклюзии.
Пасмурное небо в зените
над наблюдателем: ясное небо
не просвечивает.
Преимущественно умерен-
ные либо свежие ветры. Не-
настная погода. Кратковремен-
ность Гф; образование в любое
время суток и обычно быстрое
рассеяние через несколько ча-
сов.
В верхней части зона
сливается с системой фрон-
тальных облаков, отчего вер-
тикальная мощность зоны Гф
может достигать 5000—7000 л/.
Густота Гф увеличивается с вы-
сотой до перехода во фрон-
тальную облачность. Верти-
кальная видимость теряется
полностью на малой высоте.
Зона Гф представляет полосу,
вытянутую вдоль фронта и пе-
ремещающуюся вместе с ним.
Ширина зоны—до 200—400 «л;
длина—порядка длины фронта.
95
С точки зрения аэронавигации все случаи внутримассовых тума-
нов могут быть подразделены на поземный и высокий туман.
К поземному туману ( Тп) относятся туманы, распространяющиеся
по вертикали не выше 200 м и по горизонтали — в виде пятен.
К этому типу тумана относятся собственно поземный туман и туман
испарения.
К высоким туманам относятся высокий радиационный туман
(Тъ ) и все остальные случаи адвективного тумана (7'в а).
В таблице 3 приведена сравнительная характеристика поземного,
высокого и фронтального туманов.
5. Облака и осадки
Общие условия образования облаков
и осадков
Если конденсация водяного пара происходит в слоях атмосферы,
расположенных на некотором расстоянии от поверхности земли, то
данное явление называется облаком.
Процессы, приводящие к образованию облака, весьма различны.
Поэтому весьма различны и формы облаков, отличающиеся друг
от друга по внешнему виду, высоте расположения в атмосфере
и по своей физической структуре.
Основной причиной образования всех форм облаков является
понижение температуры воздуха, приводящее к конденсации водя-
ного пара на том или ином уровне в тропосфере.
Воздух, как известно, может охлаждаться от различных причин.
Для образования облаков наибольшее значение имеет понижение
температуры воздуха при его подъеме на более высокие уровни.
Образование некоторых форм облаков может быть вызвано также
охлаждением воздуха вследствие излучения им энергии к земной
поверхности, к окружающим слоям атмосферы и в мировое про-
странство. Наконец, образование облаков в нижних слоях тропо-
сферы возможно вследствие охлаждения воздуха при соприкоснове-
нии его с охлажденной земной поверхностью (охлаждение воздуха
благодаря теплопроводности и турбулентному перемешиванию).
При понижении температуры воздуха ниже точки росы, как и
в случае образования тумана, водяной пар осаждается на ядрах
конденсации в виде мелких капелек воды.
Наблюдениями установлено, что при понижении температуры воз-
духа в верхних слоях тропосферы водяной пар часто из газообраз-
ного состояния непосредственно переходит в твердое состояние,
давая начало образованию ледяных кристаллов. Явление перехода
водяного пара непосредственно в твердое состояние называется
сублимацией.
Сублимация водяного пара происходит на мельчайших частицах
механических примесей воздуха, получивших название ядер субли-
мации.
Возникшие в процессе сублимации водяного пара ледяные кри-
сталлы, имеющие обычно форму шестиугольных пластинок или иго-
лочек, в дальнейшем образуют снежинки.
96
Снежинки представляют собой результат дальнейшего роста пер-
вичного ледяного кристалла, развивающегося преимущественно
в направлении своих острых краев. Формы снежинок весьма много-
образны. Некоторые формы снежинок изображены на рис. 59.
Таким образом, в процессе конденсации и сублимации водяного
пара в атмосфере возникают мелкие капли воды, ледяные кри-
сталлы и снежинки. Масса облака представляет собой не что иное
как скопление таких мелких капель воды или кристаллов льда,
сильно понижающих видимость. Капли воды и кристаллы льда,
обычно называемые элементами облака, весьма малы. Диаметр ка-
пель составляет около 0,1 мм. Несмотря на многочисленность ка-
пель, образующих массу облака, ввиду их весьма малых размеров
Рис. 59. Снежинки.
они содержат небольшое количество воды. Так, в 1 л/3 облачной
массы в нижних слоях тропосферы содержится всего лишь не-
сколько граммов воды.
Число элементов облака в единице объема уменьшается с высо-
той. Поэтому облака, развитые в верхних слоях тропосферы, со-
держат меньшее количество сконденсированной влаги и более про-
зрачны, чем облака нижних слоев тропосферы.
Элементы облака тяжелее воздуха. Вследствие этого капельки
воды и ледяные кристаллы, составляющие облако, всегда стремятся
опуститься вниз. Но скорость падения их крайне незначительна:
примерно несколько миллиметров в секунду. Поэтому даже неболь-
П1ие восходящие течения в атмосфере удерживают облака в воз-
духе. При отсутствии восходящих течений облако, медленно опус-
каясь. разрушается. Разрушение облака при опускании особенно
заметно в вечерние часы теплого времени года, когда облако, по-
падая в слои с более высокой температурой, быстро испаряется
н исчезает.
7 Метеорологи»
Если состав облака однороден, т. е. если облако состоит из
одних ледяных кристаллов или жидких капель воды одинакового
диаметра, то из такого облака не выпадает совсем или выпадает
небольшое количество осадков. Это объясняется тем, что внутри
такого облака не происходит процесса, приводящего к росту эле-
ментов облака, в результате чего они выпадают в виде осадков.
Если же облако состоит из смеси капель различной величины
или же из смеси кристаллов льда и капель, то такое облако харак-
теризуется неустойчивым состоянием. Это проявляется в быстром
росте одних элементов облака за счет других. Такое укрупнение
элементов облака особенно значительно, если облако состоит из
смеси кристаллов льда и жидких капель. Благодаря тому, что
упругость насыщающего пара над поверхностью льда меньше, чем
упругость насыщающего пара над водной поверхностью, вблизи
кристалла льда в облачной массе создается перенасыщение. Это
приводит к интенсивной конденсации водяного пара на поверхности
кристалла и к испарению жидких капель. Таким образом происхо-
дит увеличение кристаллов льда до размеров, при которых они пре-
одолевают восходящие течения в атмосфере и начинают выпадать
в нижние слои облачной массы.
Слияние капель происходит и в том случае, если состояние облач-
ной массы будет турбулентным. Вследствие турбулентности жидкие
капли будут сливаться при столкновениях.
Наблюдениями установлено, что капли диаметром 5 мм падают
со скоростью 8 м/сек-, капли диаметром 1 мм имеют скорость паде-
ния не более 4,5 м/сек. Таким образом, при слабых восходящих
течениях всегда будут выпадать осадки малых размеров, при силь-
ных восходящих течениях — крупнокапельные дожди или даже
’рад- о
Увеличение капель при слиянии возможно лишь до известного
предела. Так, установлено, что капли размером более 7 мм при
падении разбрызгиваются на мелкие капли вследствие сопротивле-
ния воздуха.
Классификация облаков
Несмотря на значительное разнообразие и крайнюю изменчивость
форм облаков, оказалось возможным формы облаков свести к не-
скольким типам и тем самым установить их классификацию. Новей-
шая классификация облаков, установленная в 1930 г. Международ-
ной комиссией по изучению облаков, разделяет все облачные формы
на четыре семейства, в совокупности охватывающих десять различ-
ных родов. В каждом семействе роды группируются по следующим
трем формам внешнего вида, который могут иметь облака:
1. Кучевообразные облака, состоящие из отдельных облачных
масс, развивающихся преимущественно в вертикальном направления
и растекающихся по горизонтали лишь во время распадения.
2. Волнистые облака, в основном распространяющиеся по гори-
зонтали, но разделенные на волокна, пластины или барашки, че-
шуйки или хлопья. ,
3. Слоистообразные облака, представляющиеся в виде сплошного
равномерного облачного покрова.
98
Ниже приводится таблица классификации облаков. В этой та-
блице дается также примерная высота расположения облаков того
или иного семейства. Приведенные пределы высоты расположения
облаков действительны лишь для умеренного пояса и даны над
поверхностью земли, а не над уровнем моря.
Таблица 4
Классификация облаков по семействам и родам
Первое семейство: высокие облака (облака верхнего яруса).
Обычно наблюдаются в слое от 6000 м и выше (до границы тропосферы).
Фопма b I 1 2 *'й род: пеР,1Стые (Circus)...............Ci
ор I 2-й род: перистокучевые (Cinocumulus)..........Сс
Форма с 3-й род: перистослоистые (Cirrostratus)...Cs
Второе семейство: средние облака (облака среднего яруса).
Распространены на различных высотах в слое 2 000 до 6000
Форма 6 } 4 * *'й род: выс0к0КУчевь1е (Altocumulus) ....... Ас
Форма с 5-й род: высокослоистые (Altostratus)..............As
Третье семейство: нижние облака (облака ннжнего яруса).
Встречаются на различных высотах в слое от поверхности земли до 2 000 м.
Форма & 6-й род: слоистокучевые (Stratocumulus).........Sc
Фопма с 7"й род: СЛ0ИСтые (Stratus)......................St
' 8-й род: слоистодождевые (Nimbostratus).........Ns
Четвертое семейство: облака вертикального развития.
Встречаются на различных высотах в слое от 500 м до уровня церистых
облаков.
Фопма а I 9'Й род: кУчевые (Cumulus).......................Си
к ( 10-й род: кучеводождевые (Cumulonimbus)........Cb
1. Перистые (Ci). Отдельные нежные облака волокнистого
строения, без настоящих теней, обычно белого цвета, часто с шел-
ковистым блеском.
Перистые облака состоят из ледяных кристаллов. Если они про-
ходят перед солнцем, то почти не ослабляют солнечного сияния.
Утром и вечерам перистые облака часто окрашиваются в яркий
оранжевый или красный цвет. Они освещаются солнцем значительно
раньше других облаков и потухают позже (рис. 60).
2. Перистокучевые (Сс). Волокнистый слой или гряды,
состоящие из мелких белых хлопьев или очень мелких шариков; без
теней, расположены группами или рядами, иногда же они имеют
вид складок или ряби на песке (рис. 61).
3- Перистослоистые (Cs). Имеют вид тонкой беловатой
пелены (вуали), которая не размывает очертаний солнечного или
лунного диска, но вызывает образование радужных кругов (гало)
вокруг этих светил (рис. 62).
4. Высококучевые (Ас). Слой или гряды, состоящие из
пластин или крупных галек, причем самые мелкие элементы доста-
7* 0S
Рис. 62. Перистослоистые.
Рис. 63. Высококучевые.
к
Рис. 64. Высокослоистые.
Рис. 65. Слоистокучевые.
Рис. 66. Кучевые.
Рис. 67. Кучеводождевые.
Таблица 5
Труп- па Структура облака Виды осадков Форма облаков
(о) кучево- образные (в) волнистые (с) слоисто- образные
I Ледяные кри- сталлы Ледяные иглы Сс кучево- образные Сс с гало Cs тумано- образные
II Ледяные кри- сталлы и тонкие снежинки Снежная пыль О когте- видные Сс без от- четливого гало Cs ните- видные
III Тонкие снежинки и капли тумана Снегопад крупа СЬ (зимние) As вместе с Ас Типичные As
IV Очень маленькие капли (0,05 мм) Туман Си Ас—Sc—St —
V Малые капли (0,05—0,5 мм) Морось Си Ac—Sc—St —
VI Капли дождя (0,5-5 Мм) Дождь СЬ (летние) — Ns
Выше были описаны общие условия образования облаков, их
международная классификация, физико-генетическая классификация
Бержерона, а также типичные детали внешнего вида отдельных
форм облаков так, как они представляются наблюдателю, находя-
щемуся на земле.
Рассмотрим теперь условия образования различных форм обла-
ков.
Образование кучевообразных облаков
Образование кучевообразных облаков, типичными представите-
лями которых являются Си и СЬ, тесно связано с неустойчивым
состоянием атмосферы, благоприятствующим развитию восходящих
течений.
Наиболее существенным фактором, обусловливающим возникно-
вение восходящих течений, является неравномерное прогревание
земной поверхности. Восходящие течения проявляются главным
образом в теплое время года над континентами. Днем в теплое
время года нижние слои атмосферы прогреваются неодинаково над
различными участками земной поверхности. Так, над лесом, озе-
рами и реками они нагреваются меньше, чем над ровной поверх-
ностью суши и тем более над холмами. Благодаря этому над бо-
лее нагретыми участками земли (холмы, равнины) возникают вос-
ходящие течения, а над менее нагретыми участками (лес, река) —
нисходящие течения.
Восходящие течения осуществляют перенос на более высокие
Уровни ненасыщенных масс воздуха. Поднимаясь, массы воздуха
адиабатически охлаждаются и постепенно приближаются к состоя-
нию насыщения. На некотором уровне температура внутри подни-
мающейся массы воздуха упадет до точки росы, и содержание
в массе воздуха водяного пара будет соответствовать состоянию
Насыщения. На этом уровне — уровне конденсации — и будет рас-
№
положено основание облака, возникшего в процессе конвекции
(рис. 68).
В этом случае облака возникают над наиболее нагретыми участ-
ками земной поверхности и затем переносятся ветром в том или
ином направлении. Состояние неустойчивости атмосферы приводит
к заметному развитию этих облачных масс по вертикали, и облака
принимают типичную кучевообразную форму.
Если несколько выше уровня конденсации расположен значи-
тельный задерживающий слой, то развитие кучевых облаков по
Рис. 69. Вид облаков Си сверху.
вертикали бывает ограничено этим слоем. Кучевые облака при по
лете над ними обычно представляются в виде довольно редко рас-
положенных рядов (рис. 69).
Если задерживающий слой или слой пониженной влажности рас-
положен достаточно высоко над уровнем конденсации и, следо’
вательно, Си имеют значительную вертикальную мощность, они
могут представляться в виде слоя облаков с тесно сжатыми
вершинами.
Если в процессе своего развития кучевое облако не выходит
из зоны положительных температур, то конденсирующийся водя-
ной пар образует мелкие капли сравнительно одинаковых размеров.
Такое облако бывает однородным и, следовательно, устойчивым.
Поэтому кучевое облако, как правило, не дает осадков.
Часто влажнонеустойчивое состояние атмосферы бывает резко вы-
ражено до значительных высот. В этом случае Си может сильно
развиться по вертикали, и его верхние части расположатся в зоне
отрицательных температур. При этом верхние части кучевого облака
будут состоять из ледяных кристаллов и снежинок, а в средней
части при отрицательных температурах могут оставаться капли пере-
охлажденной воды. В случае такого мощного вертикального раз-
вития облако Си перерастает в СЬ, неоднородное по своей физи
ческой структуре и потому неустойчивое.
Облако СЬ возникает во всех случаях мощных восходящих те-
чений, которые развиваются не только при тепловой конвекции, но
бывают наиболее интенсивны при вытеснении теплой массы клином
холодного воздуха в случае холодного фронта.
Остановимся несколько подробнее на строении СЬ.
Как уже указывалось, СЬ по .вертикали распространяется до
значительной высоты. Очень часто основание этого облака бывает
расположено на высоте не более 1 000—1 500 м, а вершина облака
может достигать высоты 6—8 км и более. Температура внутри
такого облака крайне различна. У основания облака температура
может быть около 15°—25-°, в средней части —10°—15°, а в верх-
ней части ниже —25°.
Такое облако состоит из капель различных размеров, ледяных
кристаллов и снежинок. Вследствие этого «погода» в различных
частях облака весьма различна. В верхней части облака — сплош-
ная снежная метель, в средней части — осадки в виде снега, крупы
и града, а в нижних частях — дождь и град. Выпадающий из СЬ
дождь, а иногда и град, характеризуется большими размерами ка-
пель и значительным весом градин.
В СЬ восходящие течения часто достигают 8 м}сек, а иногда и
15 м1свК: При таких значительных скоростях восходящих течений
на землю выпадают лишь такие капли дождя или градин, скорость
падения которых больше скорости восходящих токов. Диаметр
капли при этом часто превосходит 5 мм, а вес градин иногда
Достигает от 0,5 до 4 кг.
На рис. 70 изображена схема строения кучевообразного облака,
типичного для случая образования СЬ на холодном фронте. Напра-
вление перемещения СЬ показано стрелкой.
Из рисунка видна последовательность смены погоды при прохо-
ждении СЬ, образованного на холодном фронте.
Часто задолго до появления СЬ над районом наблюдения по-
является редкий слой Ас, распространенных впереди СЬ на рас-
стоянии 100—150 км. Впереди СЬ идет «шагер» плотных перисто-
слоистых облаков — наковальня грозового облака Перед самым
103
прохождением СЬ вегер у земли стихает почги до полного за-
тишья. Когда надвигаются СЬ, резко падает освещенность. Не-
сколько впереди, на расстоянии 1—2 км от мрачного основания СЬ,
быстро движется вал низких облаков с вихревой структурой. При
прохождении этих облаков ветер усиливается до бури и изменяется
направление ветра. Вслед за этим начинается ливень, часто сопро-
вождаемый грозой.
Распределение вертикальных течений в СЬ показано на рис. 70
стрелками.
Как уже указывалось, несколько впереди основания СЬ движется
вихревой вал облаков. Этот вал является мощным вихрем с гори-
Чмеренный Сильный линия
дождь дождь шквала
Рис. 70. Схема строения СЬ.
зонтальной осью вращения. Высота его расположения довольно
мала и обычно не превышает 500—600 м, а иногда опускается до
50 м.
Как видно мз рис. 70, вихрь вращается относительно горизон-
тальной оси против движения часовой стрелки. Поэтому впереди
этого вихря наблюдается восходящий поток, а в тыловой части —
нисходящий поток. После прохождения вихревого вала налетает
шквал холодного воздуха в направлении от облака. В зоне шквала
развиты нисходящие течения, усиливаемые потоками ливня. Эта
зона исключительно опасна для полета. Вообще же вся масса куче-
водождевого облака представляет опасность для любого воздуш-
ного судна.
Смерч. Довольно часто условия развития Си и СЬ приводят
к образованию смерча. Возникновение и физическая сущность
смерча состоят в следующем.
Если Си или СЬ сопровождается описанным выше вихрем с гори-
зонтальной осью вращения, то при определенных условиях концу
такого вихря могут загнуться и опуститься вниз к земной поверх-
ности. Опущенные вниз концы вихря будут уже иметь вертикаль-
ную ось вращения. Поперечное сечение вихря по мере приближения
к земле постепенно суживается, вследствие чего скорость враща-
тельного движения увеличивается.
На рис. 71 изображен смерч, связанный с СЬ. Смерч имеет вид
облачной воронки, опускающейся из низкой и темной тучи. Раз-
меры смерча невелики: высота
до 1 000 м, диаметр — около
100 м. Смерч перемещается
вместе с облаком, ив кото-
рого он образовался, и про-
ходит путь не более 1—IOk.w
со скоростью 20—30 км/час.
Встреча со смерчем исклю-
чительно опасна, так как
скорость вращательного дви-
жения внутри смерча (в об-
лачной воронке) достигает
40—50 м/сек, а иногда до-
ходит до 100 м/сек. Разру-
шительная сила смерча весь-
ма велика. Он вырывает с
корнем деревья, срывает
црыши с домов и иногда
разрушает каменные зда-
ния, разбрасывая их части
на громадное расстояние.
Но такие ураганные ско-
рости вращательного дви-
жения наблюдаются лишь
внутри смерча. Уже на не-
большом расстоянии от
смерча ветры слабые.
Внутри смерча под влия-
нием огромной скорости вра-
щения развиваются значи-
тельные центробежные силы,
его — от нескольких сотен метров
Рис. 71. Смерч.
что приводит к сильному понижению давления внутри смерча.
Это, в свою очередь, вызывает адиабатическое понижение тем-
пературы воздуха, вследствие чего конденсируется водяной пар
внутри смерча. Поэтому вихревой столб и имеет вид облачной
воронки.
Понижение давления внутри смерча столь значительно, что в мо-
мент прохождения его над водной поверхностью вода сплошным
столбом поднимается внутрь смерча иа высоту до 6 м.
Гроза. Развитие СЬ часто приводит к возникновению грозы.
Гроза есть явление электрических разрядов в атмосфере, сопрово-
ждаемых молнией и громом.
На земной поверхности и в атмосфере имеются электрические
Заряды, которые создают в атмосфере электрические силы. Следо-
105
вательно, атмосфера представляет собой электрическое поле. Оче-
видно, в каждой точке атмосферного электрического поля суще-
ствует определенный электрический потенциал. Измерениями
атмосферного электрического поля установлено, что в случае ров-
ной земной поверхности точки, расположенные на одной высоте
от земной поверхности, имеют одинаковый потенциал. Если через
все такие точки, имеющие одинаковый потенциал, провести непре-
рывную поверхность, то получится изопотенциальная поверхность.
Рис. 72. Расположение изопотенциальяых поверхностей.
Таким образом, можно провести ряд изопотенциальных поверх-
ностей. В случае ровной земной поверхности они располагаются
параллельно и, будучи построены для всего земного шара, пред-
ставятся концентрическими поверхностями. Но наличие зданий, не-
ровностей земной поверхности и воздушных кораблей в атмосфере
вызывает деформацию изопотенциальных поверхностей. В этом
случае они сближаются друг с другом, огибая эти неровности
(рис. 72).
Деформация изопотенциальных поверхностей наблюдается лишь
для таких поверхностей, которые расположены вблизи искажаю-
щего объекта. По мере поднятия над земной поверхностью дефор
мация их постепенно уменьшается, и на больших высотах они
становятся горизонтальными.
Различные изопотенциальные поверхности имеют различный по-
тенциал; поэтому между ними существует вертикальный градиент
потенциала.
Вертикальный градиент потенциала измеряется падением потен-
циала на 1 м разности высот и выражается в вольтах. Величина
вертикального градиента потенциала определяет напряжение элек-
1оа
трического поля. Так, например, если величина потенциала на рас-
стоянии 2 м по вертикали, т. е. по перпендикуляру к изопотен-
циальным поверхностям, изменяется на 240 в, то напряжение поля
равно 120 в]м по направлению в сторону убывания потенциала.
Характер расположения изопотенциальных поверхностей дает
представление о напряжении в отдельных участках атмосферного
электрического поля. Там, где изопотенциальные поверхности сбли-
жены, напряжение больше; там, где они удалены друг от друга,
напряжение меньше.
Наблюдения показывают, что в нижних слоях атмосферы умерен-
ных широт напряжение обычно составляет 100—300 в 1м, на вы-
соте 1 000 м — примерно 25 в/м, а па высоте 3, 6 и 9 км — соот-
ветственно 15, 6 и 4 в 1м. Такие сравнительно малые величины
напряжения электрического поля вследствие плохой проводимости
атмосферы не могут приводить к видимым разрядам. Но иногда
Рис. 73. Схема образования грозы по Симпсону.
в атмосфере напряжение электрического поля возрастает до очень
больших значений, достигая 3000000 e/л и более. При таких напря-
жениях обычно наблюдаются мощные разряды — молнии, сопрово-
ждаемые громом, т. е. явление грозы.
Происхождение грозы тесно связано с развитием СЬ и может
быть по Симпсону объяснено следующим образом.
Наблюдения над зарядом капли воды установили, что заряд капли
представляется двойным электрическим слоем: внешняя часть капли
обычно бывает заряжена отрицательно, а внутренняя — положи-
тельно. Если капля дождя достигает значительных размеров, то она
в мощном потоке восходящих течений облака СЬ разбивается на
более мелкие капли. При таком расщеплении мелкие капли оказы-
ваются заряженными отрицательно, а основное ядро капли — поло-
жительно. Мелкие, отрицательно заряженные капли уносятся
в верхние части СЬ (Д), а более крупные, положительно заряжен-
ные капли сосредоточиваются в правой нижней части облака (В),
в зоне сильных восходящих течений (рис. 73). Благодаря такому
сосредоточению зарядов отрицательного электричества в верхней
части облака и положительного электричества в нижней части
облака напряжение электрического поля между этими уровнями или
107
землей может возрасти до 3 000 000 в/м. Это и приводит к электри-
ческому разряду в виде молнии между верхней и нижней частями
грозового облака или между облаком и землей. Следовательно,
молния является гигантской электрической искрой длиной порядка
2—3 км, а иногда достигающей 10 км.
При выпадении осадков из передней части облака они действи-
тельно оказываются заряженными положительным электричеством,
а из тыловой части облака — отрицательным.
Образование волнистых облаков
В противоположность кучевым облакам, преимущественно разви-
вающимся в высоту, волнистые облака отличаются сравнительно
небольшой толщиной, но распространяются всегда над большой
площадью.
Из облаков этой группы наиболее важны с точки зрения авиации
слоистые и слоистокучевые облака.
Слоистые облака, имея толщину лишь в несколько сотен метров,
тянутся в виде однообразной серой массы на очень большое рас-
стояние, во много раз превосходящее видимый горизонт. Высота
расположения слоистых облаков — от поверхности земли до 1 000 м.
Если St опускаются до земли, то они представляются в виде вы-
сокого тумана.
Слоистые облака образуются во всех случаях охлаждения ниж-
них слоев атмосферы, содержащих достаточное количество водя-
ного пара. Благоприятным фактором для образования St является
существование инверсии в нижних слоях атмосферы и процессов,
способствующих накоплению влаги под слоем инверсии. В этом
случае слоистые облака образуются непосредственно под инвер-
сионным слоем в виде сплошного облачного покрова. Непосред-
ственной же причиной возникновения St при этом может быть:
1) охлаждение воздуха под слоем инверсии вследствие излу-
чения к холодной поверхности земли и в верхние слои атмосферы;
2) заметное увеличение содержания влаги под инверсией в ре-
зультате турбулентного переноса влаги от поверхности земли;
3) увеличение содержания влаги под инверсией вследствие пере-
носа водяного пара из верхних, более теплых и влажных масс воз-
духа в нижние, более сухие и холодные.
Все перечисленные условия возникновения слоистых облаков
характеризуют сравнительно спокойное состояние воздуха в слое
развития St. Признаком спокойного состояния воздуха в слое St
служит равномерность нижней поверхности облачного слоя. Вслед-
ствие несколько большей скорости ветра над инверсией верхняя
поверхность облака никогда не бывает столь ровной, как нижняя.
Внешний вид ее напоминает волны, как бы застывшие в своих
неправильных очертаниях.
Иногда в полете над слоем St. на их верхней границе, по осо-
бенностям структуры облаков летчик может заметить следы кон-
фигурации находящейся под облаками земной поверхности. Осо-
бенно отчетливо отображается конфигурация рек и пересеченного
рельефа местности,
108
Образование слоистокучевых облаков зависит от тех же про-
цессов, что и образование слоистых облаков. Слоистокучевые
облака можно рассматривать как переходную форму от слоистых
к кучевым облакам. Они возникают тогда, когда ровная поверх-
ность слоистого облака покрывается отдельными волнообразными
неровностями. Эти неровности развиваются чаше всего под влия-
нием волновых колебаний в инверсионном слое. В этом случае
можно наблюдать уплотнение облака в зоне восходящего потока
и ослабление облака в зоне нисходящего потока.
При полете над слоем Sc эти облака будут иметь вилообразный
вид (рис. 74).
Рис. 74. Слоистокучевые облака при виде сверху.
В слое развития слоистокучевых облаков состояние воздушной
среды более неспокойно, чем в слое St. В слое Sc часто наблю-
даются неправильные и сильные порывы ветра, что создает значив
тельную болтанку самолета.
Образование слоистообразных облаков
Из группы слоистообразных облаков наибольшее значение в прак-
тике летной работы имеют слоистодождевые Ns и высокослоистые
облака Аз. Чаще всего образование Ns и As связано с процессом
натекания теплой воздушной массы на холодную в случае явления
теплого фронта. Спокойный подъем теплого воздуха по клину хо-
лодного воздуха приводит к адиабатическому охлаждению подни-
мающихся масс воздуха и к образованию над клином холодного
в°здуха системы слоистодождевых и высокослоистых облаков.
109
IW
Схема процессов конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере
Схема образования таких облаков показана на рис. 75. Как видно
из рисунка, в этом случае возникает весьма мощная облачная си-
стема Ns—As, распространяющаяся по вертикали до значительных
высот и имеющая толщину облачного покрова по линии АВ по-
рядка 4—6 км. По горизонтали такая система облаков распростра-
няется на сотни и даже тысячи километров. Ширина зоны облаков
Ns и As —• 400 — 600 км.
Из систем облаков Ns — As выпадают обложные осадки, наблю-
дающиеся одновременно на обширной территории. Обложные
осадки из Ns—As бывают обычно значительными тогда, когда
верхние части этой облачной системы достигают уровня ледяных
кристаллов.
Схема процессов конденсации и сублимации водяного пара, объ-
единяющая все рассмотренные условия конденсации водяного пара
на поверхности земли и на различных уровнях тропосферы, при-
ведена на стр. ПО.
ГЛАВА VI
ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ
1. Определение воздушной массы
В главе об общей циркуляции атмосферы было указано, что
атмосфера расчленяется на отдельные области, называемые воз-
душными массами.
Под воздушной массой понимается большой объем воздуха, про-
стирающийся по горизонтали иногда на несколько тысяч километ-
ров, а по вертикали часто достигающий верхних границ тропо-
сферы. Особенности воздушной массы следующие:
1) очень медленное изменение ее свойств в горизонтальной плос-
кости;
2) почти совершенно одинаковое во всех частях воздушной
массу изменение ее свойств по вертикали.
Отдельные воздушные массы, обладающие различными свой-
ствами, граничат друг с другом. На некоторых участках граница
между воздушными массами резко выражена. Эти места называ-
ются фронтами. В промежутках между фронтами переход от одной
воздушной массы к другой происходит постепенно.
На рис. 76 изображена схема синоптической карты с нанесен-
ными на ней данными наблюдений. Как видно из карты, темпера-
тура на метеостанциях, расположенных на карте слева, гораздо
ниже, чем температура на станциях справа. Вверху карты, слева
направо, температура сначала медленно повышается от 4-1°, -4-2°
до +4°, -f-5°, затем резким скачком поднимается до 4-13°,
4-14° и потом снова медленно повышается до 4-15°, 4-16°. В том
месте, где температура поднялась скачком, расположена граница
между двумя различными воздушными массами — более холодной
с температурой от 4-1° до 4-5° и более теплой с температурой
от 4-13° до 4-16°. Граница эта обозначена пунктирной линией,
которая изображает линию фронта.
Хотя в обеих воздушных массах нет полной однородности (тем-
пература внутри массы изменяется, хотя и медленно), но изменение
на фронте столь резко, что граница между массами находится без
затруднений. Внизу карты граница между воздушными массами
размывается, и переход температуры от одной массы к другой
происходит постепенно, без резкого скачка.
112
Различие между Двумя воздушными массами выражается не
только в разности температур. Другие метеорологические элементы
резко изменяются при переходе через линию фронта. Налево от
фронта наблюдаются западные и северо-западные ветры, облач-
ность кучевообразных форм (класса а), осадки шквалистого типа
наряду со значительными разрывами в облачном покрове, хорошая
видимость — до 20—50 км (ухудшение видимости на некоторых
станциях связано лишь с выпадением осадков).
Рис. 76. Схема карты с примером двух воздушных масс.
Направо от фронта условия совершенно иные: ветер имеет на-
правление от юго-юго-запада до юго-востока, облачность типичных
волнистых форм (класса Ь) с туманами, моросящими дождями и
полным отсутствием разрывов, видимость сильно ухудшена — до
0,2—0,5 км. Внизу карты переход от одной воздушной массы к дру-
гой характеризуется постепенным изменением всех метеорологиче-
ских элементов.
Таким образом, различные воздушные массы отличаются друг от
ДРуга всеми физическими свойствами — и направлением движения
(ветер) и условиями погоды.
Образование устойчивой воздушной массы
Если воздух движется из теплых районов в холодные, то нижние
^Лои воздуха при переходе на более холодную подстилающую
Оверхность охлаждаются от соприкосновения с ней Охлажденные
Метеорология ИЗ
нижние слои воздуха перемешиваются, благодаря турбулентности,
с более высокими слоями, вследствие чего температура этих верх-
них слоев понижается. Так как воздух все время переходит на
более холодную подстилающую поверхность и нижние слои охла-
ждаются непрерывно, то охлаждение верхних слоев запаздывает.
Температура воздуха обычно падает с высотой (вертикальный тем-
пературный градиент положительный). В данном случае падение
температуры будет замедляться (т. е. градиент будет уменьшаться)
и может даже смениться ростом температуры с высотой (инвер-
сией), если охлаждение нижнего слоя происходит особенно быстро.
Чем медленнее падает температура или чем быстрее она возра-
стает с высотой в случае инверсии, тем устойчивее воздушная
масса, тем меньше могут развиваться в ней вертикальные движения
и перемешивание воздуха.
Рис. 17. Образование устойчивой воздушной массы при адвекции теплого
воздуха (вертикальный разрез).
Инверсия
Воздушные массы на большом своем протяжении обычно дви-
жутся в одном направлении; поэтому изменения температуры часто
происходят одновременно на всей территории, занятой воздушной
массой.
Таким образом, при движении воздушной массы из теплого рай-
она в холодный нижние ее слои охлаждаются, вертикальный тем-
пературный градиент уменьшается, и в воздушной массе развива-
ются инверсии. Движение из теплого района в холодный увеличи-
вает устойчивость воздушной массы.
Предположим, что воздух движется с юга на север из района
А в район Б (рис. 77). В районе А земная поверхность имеет тем-
пературу 4-15°; в районе Б, вследствие его более северного поло
жения, температура земной поверхности 4-5°.
Допустим, что до начала движения вертикальный температурный
градиент (падение температуры на 100 м подъема) в обоих райо-
нах был одинаковым и равнялся 0°,5.
Полагая, что падение температуры с высотой равно 0°,5 на100л<
и что приземный слой воздуха равен температуре земной поверх-
ности соответствующих районов, получим распределение темпера-
туры с высотой до начала движения массы, как показано сплош-
114
ними линиями! да рисунке для районов А и Б. На уровне 1 000 м
в районе А температура 4-10°, в районе Б температура 0а; на
уровне 2 000 м температура соответственно 4-5° и —5°.
Двигаясь из района А в район Б, нижние слои воздуха охлажда-
ются при переходе на более холодную поверхность, причем это
охлаждение наиболее сильно в приземном слое.
Предположим, что в момент прихода массы воздуха в район Б
температура его приземного слоя достигает 4-6°. Охлаждение воз-
духа, все более ослабевая, передается вверх. Допустим, что на
уровне 1 000 м температура понизится всего на 3°, а на высоте
2 000 м останется неизменной. Исходя из этих условий, получим
новое распределение температуры с высотой в воздушной массе,
что изображено на рис. 77 пунктирной линией. (Новые значения
температуры на различных уровнях в районе Б проставлены на ри-
сунке в скобках.)
Рассмотрим, какие (изменения произошли в воздушной массе
после ее перемещения из теплого района в более холодный.
Вертикальный температурный градиент в нижнем слое до уровня
1 000 м сделался отрицательным — температура в этом слое не по-
нижается, а повышается с высотой (на 1° на 1 000 м, или на 0°, I
на 100 л); здесь образовалась инверсия. В верхнем слое, от 1 000 до
2000 м, хотя и сохранилось падение температуры с высотой
(на 2° на 1 000 м), но величина этого падения сильно уменьши-
лась: вертикальный температурный градиент уменьшился с 0°,5 до
0°,2 на 100 м.
Что же произошло в районе Б при приходе в этот район воздуха
из района Л? На уровне 2 000 м температура повысилась на 10°,
на уровне 1 000 м повысилась на 7°, а в нижнем приземном слое
повысилась на 1°. Таким образом, приход воздушной массы из теп-
лого района вызывает потепление в холодном районе, которое
в верхних слоях выражается более резко, чем в нижних.
Устойчивую воздушную массу, образовавшуюся в результате
переноса воздуха из теплого района в холодный, часто называют
теплой воздушной массой, так как она приносит потепление в хо-
лодный район. Самый процесс переноса воздуха из теплого района
в холодный .называется адвекцией (переносом) теплого воздуха.
Необходимо помнить, что воздушная масса является «теплой»
только по отношению к более холодному воздуху, занимавшему до
ее прихода холодный район; действительная же температура
«теплой» воздушной массы может быть очень низкой.
Увеличение устойчивости воздушной массы может наблюдаться
также в случае охлаждения земной поверхности под покоящейся
воздушной массой. Предположим, что воздух остается неподвиж-
ным в районе А, но температура земной поверхности в этом районе
понижается с 4-15° до 4-5°. Охлаждение же воздуха распростра-
няется вверх так же, как и в предыдущем примере. Тогда получим
т° же распределение температуры с высотой, как и после пере-
мещения возду.хэдз района А в район Б (рис. 78). Следовательно,
охлаждение подстилающей поверхности под покоящейся воздуш-
ной массой также увеличивает устойчивость этой массы. Охлажде-
ние подстилающей поверхности происходит главным образом вслед-
8* 115
етвие теплового лучеиспускания. Поэтому весь процесс охлаждения
воздушной массы в результате охлаждения подстилающей поверх-
ности называется радиационным
(лучеиспускательным).
Подстилающая поверхность устой-
чивой воздушной массы всегда хо-
лоднее приземного слоя воздуха, и
охлаждение всегда распространяется
снизу вверх — это основной признак
устойчивой воздушной массы.
Образование неустойчи-
вой воздушной массы
Если воздух движется из холод-
ных районов в теплые, то нижние
слои воздуха при переходе на более
теплую подстилающую поверхность
Рис. 78. Образование устойчивой
воздушной массы при радиаци-
сннэм выхолаживании нижнего
слоя. нагреваются от соприкосновения
с ней. Перемешивание нижних слоев
воздуха с более высокими слоями способствует распространению
тепла вверх, но это нагревание по мере подъема все более осла-
бевает, величина падения температуры с высотой еще более уве-
личивается и вертикальный температурный градиент возрастает.
При движении воздушной массы из холодного района в теплый
нижние ее слои нагреваются, вертикальный температурный градиент
увеличивается и в отдельных слоях воздушная масса достигает
состояния неустойчивого равновесия, благоприятствующего раз-
витию вертикальных движений и конвекции. Движение из холод-
ного района в теплый увеличивает неустойчивость воздушной
массы.
Рис. 79. Образование неустойчивой воздушной массы при адвекции
холодного воздуха.
Приход воздушной массы из холодного района вызывает в теп-
лом. районе похолодание, которое наверху выражается более резко,
чем вш-у. Неустойчивую воздушную массу, образовавшуюся в ре-
116
во всех его слоях
Нм
2000
151°
Рис. 80. Образование неустой-
чивой воздушной массы при
радиационном нагревании ниж-
него елся.
зультате переноса воздуха из холодного ранона в теплый, назы-
вают холодной воздушной массой. Процесс переноса воздуха из хо-
лодного района в теплый называется адвекцией холодного воздуха.
Примем распределение температуры с высотой в районах А и Б
таким же, как и выше, и предположим, что воздух движется из
района Б в район А (рис. 79), т. е. с севера на юг. При перемеще-
нии воздуха приземный слой его нагревается от соприкосновения
с теплой подстилающей поверхностью. Нагревание, постепенно
ослабевая с высотой, передается верхним слоям. Предположим,
что приземный слой нагревается на 9° (с -|-5о до +14°) и на
уровне 1 000 м воздух нагревается только на 3°, а на уровне
2 000 м сохраняет прежнюю температуру.
В результате перемещения воздуха из холодного района в теп-
лый вертикальный температурный градиент
увеличится. В нижнем слое, до 1 000 м,
температура уменьшится с высотой
с 14° до 3°, т. е. на 11° на 1 000 м,
или на 1°,1 на 100 м: вертикальный
температурный градиент стал больше
1° на 100 м. Следовательно, этот слой
находится в состоянии неустойчивого
равновесия. В слое от 1 000 до 2 000 м
падение температуры с высотой со-
ставляет 8°, или 0°,8 на 100 м. Гра-
диент здесь тоже увеличился, хотя
слой и не достиг состояния неустойчи-
вого равновесия.
Неустойчивость воздушной массы
увеличивается при нагревании земной
поверхности под покоящейся воздуш-
ной массой. Если в районе Б воздуш-
ная масса неподвижна и подстилаю-
щая поверхность под ней нагревается до -|-15°, то, при тех же усло-
виях турбулентного перемешивания, распределение температуры по
высоте получится таким же, как и в предыдущем примере (рис. 80).
Земная поверхность нагревается солнечными лучами; поэтому весь
процесс нагревания воздушной массы в .результате нагревания зем-
ной поверхности называют радиационным нагреванием.
В неустойчивой воздушной массе подстилающая поверхность
всегда теплее приземного слоя воздуха и охлаждение распростра-
няется сверху вниз, — это основной признак неустойчивой воздуш-
ной массы.
Ю00+-
Физик о-г еографические условия образования
устойчивых и неустойчивых в оздушных ма с с
Свойства воздушной массы зависят от двух основных условий,
в которых эта масса находится:
г О особенности того пути, по которому воздушная масса дви-
?) времени года и суток.
117
Путь воздушной массы проходит через различные географиче-
ские области. В некоторых из этих областей воздушная масса
нагревается, в других — охлаждается, теряет и приобретает устой-
чивость и неустойчивость.
Как уже было указано, устойчивость или неустойчивость воздуш-
ной массы зависит от того, движется ли воздушная масса из рай-
она с теплой подстилающей поверхностью в район с холодной
подстилающей поверхностью или наоборот. Кроме того, чем больше
влаги содержит воздух, тем легче он достигает состояния неустой-
чивости. Поэтому важно знать, теряет или приобретает воздушная
масса влагу, проходя через географическую область.
Рассмотрим, в каких случаях отдельные участки земной поверх-
ности имеют различную температуру.
Чем севернее расположен участок земной поверхности, тем
меньше получает он солнечного тепла. Двигаясь с севера на юг,
воздушная масса попадает из холодного района в теплый и стано-
вится неустойчивой; двигаясь в обратном направлёнии, воздушная
масса приобретает устойчивость.
Поверхность моря и поверхность суши нагреваются и охлажда-
ются в различной степени. При одинаковом солнечном нагреве
водная поверхность будет холоднее поверхности суши; при одина-
ковых условиях охлаждения водная поверхность будет теплее
поверхности суши.
Двигаясь летом со слабо нагревающегося моря на перегретую
сушу, воздушная масса попадает из более холодного района
в более теплый и становится неустойчивой; двигаясь с суши на
море, -воздушная масса приобретает устойчивость. Двигаясь зимой
со слабо охлаждающегося моря на переохлажденную сушу, воз-
душная масса становится устойчивой; двигаясь с суши на море,
она становится неустойчивой.
Резкое изменение температуры подстилающей поверхности на-
блюдается на границе снегового покрова. Снеговой покров отра-
жает солнечные лучи, и подстилающая поверхность, покрытая
снегом, почти не нагревается ими. Открытая же почва поглощает
лучи и сильно нагревается. Двигаясь с открытой почвы на снего-
вой покров, воздушная масса становится устойчивее; двигаясь
в обратном направлении, она становится неустойчивее.
С поверхности моря испаряется большое количество влаги-
Суша испаряет гораздо меньше влаги, и воздушная масса над
сушей в основном теряет влагу в виде выпадающих осадков. По-
этому воздушная масса, двигаясь над морем, увеличивает свое
влагосодержание, а двигаясь над сушей, — либо уменьшает его,
либо остается неизменной.
Следовательно, свойства воздушной массы зависят от того, как
проходил путь ее движения — с юга на север или с севера на юг,
над сушей или над морем, на'д снеговым покровом или над откры-
той почвой.
Устойчивость или неустойчивость воздушной массы зависит не
только от направления ее движения, но и от охлаждения или на-
гревания земной поверхности под воздушной массой. Нагревание
земной поверхности увеличивает неустойчивость воздушной массы
//#
что особенно сильно сказывается в летние дни. Преобладание
летом дневного нагревания над ночным охлаждением способствует
постоянному увеличению неустойчивости. Поэтому летом чаще на-
блюдаются неустойчивые воздушные массы, чем устойчивые.
Зимой дневное нагревание земной поверхности настолько слабо,
что поверхность может иногда охлаждаться в течение круг-
пых суток. Поэтому зимой преобладают устойчивые воздушные
массы.
В летние дни над сушей свойства неустойчивой воздушной массы
проявляются особенно резко; ночью вследствие охлаждения под-
стилающей поверхности эти свойства часто остаются скрытыми.
В нижнем слое воздуха (до высоты нескольких сотен метров) летом
наблюдается хорошо выраженный суточный ход: днем этот слой
находится в состоянии неустойчивого равновесия, а ночью — в со-
стоянии устойчивого равновесия.
2. Формирование воздушных масс
Участвуя в общей циркуляции атмосферы, воздушные массы на-
ходятся в непрерывном движении. Воздух из районов Арктики
переносится в умеренный пояс, из умеренного пояса попадает
в субтропики или, наоборот, движется от субтропиков к Арктике,
переходя с океанов на материки и с материков на океаны. При
переходе воздушной массы из одной области в другую ее свойства
изменяются: она охлаждается или нагревается снизу, теряет или
приобретает устойчивость. Процесс изменения свойств воздушной
массы называется трансформацией (перерождением) воздушной
массы.
Что же происходит с воздушной массой, если она, придя в какой-
нибудь район, долгое время остается в пределах этого района?
Предположим, что воздушная масса, переместившись из района
Б в район А (см. рис. 79), остается продолжительное время в пре-
делах района А. Нагревание приземного слоя воздушной массы
от соприкосновения с подстилающей поверхностью постепенно
передается верхним слоям. Когда температура приземного слоя
сравняется с температурой земной поверхности, нагревание его пре-
кратится, а в более высоких слоях оно будет продолжаться до тех
пор, пока температура каждого слоя не достигнет некоторой вели-
чины, которую назовем температурой теплового равновесия данного
слоя.
Температура теплового равновесия будет характеризовать такое
состояние воздуха на данном уровне, когда количество тепла,
получаемое данным слоем воздуха от соседнего нижнего слоя,
станет равным количеству тепла, отдаваемому рассматриваемым
слоем воздуха соседнему верхнему слою.
Очевидно, что температура теплового равновесия на каждом
уровне воздушной массы зависит от температуры подстилающей
поверхности. Чем теплее земная поверхность, тем сильнее нагрева-
ние и тем выше температура теплового равновесия, которой до-
стигнет воздух на данном уровне.
119
Предположим, что на всех уровнях воздушной массы установи-
лась температура теплового равновесия и вертикальный темпера-
турный градиент оказался равным 0°,5. Тогда новое распоеделенис
температуры с высотой в воздушной массе, занимающей район А,
будет таким же, каким оно было в массе, ранее занимавшей
район А. Если теперь эта воздушная масса начнет двигаться
обратно в район Б, то все процессы будут такими же, как и в ра-
зобранном нами примере образования устойчивой воздушной массы.
В данном случае более холодная неустойчивая воздушная масса,
пришедшая из района Б в район А, трансформировалась (перероди-
лась) в теплую воздушную массу, и в районе А сформировалась
новая воздушная масса, которая в вице устойчивой теплой массы
пришла обратно в район Б.
Воздушные массы, переместившиеся из холодных районов в более
теплые в виде холодных неустойчивых масс, оставаясь продолжи-
тельное время в теплых районах, трансформируются, и в этих райо
нах формируются новые воздушные массы, которые уже в виде
теплых устойчивых воздушных масс возвращаются в холодные
районы. Воздушную массу, у которой температура на всех уровнях
достигла температуры теплового равновесия и которая больше не
охлаждается и не нагревается, можно считать окончательно сфор-
мировавшейся. Свойства такой воздушной массы целиком опре-
деляются особенностями района ее формирования.
В неустойчивой холодной воздушной массе условия благопри-
ятны для вертикальных движений и перемешивания отдельных
слоев между „собой. Это способствует быстрой передаче нагрева-
ния вверх, — неустойчивая воздушная масса быстро прогревается
и трансформируется. Поэтому процесс формирования теплой воз-
душной массы из холодной протекает быстро.
Иначе протекает процесс формирования холодной воздушной
массы из теплой. В устойчивой воздушной массе, движущейся из
теплого района в холодный, нижние слои холоднее и поэтому тя-
желее верхних; вертикальные движения и перемешивания воздуха
здесь развиваться не могут, и охлаждение очень медленно распро-
страняется вверх. Поэтому теплая устойчивая воздушная масса
охлаждается и трансформируется очень медленно, и процесс фор-
мирования из нее холодной воздушной массы протекает гораздо
медленнее, чем процесс формирования теплой воздушной массы из
холодной. Приходя в холодный район, теплая устойчивая воздуш-
ная масса оказывается гораздо теплее воздушных масс, занимающих
соседние холодные районы. Холодные, более тяжелые воздушные
массы стремятся вытеснить теплую, более легкую воздушную
массу на верхние уровни и самим расположиться под ней. Поэтому
устойчивая теплая воздушная масса не успевает еще достигнуть
состояния теплового равновесия в холодном районе, как окружаю-
щие соседние холодные массы вытесняют ее вверх. Дальнейшее
охлаждение и формирование холодной воздушной массы протекает
уже наверху, и за этим процессом можно следить только по аэро-
логическим наблюдениям.
Вследствие вытеснения теплых масс более холо1дными, в атмо-
сфере часто наблюдается напластование двух или нескольких воз-
душных масс. Самые холодные массы располагаются внизу у зем-
ной поверхности, а самые теплые — у верхних границ тропосферы.
Более подробно на этих процессах мы остановимся в главе о фрон-
тах.
Следующие условия благоприятствуют формированию воздуш-
ных масс.
Во-первых — медленное движение воздуха в районе формирова-
ния воздушной массы. Чем медленнее движется воздух, тем
дольше он остается в пределах одной однородной области и, сле-
довательно, успевает достигнуть состояния теплового равновесия
с подстилающей поверхностью. Во-вторых — быстрому формирова-
нию способствует безоблачное небо. Облака защищают земную
поверхность как от охлаждении, так и от нагревания. Поэтому
в теплых районах (например, в субтропиках) при отсутствии обла-
ков сильнее нагревается земная повеохность и быстрее трансформи-
руется холодный воздух в теплый. В Арктике, наоборот, при ясном
небе быстрее охлаждается земная поверхность, а следовательно, и
пришедшие теплые воздушные массы.
Как увидим дальше, оба эти условия — и медленное движение
воздуха и ясное небо — чаще всего наблюдаются в областях вы-
сокого давления — в антициклонах. Поэтому воздушные массы
формируются преимущественно в антициклонах.
3. Погода в воздушных массах
Погода в устойчивой и неустойчивой воздушных массах имеет
совершенно различный характер.
Почти все процессы конденсации водяного пара (см. схему на
стр. ПО) связаны с охлаждением воздуха. Охлаждение устойчивой
воздушной массы может происходить в форме двух процессов.
Во-первых, воздух охлаждается от соприкосновения с холодной
подстилающей поверхностью. Естественно, что охлаждение наи-
более сильно в самом нижнем, приземном слое. Поэтому в устой-
чивой воздушной массе конденсация водяного пара наблюдается
преимущественно в самых нижних слоях воздуха. Продукты этой
конденсации — низкие облака и туманы.
Во-вторых, процессы охлаждения воздуха « конденсации водя-
ного пара наблюдаются под слоями инверсий, которые типичны для
устойчивой воздушной массы. Все процессы конденсации, связан-
ные с инверсиями, приводят к образованию облаков класса b—
волнистых (St, Sc, Ас и т. д.). К этому же классу волнистых
облаков можно отнести и низкие облака, которые образуются в ре-
зультате охлаждения приземного слоя воздуха, так как этот про-
цесс обычно связан с образованием инверсии.
Все облака, возникающие в устойчивой воздушной массе, при-
надлежат к классу волнистых (класс Ь) и представляют устойчи-
вый сплошной слой облаков, почти однородный или разделенный
на волны, валы, плитки и т. п. Этот слой облаков располагается
обычно под слоем инверсии, обладает небольшой толщиной (не
более нескольких сотен метров) и часто закрывает сплошным по-
кровом, без разрывов и прояснений, обширные пространства.
Волнистые облака могут давать осадки только в фирме мелко-
капельной мороси (моросящего тумана) или тонких гухих снежинок.
Поэтому в устойчивой воздушной массе можно наблюдать только
слабую мелкокапельную морось или очень слабый снегопад в виде
тонких мелких снежинок. Ухудшение видимости при мороси иногда
бывает весьма значительным. Морось обычно выпадает из нижнего
слоя облаков, возникшего в результате охлаждения приземного
слоя воздушной массы.
Туманы в устойчивой воздушной массе могут быть любого типа.
Если устойчивость воздушной массы обусловлена радиационным
охлаждением земной поверхности под покоящимся или медленно
движущимся воздухом, то туманы в этой воздушной массе также
радиационного типа. Кратковременное и не очень сильное ночное
охлаждение земной поверхности приводит к образованию поземных
радиационных туманов. Сильное охлаждение зимой, действующее
в течение нескольких суток, вызывает образование высоких радиа-
ционных туманов.
Если устойчивость воздушной массы связана с адвекцией (пере-
носом) воздуха из теплого района в холодный, то образующиеся
при этом туманы принадлежат к адвективному типу.
Наконец, если оба процесса — адвекция воздуха из теплого
района в холодный и радиационное охлаждение земной поверхно-
сти — действуют совместно, усиливая друг друга, то образую-
щиеся туманы относятся к адвективно-радиационному типу.
Высокие радиационные, адвективные и адвективно-радиационные
туманы можно отнести к высоким туманам.
В устойчивых воздушных массах могут образоваться почти все
основные типы туманов, за исключением фронтальных.
Рассмотрим, как протекает процесс конденсации в неустойчивой
воздушной массе. В неустойчивой воздушной массе нижние слои
нагреваются от соприкосновения с более теплой подстилающей
поверхностью. Вследствие нагревания влажность приземных слоев
воздуха уменьшается, и никаких процессов конденсации в нижних
слоях неустойчивой воздушной массы не может быть. Поэтому
в неустойчивой воздушной массе туманов не бывает.
Охлаждение неустойчивой воздушной массы наблюдается только
при одном процессе — при конвекции, когда нижний перегретый
воздух отдельными объемами («пузырями») начинает всплывать
вверх, замещаясь опускающимся сверху более холодным воздухом.
При подъеме воздух охлаждается и достигает состояния насыще-
ния, что приводит к образованию облаков класса а—кучевообраз-
ных (Си, СЬ).
Все облака, возникающие в неустойчивой воздушной массе, при-
надлежат к классу кучевообразных (класс а) и представляют раз-
розненные облачные массы, сильно развитые по вертикали. Тол-
щина этих облаков часто достигает 5—6 км и более, но облачный
слой крайне неоднороден, имеет разрывы, прояснения и уплотне-
ния.
Из кучевообразных облаков могут выпадать осадки ливневого
типа. В неустойчивой воздушной массе наблюдается либо крупно-
капельный шквалистый (ливневый) дождь, иногда с градом и гро-
вой, либо внезапный шквалистый снегопад или крупа («снежные
заряды»). Ухудшение видимости в эонах шквалистых осадков
бывает значительное (особенно при снегопаде), но обычно кратко-
временное.
В неустойчивой воздушной массе туманы никогда не образуются.
Исключение представляют лишь испарения арктических морей, но
туманы этого типа имеют небольшое практическое значение. Верти-
кальные движения воздуха уносят из нижнего слоя неустойчивой
воздушной массы все мелкие твердые частицы — пыль, продукты
горения, которые могли бы создать помутнение воздуха. Поэтому
видимость в нижних слоях неустойчивой воздушной массы, при
отсутствии дождя или снегопада очень хорошая.
На схеме синоптической карты, приведенной на рис. 76, мы
установили наличие двух разнородных масс воздуха. Теперь можно
утверждать, что более холодная воздушная масса, занимающая
левую половину карты, является неустойчивой, а более теплая воз-
душная масса в правой половине — устойчивой. Действительно,
в левой половине метеорологические станции отмечают типичные
кучевообразные облака: кучеводождевые, сложные кучевые, куче-
вые, высококучевые башенкообразные. Облачность на большинстве
станций с большими прояснениями. Все осадки, наблюдающиеся
на некоторых из этих станций, принадлежат к шквалистому типу:
внезапный дождь, сильный внезапный дождь. Видимость в левой
половине карты очень хорошая (до 20—50 км) и ухудшается только
на тех станциях, на которых наблюдаются осадки.
Справа на рис. 76 мы видим типичную погоду устойчивой воз-
душной массы: сплошные слоистые и слоистокучевые облака
(типичные облака класса волнистых), морось, туманы, ухудшенная
видимость. Таким образом, по типу облачности, осадков и туманов
можно судить о хаоактере воздушной массы.
Как в устойчивой, так и в неустойчивой воздушной массе можно
наметить несколько типов погоды. Процессы, приводящие к кон-
денсации водяного пара, в каждой воздушной массе могут разви-
ваться более или менее интенсивно. В устойчивой воздушной
массе конденсацию усиливают те процессы, которые увеличивают
устойчивость воздушной массы. Наоборот, в неустойчивой воздуш-
ной массе усилению процессов конденсации способствует увеличе-
ние неустойчивости воздушной массы.
Устойчивость воздушных масс увеличивается ночью, неустойчи-
вость увеличивается днем. Поэтому з устойчивых воздушных мас-
сах облачность и туманы развиваются и усиливаются ночью, а
в неустойчивых воздушных массах облачность и осадки возникают
и усиливаются днем. В одной и той же воздушной массе ночью
может наблюдаться туман, а днем — гроза с градом.
Устойчивая воздушная масса может сильно охлаждаться от
юдстилающей поверхности, и тогда конденсация водяного пара
будет наблюдаться в мощном слое (см. таблицу 6, тип I). При сла-
бом охлаждении ночью от подстилающей поверхности конденса-
ция происходит лишь в приземном слое (тип II). Конденсация может
наблюдаться также под слоем инверсии, расположенном высоко над
землей (тип III). Наконец, в сухой воздушной массе конденсации
123
Типы ПОГОДЫ в однород
Характер Физический процесс, при- Условия, благоприятствую- Изменение
воздуш- Тип погоды водящий воздух к состоянию щие возникновению дан- температуры
ной массы насыщения ног о типа погоды с высотой
ушная масса Тип I. Влажная Насыщение водяного пара в мощном нижнем слое благодаря сильному охлаждению воздуха от подстилающей поверхности 1. Адвекция (перенос) воз- душной массы из теплого района в холодный: а) с моря на сушу — зимой; б) с суши на море — летом; в) с юга на север; г) с открытой почвы на снеговой покров. 2. Длительное зимнее ра- диационное (лучеиспу- скательное) выхолажи- вание земной поверх- ности (сотой — не более 0°,5 —• 0°,7 (повышение температуры змеиной температуры)
к п о m № се Тип II. Поземная Насыщение водяного пара в тонком приземном слое благодаря слабому и кратковременному охла- ждению воздуха от подсти- лающей поверхности Ночное радиационное охлаждение земной по- верхности мпературы с вы • слои ннверснн изотермин (нем
Устойчив Тип III. Инверсион- ная Насыщение водяного пара в слое или под слоем инверсии в результате: а) волнообразования на инверсии; б) смешения воздуха; в) радиационного охлаж- дения воздуха 1. Адвекция воздушной массы из теплого района в холодный (см. тип I). 2. Длительное зимнее ради- ационное выхолажива- ние земной поверхности. 3. Ночное радиационное охлаждение поверхности слоя инверсии Медленное падение ге на 100 м. Отдельные с высотой) или
Тип IV. Сухая Отсутствие слоев с на- сыщенным водяным паром Адвекция воздуха из очень сухого теплого или
св очень сухого холодного района
ая воздушная на с i Тип V. Слабо конвек- тивная Насыщение водяного пара в отдельных объемах воздуха, всплывающих в ре- зультате слабой конвекции выше уровня конденсации, но не достигающих уровня ледяных кристаллов 1. Адвекция воздушной массы из холодного рай- она в теплый: а) с суши на море — зимой; б) с моря на сушу — летом; в) с севера на юг; г) со снегового покрова на открытую почву. 2. Дневное нагревание зем- ной поверхности Быстрое падение температуры с высотой — более 0°,5 — 0°,7 на 100 л. Отсутствие слоев инверсии и изотермин
to а й* о ь U <и к Тип VI. Шквалистая Насыщение водяного пара в больших объемах воздуха, всплывающих в результате сильной кон- векции выше уровня ледя- ных кристаллов См. тип V
Таблица 6
)Х воздушных массах
Облачность Осадки Туманы и видимость Суточный ход обла- ков, туманов и осадков над сушей Верти- кальное движение воздуха
Сплошные низ- кие слоистые или слоистокучевые облака Иногда слабая морось Высокий туман. Уменьшенная види- мость, ухудшается с высотой 1 Усиливаются ночью, ослабевают днем Значительные^ вертикальные Подвое отсутствие или очень слабые вертикальные токи •
Ясно Осадков не бы- вает Поземный туман. Ухудшенная види- мость, улучшается с высотой Возникают ночью, рассеиваются днем
Сплошные слои- стокучевые или высококучевые об- лака Иногда зимой слабый „инверсион- ный" сухой снего- пад Дымка. Види- мость удовлетво- рительная Развиваются ночыо, уменьшают- ся днем
Ясно Осадков не бы- вает Дымка. Види- мость удовлетвори- тельиая Видимость хорошая Без изменений ночью и днем
Кучевые или сложнокучевые об- лака со значитель- ными просветами Осадков не бы- вает Видимость хоро- шая Развиваются или усиливаются днем, рассеиваются или ослабевают ночью
Кучеводождевые облака, сплошные или с просветом Ливневый круп- нокапельный дождь шквалистого типа, иногда с грозой и градом (летом). Крупа. Внезапный шквалистый снего- пад — „снежиые за- ряды" (зимой) Видимость хоро- шая, ухудшается в зонах осадков Развиваются или усиливаются днем, рассеиваются или ослабевают ночью Очень сильные верти- кальные токи
125
может совсем не быть; такой случай возможен как в устойчивой,,
так и в неустойчивой воздушной массе (тип IV).
В неустойчивой воздушной массе интенсивность конвекции, в ре-
зультате которой возникают облака и осадки, также может быть
различной. Если конвекция достигает только уровня конденсации,
но не достигает уровня ледяных кристаллов, то возникают кучевые
облака, не дающие осадков (тип V). При конвекции, достигающей
уровня ледяных кристаллов, образуются кучеводождевые облака и
выпадают шквалистые осадки (тип VI).
Особенности каждого типа погоды приведены в таблице 6.
Каждому летчику необходимо хорошо разбираться в этих типах.
4. Консервативные свойства воздушных масс
Все свойства воздушной массы при перемещении ее из одного
района в другой постепенно изменяются — воздушная масса транс-
формируется. Одни свойства воздушной массы изменяются быстро,
другие остаются долгое время почти постоянными и изменяются
очень медленно. Так, при перемещении воздушной массы из теплого
района в холодный или из холодного в теплый температура на раз-
личных ее уровнях изменяется неодинаково. Наиболее быстро из-
меняется температура приземного слоя — повышается при переходе
из холодного района в теплый и понижается при переходе из теп-
лого района в холодный. В более высоких слоях температура из-
меняется медленнее; можно сказать, что температура на верхних
уровнях воздушной массы более консервативна (малоизменчива),
чем температура приземного слоя этой воздушной массы, и более
долгое время сохраняет свою первоначальную величину.
Консервативными (малоизменчивыми) свойствами воздушной
массы называются такие свойства, которые наиболее медленно из-
меняются при переходе воздушной массы из одной географиче-
ской области в другую.
При своем движении воздушная масса все более удаляется от
того района, в котором она сформировалась и достигла тепло-
вого равновесия с земной поверхностью. В любой момент времени
консервативные свойства воздушной массы наиболее близки к тем
свойствам, которыми воздушная масса обладала в районе своего
формирования. По характеру консервативных свойств воздушной
массы .можно определить, в какой географической области она
сформировалась.
Рассмотрим, какие свойства воздушной массы наиболее кон-
сервативны.
Температура, как мы видели, наименее консервативна в нижних
слоях и наиболее консервативна в верхних слоях. Однако и
в верхних слоях температура может изменяться довольно значи-
тельно. В верхних слоях часто наблюдаются нисходящие движения,
которым в нижних слоях препятствует земная поверхность. Нисхо-
дящие движения, часто наблюдаемые в антициклонах, приводят
к повышению температуры на тех уровнях, где они возникают.
Кроме того, температура верхних слоев может повышаться
а случае конденсации водяного пара. Поэтому, хотя температура
126
верхних слоев более консервативна, чем температура приземного
слоя, но и она подвергается резким изменениям при нисходящих
движениях воздуха и при образовании облаков и осадков.
Количество водяного пара, которое содержит воздух, увеличи-
вается при испарении с поверхности моря или суши и уменьшается
п.ри конденсации, выделяясь из воздуха в виде капель воды.
Испарение — процесс длительный, и он не может резко изменить
влагосодержание воздушной массы. Конденсация, наоборот, часто
происходит очень быстро. Поэтому на изменении влагосодержания
воздушной массы наиболее сильно сказываются процессы конден-
сации; от этого зависит недостаточная консервативность влаго-
содержания (удельной влажности).
Таким образом, температура верхних слоев повышается или пони-
жается при вертикальных движениях воздуха и растет при конден-
сации водяного пара. Наоборот, влагосодержание .воздуха умень-
шается при конденсации. Величина, вычисленная по температуре,
влажности и высоте данного слоя и остающаяся неизменной при
вертикальных движениях воздуха и при конденсации водяного пара,
называется эквивалентно-потенциальной температурой данного слоя
воздуха и обозначается 6'. Поэтому конкретная величина эквива-
лентно-потенциальной температуры на каждом уровне наименее
изменчива и представляет наиболее консервативное свойство воз-
душной массы.
Тип погоды, который наблюдается внутри воздушной массы,
зависит от многих физических свойств данной воздушной массы
(см. таблицу 6) и меняется очень медленно. Тип погоды внутри
воздушной массы является одним из консервативных свойств воз-
душной массы. По перемещению областей с погодой данного типа
в другие районы можно судить о перемещении данной воздушной
массы.
5. Географическая классификация воздушных масс
Консервативные свойства воздушных масс, приходящих на тер-
риторию СССР или в какую-либо другую географическую часть
земного шара зависят от географического положения тех районов,
в которых они сформировались. Всегда можно ожидать, что воз-
душная масса, пришедшая на территорию СССР из Арктики, будет
холодной воздушной массой и принесет похолодание. Наоборот,
воздушная масса, сформировавшаяся в субтропиках, принесет на
территорию СССР потепление. Консервативные свойства этих воз-
душных масс (например, эквивалентно-потенциальная температура
на различных уровнях) будут близки к тем свойствам, которыми
воздушные массы обладали в месте своего формирования, т. е.
в субтропиках или в Арктике. Поэтому консервативные свойства
воздушной массы укажут, откуда пришла данная масса: из
Арктики, из субтропиков или из другой какой-либо области.
Географическая классификация воздушных масс основана на сле-
дующем принципе. Все воздушные массы, приходящие на данную
территорию, подразделяются по типам в зависимости от географи-
ческого положения того района, в котором они сформировались.
127
Географические типы воздушных масс и
Наименование и условное обозначение типа воздушной массы Район формирования для за- падной половины СССР Район формирования для восточной половины СССР
Тропиче- ский воздух Морской тропический воздух (мТВ) Атлантический океаи, в районе Азорских островов " '' Тихий океан, южнее 30—40° северной ши- роты
Континентальный тро- пический воздух (кТВ) Сахара, Аравия, Малая Азия, Средняя Азия, юг Европей- том ской части СССР Средняя Азия) Тибет J Китай Jтом
Поляр- ный воздух Морской полярный воздух (мПВ) Канада (зимой), северная часть Атлантического океана (летом) Тихий океан, севернее 30—40° северной ши- роты
Континентальный по- лярный воздух (кПВ) Западная Европа, СССР Весь материк Азии (зимой) Сибирь 1 ДВК 1 летом Якутия J ——
Арктиче- ский воздух Морской арктический воздух (мАВ) Ледяные поля в рай- оне Гренландии и Шпицбергена —
Континентальный арк- тический воздух (кАВ) Ледяные поля Кар- ского и Восточно- Сибирского морей, крайний север Сибири (зимой) Ледяные поля Чукот- ского и Восточно-Си- бирского морей, край- ний север Сибири (зимой)
128
Таблица 7
св
„йства на территории СССР
СЕОй<тва воздушной массы в районе ее формирования Свойства воздушной массы на территории СССР Тип погоды на территории СССР, согласно таблице 6 Зима | Лето
Сильно прогретая ус- тойчивая воздушная масса в антициклоне с ясной погодой. Обла- дает большим влагосо- держанием, но далека от насыщения Устойчивая, очень те- плая влажная воздуш- ная масса (зимой) Тип I — влаж- ная —
Перегретая в нижних слоях воздушная масса с ясной погодой в анти- циклоне. Неустойчи- вая, но обычно слиш- ком сухая, чтобы в ней образовались облака Очень теплая сухая воздушная масса с пе- регретым и поэтому неустойчивым нижним слоем (летом) — Тип IV —сухая, или тип V — сла- боконвективная
Устойчивая воздуш- ная масса. Близка к насыщению Зимой — устойчивая теплая влажная масса. Летом — неустойчивая холодная влажная масса Тип I — влаж- ная Тип VI — шква- листая, или тип V — слабоконве- ктивная
Зимой — устойчивая воздушная масса с пе- реохлажденным ниж- ним слоем. Близка к насыщению. Летом — неустойчивая воздуш- ная масса с перегретым нижним слоем. Далека от насыщения См. свойства в райо- не формирования Тип I — влаж- ная или тип И — поземная Тип V — слабо- конвективная, или тип VI — шквалистая
Устойчивая, но хо- лодная воздушная мас- са с переохлажденным нижним слоем. Близка к насыщению Неустойчивая холод- ная влажная воздуш- ная масса Тип VI — шква- листая Тип VI— шква- листая. В июле и августе во- обще не наблю- дается
Устойчивая, похолод- ай воздушная масса с (,,РеОхлажденным ниж- Сл°ем. Близка к насыщению Неустойчивая холод- ная сухая воздушная масса Тип IV —су- хая, или тип V I — шквалистая Тип VI — шква- листая. В июле и августе во- обще не наблю- дается
9
Метеорология
129
Район формирования воздушной массы, пришедшей в наш умерен-
ный пояс, может лежать в одном из следующих трех
географических поясов (см. стр. 87):
1) в субтропическом поясе; в этом случае воздушная масса
называется тропической;
2) в умеренном поясе; воздушная масса называется полярной 1;
3) в арктических широтах; воздушная масса называется
арктической.
Рис. 81. Карта географического размещения районов формирования
воздушных масс.
Свойства воздушной массы зависят не только от того, в каком
широтном поясе она сформировалась, но также и от того, на море
или на суше происходило это формирование. По этому признаку
воздушные массы подразделяются па морские и континентальные.
Таким образом, географическая классификация воздушных масс
подразделяет все воздушные массы на шесть типов по положению
того района, в котором они сформировались:
1) морской тропический воздух (мТВ);
2) континентальный тропический воздух (кТВ);
1 Неудачное название «полярный воздух» для воздуха, сформировавшего^
в умеренных широтах, перешло по традиции от того времени, когда в схем*"
циркуляции не выделяли арктического воздуха.
130
3) морской полярный воздух (м11В);
4) континентальный полярный воздух (кПВ);
5) & орской арктический воздух (мАВ);
6) континентальный арктический воздух (кАВ);
Свойства каждого из этих типов воздушных масс применительно
территории СССР указаны в таблице 7. Карта географического
положения районов их формирования приведена на рис. 81.
Каждую воздушную массу, отмеченную на синоптической карте,
тпебуется отнести к тому или иному географическому типу, чтобы
определить все ее свойства. Для этого можно использовать два
способа.
Во-первых, на каждой синоптической карте разграничиваются
области, занимаемые различными воздушными массами (способы
такого разграничения описа-
ны в главе VIII). Сравнивая
синоптическую карту за
один какой-либо срок (на-
пример, за 7 часов утра) с
картой за предыдущий срок
(например, за 1 час ночи),
можно отметить перемеще-
ние зоны, занимаемой воз-
душной массой, за прошед-
шие 6 часов. Дальнейшим
сравнением синоптических
карт (например, за 1 час и
за 19 часов предыдущего
дня) можно восстановить
весь путь, который продела-
ла воздушная масса от райо-
на своего формирования. Тем
самым определится геогра-
фическое положение района
формирования воздушной
массы и географический тип
этой массы.
Во-вторых, можно использовать некоторые консервативные свой-
ства воздушной массы, в особенности эквивалентно-потенциальную
температуру. Воздушные массы приходят в интересующий нас
район из района своего формирования различными путями, с раз-
личными скоростями, в различных условиях облачности и т. д.
Свойства воздушных масс изменяются в зависимости от этих
условий, но чем консервативнее данное свойство, тем оно будет
олее постоянным. Эквивалентно-потенциальная температура, как
наиболее консервативный признак воздушной массы, во всех слу-
тиЯХ пРихода в данный район воздушной массы определенного
па будет иметь приблизительно одну и ту же величину на
каждом данном уровне.
ту особенность эквивалентно-потенциальной температуры исполь-
уют следующим образом. Собирают все случаи, когда в данном
сте в данное время года (обычно в данный месяц) в интересую-
9Т 131
Рис. 82. Типовые гомологи 6' итетаграммя.
щем типе воздушной массы производилось аэрологическое зонди-
рование атмосферы. Для каждого из этих зондажей вычисляют
эквивалентно-потенциальную температуру на всех уровнях. Затем
для каждого уровня, например для 100 м, берут значения эквива-
лентно-потенциальных температур, полученные при обработке всех
зондажей, и выводят из них среднюю величину. Нанеся средние
величины эквивалентно-потенциальной температуры для всех уров-
ней на график (рис. 82), получают типовой гомолог эквивалентно-
потенциальной температуры данного типа воздушной массы для
данного месяца. На этот график можно нанести полученные тем же
путем типовые гомологи других типов воздушных масс.
Для того чтобы при помощи типовых гомологов определить,
к какому географическому типу принадлежит данная воздушная
масса, нужно:
1) произвести аэрологический зондаж в этой воздушной массе;
2) вычислить по данным зондажа эквивалентно-потенциальную
температуру на различных уровнях;
3) нанести полученные величины на график,' называемый
тетаграммой;
4) наложить на тетаграмму график типовых гомологов, вычерчен-
ный на прозрачной кальке.
Совмещение отдельных линий тетаграммы с гомологом какой-
либо воздушной массы будет указывать на наличие на данном
уровне воздушной массы этого типа.
Преимущество описанного способа заключается в том, что он
помогает обнаружить напластование нескольких воздушных масс,
как это показано на рис. 82.
ГЛАВА VII
ФРОНТЫ и циклоны
1. Определение фронта
Как уже было указано, различные воздушные массы граничат
друг с другом, причем на некоторых участках граница между воз-
душными массами бывает особенно резко выражена. Граница между
двумя расположенными рядом различными воздушными массами и
называется фронтом.
Из двух граничащих друг с другом воздушных масс одна всегда
бывает более теплой, другая — более холодной. Теплый воздух
легче холодного, и эти две воздушные массы можно сравнить
с двумя жидкостями, обла-
дающими различными плот-
ностями. Если две такие
жидкости поместить в один
сосуд, то более тяжелая из
них расположится под бо-
лее легкой, и граница ме-
жду ними станет горизон-
тальной (рис. 83, а).
При отсутствии движения
тяжелая и легкая жидкости
не могут располагаться на
дне сосуда рядом друг с
Другом. В приложении к воз-
душным массам «дном со-
Рис. 83. Разрез сосуда с двумя вращаю-
щимися жидкостями.
суда» является земная поверхность.
сохранения фронта между двумя воздушными массами является
скольжение этих воздушных масс относительно друг друга. По-
ясним это на примере с жидкостями.
суда» является земная поверхность. Очевидно, две неподвижные
воздушные массы также не могут располагаться рядом. Причиной
р 'i \. л _ _ _ 9
скольжение этих воздушных масс относительно друг друга. По-
ясним это на примере с жидкостями.
Предположим, что жидкости помещены в замкнутый сосуд с вра-
щающимися лопастями и что при помощи этих лопастей обе
жидкости приводятся во вращательное движение. Тогда под дей-
ствием центробежной силы тяжелая жидкость будет отжиматься
йюп°К0ВЫМ стенкам сосуда, и граница между жидкостями примет
тяж^ ®°Р°НКИ (рис. 83, б). При дальнейшем ускорении вращения
елая жидкость все более будет отжиматься к стенкам, воронка
133
достигнет дна сосуда, и здесь две жидкости расположатся рядом
(рис. 83, в). Поверхность раздела между жидкостями будет наклон-
ной, причем более тяжелая жидкость примет форму клина abc,
расположенного под более легкой жидкостью. Поверхность раздела
f 1005 1010 1015 мб
D
Рис. 84. Поверхность раздела между двумя воздушными массами.
между жидкостями поддерживается в наклонном положении бла-
годаря центробежной силе (стрелка /), развивающейся при движе-
нии жидкостей вокруг вертикальной оси сосуда.
Сходные условия наблюдаются и на границе между двумя воз-
душными массами. Поверхность раздела между двумя воздушными
массами располагается наклонно (рис. 84), причем более холодная
и, следовательно, более тяжелая воздушная масса находится в виде
клина под поверхностью раздела. На рис. 84, III, изображена про-
странственная модель такой поверхности раздела. Здесь ABCD
134
есть некоторый участок земной поверхности, a EGHF — наклон-
ная поверхность раздела между двумя воздушными массами. Про-
странство EGBCFH заполнено холодным воздухом, а все про-
странство выше AEGHFD — теплым воздухом. Линия EF, ле-
жащая на земной поверхности, представляет границу между двумя
воздушными массами, которую можно найти на синоптической
карте.
На примере жидкостей мы видели, что поверхность раздела под-
держивается в наклонном положении исключительно благодаря
движению жидкости, причем движение должно происходить гори-
зонтально1 и параллельно этой поверхности. На поверхности раздела
между двумя воздушными массами, которая называется фронталь-
ной поверхностью, отсутствует центробежная сила, которая под-
держивала бы эту поверхность в наклонном положении. Поверх-
ность не изогнута и не имеет формы воронки. Центробежную силу
в этом случае заменяет отклоняющая сила вращения Земли.
Если бы этой силы не было, то холодный воздух стал бы подтекать
под теплый и поверхность раздела приняла бы горизонтальное
положение. Для того чтобы убедиться в этом, рассмотрим, как
будет распределяться атмосферное давление у земли вблизи
фронта.
На вертикальном разрезе фронтальной поверхности (рис. 84,/)
видно, что атмосферное давление в точках D и F создается весом
одинаковых воздушных столбов Da и Fb, полностью состоящих
из теплого воздуха. Над точками Л/, N и С воздушные столбы
Me, Nd и Се частично состоят из холодного воздуха, и поэтому
вес этих столбов будет больше: давление в точках М, N и С
больше, чем в точках D и F. Доля холодного воздуха {Mm, Nn,
СИ) постепенно увеличивается по мере удаления от линии фронта;
вместе с этим увеличивается и атмосферное давление.
Если сделать разрез фронтальной поверхности в каком-либо
другом месте, например в плоскости AEBG, то получим такое же
увеличение давления по мере удаления от линии фронта. В точках
М, Л/j и М2, находящихся на одинаковых расстояниях от фронта,
давление должно быть одинаковым; пусть оно равняется, например,
1 005 мб. Отсюда можно заключить, что изобары (линии равного
давления) в холодном воздухе проходят параллельно линии фронта
так, как это показано на рис. 84,11.
Если бы не было отклоняющей силы вращения Земли, то воздух
двигался бы перпендикулярно к изобарам от высокого давления
к низкому в направлении стрелки S. Под влиянием отклоняющей
силы вращения Земли воздух отклоняется вправо и движется
параллельно изобарам, оставляя низкое давление слева (в напра-
влении стрелки с). Следовательно, воздух движется параллельно
линии фронта и фронтальной поверхности, не нарушая равновесия
этой поверхности и оставляя ее неподвижной. Направленная вправо
(стрелка /?) отклоняющая сила вращения Земли обусловливает
Движение воздуха в направлении с и играет роль центробежной
силы (см. рис. 83, б и в), поддерживающей поверхность раздела
в наклонном положении. <•
135
Отклоняющая сила вращения Земли очень мала по сравнению
с центробежной -силой, действовавшей в опыте с жидкостями, и не
может уравновесить большого угла наклона поверхности раздела
Поэтому фронтальная поверхность между двумя воздушными мас-
сами почти горизонтальна, ее наклон очень мал и равен в среднем
’/1П0, Это означает, что в треугольнике FCH (рис. 84,7/7) сторона
FC в 100 раз больше стороны СИ, и нужно отойти от линии
фронта (от точки F) на 100 км, чтобы высота фронтальной по-
верхности над головой достигла 1 км.
Рис. 85. Фронтальная поверхность с наклоном
в 1:50.
Такой малый угол наклона трудно изобразить на чертеже;
например, на рис. 85 изображен угол наклона, вдвое больший —
равный 1/50. В дальнейшем необходимо помнить, что на всех рисун-
ках, в том числе и на рис. 84, наклон фронтальной поверхности
изображен в искаженном масштабе.
Граница между двумя воздушными массами — фронтальная по-
верхность — представляет не геометрическую поверхность, резко
разделяющую обе массы, а переходный слой, в котором переход
от одной воздушной массы к другой совершается постепенно. Тол-
щина этого слоя обычно равна
нескольким сотням метров; у по-
верхности земли такой слой об-
разует переходную зону шириной
в несколько десятков километров
(рис. 86).
На синоптической карте рас-
стоянию в 10-кж соответствует
1 мм. Поэтому, проводя на карте
линию фронта, можно пренебречь
Рис. 86. Фронтальный переходный
слой в разрезе.
шириной переходной зоны.
Рассмотрим, каким изменением температуры с высотой характе-
ризуется фронтальная поверхность. Предположим, что из точки А},
находящейся 'в холодном воздухе под фронтальной поверхностью
(рис. 87, 7), вертикально поднимается аэрологический прибор
(например, радиозонд). Изменение температуры с высотой в холод-
ном воздухе представлено линией AjAs (рис. 87, /7). Такое изме-
нение температуры было бы зарегистрировано при подъеме из точки
А2. Если бы подъем был осуществлен в теплом воздухе, например
из точки В.,, то прибор записал бы изменение температуры по
линии В2 Вх. Так как радиозонд в слое ab на уровне 1,5—2 км
переходит из холодного воздуха в теплый, то в этом слое кривая
изменения температуры перейдет с линии уТ,^., на линию В.,В}
(рис. 87, /7). Линия ab характеризует повышение температуры
с высотой во фронтальном слое, т. е. инверсию. Если бы разность
температур теплого и холодного воздуха была менее значительна,
например не 10°, а 5°,^и переходный слой был бы более мощным..
136
например не 500 м, а 1 км, как это показано на рис. 87, Ill, то фрон-
тальный слой характеризовался бы изотермией. Легко представить,
что с дальнейшим ослаблением фронта можно наблюдать во фрон-
тальном слое некоторое, хотя и слабое, падение температуры
с высотой.
Фронтальный слой обычно характеризуется инверсией или изо-
термией, иногда же замедленным падением температуры с высотой.
аким образом, фронт всегда представляет задерживающий слой
** всех вертикальных движений в холодном воздухе.
2. Движение фронтов и их классификация
До сих пор мы предполагали, что фронтальная поверхность не-
подвижна и только холодный воздух движется вдоль этой поверх-
ности. Наклонная поверхность раздела между двумя воздушными
137
массами сама создает неравномерность в распределении давления
и этим вызывает движение холодного воздуха. В то же время
фронтальная поверхность может находиться в каком-нибудь общем
воздушном течении и вместе с этим течением двигаться над зем-
ной поверхностью. Рассмотрим, как в этом случае могут распре-
деляться воздушные потоки и изобары вблизи линии фронта, по-
лагая, что движение воздуха происходит параллельно изобарам и
что только в тонком приземном слое ветер отклоняется от изобар.
Фронт, который остается на одном месте и никуда не перено-
сится воздушными течениями, называется стационарным (непо-
движным). Примером может служить фронт, изображенный на
рис. 84. Вблизи стационарного фронта наблюдается движение
только холодного воздуха вдоль фронта, вызванное самим суще-
ствованием фронтальной поверхности. Теплый воздух остается не
подвижным; давление в нем во всех точках одинаково, и поэтому
в теплом воздухе нельзя провести ни одной изобары. В этом слу-
чае никакого общего переносного движения воздуха не наблю-
дается, линия фронта неподвижна и только холодный воздух
скользит вдоль фронтальной поверхности.
Фронт может быть стационарным также и в том случае, если он
находится в каком-нибудь общем воздушном течении, но это тече-
ние направлено вдоль фронта. Так, например, общее течение С
(рис. 88, I) может быть направлено противоположно потоку холод-
ного 'воздуха с. Тогда теплый воздух движется в том же напра-
влении и- с той же скоростью, Как и общее течение С, а холодный
воздух движется в противоположном направлении, но замедляет
свое движение. По движению воздуха можно установить напра
вление изобар: изобары должны быть всегда расположены парал-
лельно движению воздуха, причем влево давление должно пони-
жаться, а вправо — повышаться. В данном случае изобары будут
располагаться параллельно фронту, причем давление будет воз-
растать в обе стороны от фронта. Ветер у земли отклоняется от
изобар в сторону низкого давления, и поэтому с обеих сторон
фронта он будет направлен к фронту, как это показано на
рис. 88, I.
Линия стационарного ('неподвижного) фронта проходит на синоп-
тической карте параллельно изобарам. Обычно самое низкое да-
вление бывает на линии фронта и возрастает в обе стороны от
фронта. Воздух с обеих сторон фронта движется вдоль линии-
фронта, чаще всего в прдтивоположных направлениях.
Стационарный фронт изображается на карте двойной сине-крас-
ной линией или же широкой черной линией (см. рис. 88).
Если общее переносное движение воздуха направлено под углом
к фронту, то фронт начинает перемещаться в направлении этого
переносного движения.
Фронт, перемещающийся по направлению от теплой воздуш-
ной массы к холодной, называется теплым фронтом. Перемещение
этого фронта вызывает потепление в гех районах, через которые
он проходит.
Действительно, если линия фронта (рис. 89, II) смещается
от теплой воздушной массы к холодной и через некоторое время
138
будет находиться в положении EF, то точка Q, ранее находив-
шаяся в холодном воздухе, теперь окажется в теплом воздухе,
и в этой точке будет наблюдаться потепление.
Положим, что направление общею переносного движения воз-
уХа и его скорость изображаются стрелкой С. Тогда теплый воз-
гух будет двигаться в направлении этого общего течения. Для
определения движения холодного воздуха необходимо сложить
переносное движение С и собственное скольжение холодною воз-
духа с вдоль фронта.
Выполнив это сложение скоростей по правилу параллелограма,
получим скорость потока холодного воздуха Сх. Восстанавливая
положение изобар, которые должны быть параллельны направле-
ниям потоков Ст и Сх, находим их форму вблизи линии теплого
Фронта.
Линия теплого фронта пересекает изобары, причем при пере-
сечении линии фронта изобары изгибаются, искривляясь таким об-
разом, что более низкое давление оказывается внутри этого искри-
вления, т. е. линия фронта лежит в ложбине. Если смотреть из
района теплого воздуха на линию теплого фронта, то давление
понижается справа налево.
Движение фронта изменяет форму фронтальной поверхности
(рис. 89, I и III) Нижние слои воздуха вследствие трения о земную
поверхность движутся медленнее верхних и отстают от них. Если
Вид сбоку (разрез)
Рис. 89. Теплый фронт.
в приземном слое поверхность теплого фронта успевает продви-
нуться только на отрезок FJP, то в более высоких слоях за этот
же промежуток времени фронтальная поверхность переместится на
большее расстояние. В результате этого поверхность теплого
фронта становится вогнутой, и наклон ее уменьшается.
Поверхность теплого фронта имеет вогнутую форму; угол на-
клона поверхности теплого фронта меньше, чем угол наклона по-
верхности стационарного фронта, особенно в нижних слоях; наклон
колеблется обычно в пределах 1/100—1/200. 7
140
в самых верхних слоях угол наклона поверхности теплого
фронта, как и всех других фронтов, постепенно уменьшается, и
фронтальная поверхность становится горизонтальной, замыкая
сверху холодную воздушную массу.
В случае теплого фронта холодный воздух отступает перед
фронтом медленнее, чем натекает теплый воздух. Обгоняя дви-
жущуюся фронтальную поверхность, теплый воздух натекает на
клин холодного воздуха и поднимается по поверхности теплого
фронта вверх (рис. 89, /).
Так, например, если скорость поступательного движения теплого
воздуха изображается стрелкой Ст и перемещение фронта будет
таким, как изображено на рис. 89, III, то воздух, первоначально
находившийся над линией фронта в точке L, обгонит линию
фронта и начнет подниматься по наклонной фронтальной поверх-
ности. Это восходящее движение воздуха очень слабо и почти
незаметно. Так, если теплый воздух обгоняет линию фронта на
5 м/сек, или на 18 км/час, то при наклоне фронта 1 :200 воздух
будет подниматься вверх только на 2,5 см/сек, или на 90 м/час.
Теплый фронт изображается на синоптической карте красной ли-
нией или линией с полукруглыми зубцами, повернутыми в сторону
движения фронта (см. рис. 89, II и III).
Фронт, перемещающийся по направлению от холодной воздуш-
ной массы к теплой, называется холодным фронтом. Перемещение
этого фронта вызывает похолодание в тех районах, через которые
он проходит.
Как показано на рис. 90, III, перемещение линии фронта из по-
ложения EJ\ в положение EF по направлению к теплому рай-
ону должно вызвать в точке Q похолодание.
Скорость общего переносного движения воздуха С, которая обу-
словливает движение линии фронта, направлена под углом к фронту
от холодной воздушной массы к теплой. Теплый воздух движется
в направлении этого общего течения со скоростью Ст = С. Холод-
ный воздух,- как и в случае теплого фронта, участвует одновре-
менно в двух движениях: в общем переносном течении С и
в скольжении вдоль линии фронта с. Истинная скорость движе-
ния холодного воздуха Сх направлена по диагонали параллело-
грама, построенного на векторах скоростей этих двух движений.
Восстанавливая положение изобар, параллельных потокам Сх и СТ(
получаем ложбину на линии фронта.
Линия холодного фронта пересекает изобары; при пересечении
Фронта изобары изламываются. Так же как и линия теплого фронта,
линия холодного фронта лежит в ложбине. Если смотреть на ли-
нию холодного фронта из района теплого воздуха, то, в противо-
положность теплому фронту, давление должно понижаться слева
направо.
Движение изменяет форму поверхности холодного фронта со-
вершенно иным образом, чем форму поверхности теплого фронта.
Отставание нижних слоев холодного воздуха из-за трения о зем-
Ую поверхность приводит к тому, что верхние слои воздуха об-
гоняют нижние, поверхность холодного .фронта приобретает выпу-
141
клую форму (рис. 90, / и ///), и наклон ее в нижних слоях увели-
чивается.
Поверхность холодного фронта имеет выпуклую форму; угол
наклона поверхности холодного фронта больше, чем угол наклона
поверхности стационарного фронта, и в нижних приземных слоях
может быть даже больше прямого угла.
Рис. 90. Холодный фронт.
Чем быстрее движется холодный фронт, тем сильнее отстают
нижние слои и тем более увеличивается наклон поверхности
фронта. Иногда поверхность холодного фронта может выгибаться
таким образом, что холодный воздух оказывается над теплым
(рис. 91, I и II). Обгоняя нижние слои, холодный воздух верхних
слоев опускается и вытесняет теплый воздух вверх. Движение хо-
лодного воздуха напоминает при этом катящийся вал или движе-
ние гусениц танка.
142
а
Рис. 91. Холодные фронты
первого и второго рода в раз
резе.
Теплый воздух перед холодным фронтом, вытесняемый вверх
холодным воздухом, скользит вверх по поверхности холодного
фронта. Восходящее движение теплого воздуха протекает осо-
бенно бурно в передних нижних частях фронтальной поверхно-
сти, где угол наклона поверхности особенно велик. Здесь теплый
воздух часто восходит вертикально вверх, иногда даже с более
значительными скоростями, чем при конвекции.
При очень быстром движении холодного фронта фронтальная
поверхность в верхних частях как бы гонит перед собой массу
теплого воздуха, не давая ей восходить вверх и вынуждая ее даже
скользить вниз по поверхности фронта (рис. 91, //).
Как мы уже знаем (см. главу II), восходящее движение воздуха
обычно приносит похолодание в тех слоях, куда приходит восхо-
дящий воздух. Наоборот, нисходящее
движение вызывает потепление в
слоях, куда приходит нисходящий воз-
дух. Если восходящий поток встре-
чается с нисходящим потоком в слое
АВ. то выше этого слоя будет наблю-
даться потепление, а ниже — похолода-
ние. В слое АВ будет развиваться ин-
версия, препятствующая восходящим
движениям теплого воздуха. Таким об-
разом, можно различать два типа холод-
ных фронтов по характеру движения
самого фронта и по движениям воздуха
вблизи фронтальной поверхности.
Холодным фронтом первого рода на-
зывается медленно движущийся холодный фронт. Теплый воздух
бурно восходит в передней, круто наклоненной части фронтальной
поверхности и продолжает более плавное восходящее скольжение
вдоль верхней части фронтальной поверхности (рис. 91, /).
Холодным фронтом второго рода называется быстро движущийся
холодный фронт. Теплый воздух бурно восходит в передней, круто
наклоненной части фронтальной поверхности; в то же время вдоль
верхней части фронтальной поверхности теплый воздух скользит
вниз. В слое, где происходит встреча восходящего и нисходящего
потоков, образуется инверсия (рис. 91, II).
Холодный фронт изображается на синоптической карте синей
линией или линией с острыми треугольными зубцами, повернутыми
в сторону движения фронта (см. рис. 90).
Холодный фронт, как правило, движется быстрее теплого фронта.
Ри движении теплого фронта более легкий теплый воздух заме-
щает в нижних слоях более тяжелый холодный воздух, на что за-
трачивается большое количество энергии. При движении холод-
Ог° фронта холодный воздух обрушивается вниз под теплый, на
что не только не затрачивается никакой энергии, но, наоборот,
1РИ Эт°м развивается значительное количество кинетической энер-
гии.
Если два фронта, теплый и холодный, ограничивают с двух сто-
рон теплую воздушную массу и движутся в одну сторону (рис. 92,
143
I и III), то скорость движения холодного фронта Схф, обычно
больше, чем скорость движения теплого фронта Стф, и холодный
фронт постепенно нагоняет теплый фронт. В некоторый момент
времени (рис. 92, III и IV) холодный фронт нагонит теплый фронт,
и на синоптической карте их линии сомкнутся. Процесс смыкания
холодного и теплого фронтов называется процессом окклюзии.
В результате процесса окклюзии возникает новый сложный вид
фронта — фронт окклюзии.
Рис. 92. Смыкание холодного фронта с теплым: ХВх— пред-
фронтальный холодный воздух; ХВ2— тыловой холодный
воздух.
Как показано на рис. 92, IV, при смыкании теплого и холодного
фронтов потоки перед теплым фронтом и за холодным фронтом
(С'х и С"х) сохраняют свое прежнее направление. Поэтому на
фронте окклюзии сохраняется излом изобар, который имеет такой
же характер, как и на всех других движущихся фронтах, — линия
фронта окклюзии лежит в барической ложбине.
Фронты окклюзии изображаются на синоптической карте фиоле-
товой линией. При обозначении фронта окклюзии черным цветом
применяют зубчатую линию, у которой острые зубцы чередуются
с полукруглыми (см. рис. 92,/V). В зависимости от типа фронта
окклюзии, это обозначение несколько видоизменяется (см. ниже).
144
Дальнейший процесс окклюзии может протекать различно, в за-
висимости от свойств холодного воздуха перед теплым фронтом
и холодного воздуха в тылу холодного фронта. Назовем холодный
воздух перед теплым фронтом предфронтальным холодным возду-
хом, а холодный воздух в тылу холодного фронта — тыловым хо-
лодным воздухом. Возможны три следующих случая.
Вид сбоку
(разрез)
Рис. 93. Нейтральный фронт окклюзии.
1- Если предфронтальный холодный воздух имеет такую же
температуру, как и тыловой холодный воздух, то дальнейший про-
*еСС 0ККлюзии> начиная с момента смыкания теплого и холодного
Фронтов (см. рис. 92, III и IV), должен протекать так, как это
изображено на рис. 93, /, II и III. Более быстрое движение по-
ерхности холодного фронта (Сх ф), чем поверхности теплого
Фронта (Ст ф), приводит к тому, что линия смыкания поверхно-
стей теплого и холодного фронтов YZ, изображаемая на верти-
льном разрезе точкой Z, постепенно поднимается вверх. Теплый
Ю Метеорология 145
воздух все выше вытесняется вверх. Вместе с тем теплый воздух
продолжает активное восходящее скольжение над оставшейся
верхней частью поверхности теплого фронта (ZH) и пассивно вы
тесняется вверх вдоль оставшейся части поверхности холодного
фронта (ZP).
а
Рис. 94. Теплый фронт окклюзии.
Ниже точки Z предфронтальный и тыловой холодный воздух
граничат непосредственно друг с другом. Так как эти две воздуШ'
ные массы обладают одинаковыми температурами и плотностями, то
граница между ними представляет вертикальную перегородку ZZ}.
Эту границу можно обнаружить на синоптической карте по ра3‘
личию потоков обеих воздушных масс и по распределению изобар:
температурного контраста здесь не будет (рис. 93, III).
Фронт окклюзии, возникающий при условии одинаковых темпе
ратур предфронтального и тылового холодного воздуха, назЫ'
вается нейтральным фронтом окклюзии
146
Нейтральный фронт окклюзии изображается линией со сплошь
зачерненными острыми и полукруглыми зубцами (см. рис. 93, III).
2. Если предфронтальный холодный воздух холоднее тылового
холодного воздуха, то процесс окклюзии протекает так, как это
изображено на рис. 94. Теплый воздух верхних слоев вытесняется
вверх совершенно так же, как и в случае нейтрального фронта
окклюзии. Точка / также поднимается вверх. Однако ниже точки Z
-И
С
Вид сбоку
(разрез)
Вид сбоку
(разрез)
Ю1Г^одб"тжЮОО.т
т
ют
1010
1015 1010
1010 Вид сверлу
! синоптическая
карта)
Рис. 95. Холодный фронт окклюзии.
процесс развивается совершенно иначе. Вследствие более низ-
кой температуры предфронтального холодного воздуха и большей
его плотности, менее плотный тыловой холодный воздух начинает
натекать на фронтальную поверхность EFZY, аналогично теплому
воздуху на поверхности теплого фронта. Линию такого фронта
У земли можно обнаружить не только по распределению
потоков и изобар, но также и по контрасту температур. Этот
Фронт движется по направлению от более теплой массы к более
10* 147
холодной и приносит некоторое потепление. Линия ZY смыкания
поверхностей теплого и холодного фронтов, носящая название
верхнего фронта, лежит несколько впереди линии фронта окклю-
зии EF. Как увидим далее, эта линия имеет значение для усло-
вий погоды на фронте окклюзий.
Фронт окклюзии, возникающий при условии более низкой темпе-
ратуры предфронтального холодного воздуха по сравнению с тем
пературой тылового холодного воздуха, называется теплым фрон-
том окклюзии.
Теплый фронт окклюзии изображается линией с чередующимися
зачерненными полукруглыми и белыми острыми зубцами.
3. Если предфронтальяый холодный воздух теплее тылового хо-
лодного воздуха, то последний вытесняет вверх менее плотный
предфронтальный воздух (рис. 95). Предфронтальный холодный
воздух восходит вверх по фронтальной псверхности EFZY, анало-
гично теплому воздуху на поверхности холодного фронта. Линия
фронта окклюзии у земли EF отделяет воздушные массы с раз-
личными температурами и движется по направлению от более хо-
лодной воздушной массы к более теплой. Линия верхнего фронта
ZY лежит несколько позади линии фронта окклюзии ZXYA.
Фронт окклюзии, возникающий при условии более высокой тем-
пературы предфронтального холодного воздуха по сравнению
с температурой тылового холодного воздуха, называется холод-
ным фронтом окклюзии.
Холодный фронт окклюзии изображается линией с чередую-
щимися зачерченными острыми и белыми полукруглыми зубцами
(см. рис. 95, III)-
Фронты окклюзии представляют наиболее часто повторяющийся
тип фронта в умеренных широтах. Поэтому ясное понимание струк-
туры этих фронтов для летного состава особенно важно.
3. Погода на фронтах
Фронты являются основными носителями облаков и осадков
в наших широтах. Облака и осадки не только переносятся фрон-
тами, но и образуются на фронтах в результате восходящих дви-
жений теплого воздуха над фронтальными поверхностями. При
подъеме теплый воздух адиабатически охлаждается, и на некото-
рой высоте, называемой уровнем конденсации, в поднимающемся
воздухе начинается конденсация водяного пара и образование об-
лаков. Когда поднимающийся воздух достигает уровня ледяных
кристаллов, из этих облаков начинают выпадать осадки.
Процесс образования облаков и осадков на фронте схематически
изображен на рис. 96. Эта схема видоизменяется на фронтах раз-
личных типов, но основа ее остается постоянной.
Облака на фронте представляют целую систему. Нижняя гра-
ница облаков в теплом воздухе совпадает с уровнем конденсации,
а затем она располагается вдоль фронтальной поверхности. Верх-
няя граница облаков лежит там, где прекращается восходяше_
скольжение воздуха. Препятствием для восходящих движений сЛ)
жат инверсии; поэтому часто верхняя граница облаков совпадае
с инверсией в теплом воздухе.
14U
в теплом воздухе облака часто обрываются непосредственно над
линией фронта, но иногда распространяются и за линию фронта.
Как видно из рис. 96, слой фронтальных облаков наиболее толст
над линией фронта — там, где фронтальная поверхность доходит
_____".— Ледяные облака
ZZZZZZ2 Водяные капли
-------- и снежинки
- водяные облака
Выпадающие осадки
ТВ Теплый воздух
ХВ Холодный воздух
уо Предфронтальный
холодный воздух
ХВг Тыловой холодный воздух
0_о—о-о-о Уровень конденсации
Уровень ледяных кристаллов
........,, Верхняя граница
водяных капель
— Инверсия
Рис. S6. Система I — полная фронтальная система облаков и осадков.
ла1'3еМЛИ‘ Н° меРе повышения фронтальной поверхности слой об-
дит°Б 2та!10вится Есе более тонким, и нижняя его граница перехо-
м в более высокие слои. Нижняя часть облачной системы фронта
во ДУ уровнями конденсации и ледяных кристаллов состоит из
ИзДЯНЫх облаков. Как известно (см. главу V, «Вода в атмосфере»),
лепя ИХ облаков значительные осадки не выпадают. Выше уровня
тов —1Х кристаллов облака частично состоят из твердых элемен-
те ^пежинок, доля которых в составе облака с высотой посте-
* 10 увеличивается. Наконец, на некотором уровне водяные
119
капли в облаках полностью исчезают, и выше располагаются ледя-
ные облака.
Наиболее существенные осадки выпадают из облаков, состоя-
щих из капель и снежинок. Осадки выпадают в виде снега. При
падении осадки либо проходят через слой водяных облаков, либо
непосредственно через фронтальную поверхность попадают в хо-
лодную воздушную массу. Если в нижних слоях воздуха темпера-
тура положительная, то выпадающий снег тает, и осадки дости-
гают земли в форме дождя. Пересекая фронтальную поверхность,
осадки выходят из облаков и начинают медленно испаряться. Уста-
новлено, что капли дождя падают вне облаков не более чем 3 км,
затем они полностью испаряются. Снежинки испаряются медленно
пруса
Рис. 97. Система II — неполная фронтальная система облаков и осадков
с высоким уровнем конденсации.
и поэтому падают, не испаряясь, около 4 км. Таким образом,
осадки могут достигать земли только в том случае, если нижняя
граница облаков расположена не выше 3 км над землей для дождя
и не выше 4 км для снега.
На рис. 9G наклон фронтальной поверхности равен 1 : 100
(согласно боковой шкале высоты и нижней шкале расстояния от
линии фронта). При таком угле наклона фронтальная поверхность
и совпадающая с ней нижняя граница облаков достигают высоты
3 км на расстоянии 300 км от линии фронта и высоты 4 км на рас-
стоянии 400 км. Следовательно, ширина зоны фронтальных осад-
ков при наклоне фронтальной поверхности в х/юо не может превы-
шать 300 км в случае дождя и 400 о: в случае снега.
Чем круче наклонена фронтальная поверхность, тем уже должна
быть зона фронтальных осадков, и наоборот, чем более полого
наклонена поверхность, тем шире эта зона. Так, например, при
150
угле наклона в ширина зоны дождя не может превышать
150 км, а ширина зоны снега — 200 км\ при наклоне 1:200
щйрина соответствующих зон не может превышать 600 и 800 км.
Наблюдатель, находящийся на расстоянии более 600 км от
Апонта, относит расположенные над ним фронтальные облака
к облакам верхнего яруса (с высотой более 6 км). Облака над на
блюдателем, находящимся на расстоянии 600—200 км от ли-
нии фронта, будут отнесены к облакам среднего яруса, а облака
над наблюдателем, находящимся ближе 200 км от фронта, —
к облакам нижнего яруса (см. рис. 96). При изменении угла на-
клона все эти расстояния соответственно изменяются: при более
Рис. 98. Система 111 —- неполная фронтальная система с низким уровнем
конденсации н с низкой инверсией в теплом воздухе.
крутом наклоне эти расстояния уменьшатся, при более пологом —
увеличатся.
, Система I. На рис. 96 изображена схема полной системы
Фронтальных облаков и осадков.
В отдельных случаях фронтальная система облаков и осадков
может быть неполной. На рис. 97—99 изображены схемы отдель-
ных видов таких неполных систем.
система II (рис. 97) наблюдается при большой сухости теплой
воздушной массы, которой нужно подняться до высоты более
4 км, чтобы достигнуть уровня конденсации. На таком фронте
нижняя граница облаков лежит не ниже 4 км и осадки не дости-
гают земли. Наземный наблюдатель при прохождении этого фронта
вообще не отметит осадков.
Система III (рис. 98) возникает з том случае, когда инверсия
в теплом воздухе, препятствующая восходящим движениям, ле-
151
жит ниже уровня ледяных кристаллов. Тогда облачная система
фронта состоит из одних низких водяных облаков без примеси
твердых элементов, а из этих облаков, как известно, не выпадает
значительных осадков. Прохождение такого фронта через какую-
либо станцию сопровождается только появлением низких облаков
небольшой мощности без выпадения осадков.
Система IV (рис. 99) возникает при очень большой сухости
воздуха и при низком положении инверсии (или очень слабом
восходящем скольжении). Восходящая теплая воздушная масса
не может достигнуть уровня конденсации, и поэтому на фронте
вообще никаких облаков и осадков не наблюдается.
Рис. 99. Система IV — фронт без облаков и осадков при высоком уровне
конденсации и слабом восходящем движении теплого воздуха.
В дальнейшем, при описании систем облаков и осадков на фрон-
тах различных типов, будем для простоты предполагать, что усло-
вия благоприятны для развития полной системы (система I).
Формы фронтальных облаков, интенсивность и характер фрон-
тальных осадков зависят от угла наклона фронта.
Основные формы фронтальных облаков принадлежат к классу
с — слоистообразные облака (Ns, As, Cs). Как известно, облака
этого класса образуются в результате восходящего скольжения
воздуха вверх по наклонной поверхности; именно этот процесс и
наблюдается почти на всех фронтах. Когда наклон фронтальной
поверхности делается настолько крутым, что угол наклона прибли-
жается к прямому углу (например, в нижней части холодного
фронта), восходящее движение теплого воздуха становится почти
вертикальным. Условия образования облаков на таком круто на-
клоненном фронте приближаются к условиям образования облаков
152
класса а — кучевообразных. В соответствии с формами облаков,
осадки на полого наклоненном фронте носят равномерный облож-
ной характер и отличаются умеренной интенсивностью. На круто
наклоненном фронте осадки носят шквалистый характер, очень
интенсивны и часто сопровождаются градом и грозой.
Помимо облаков, возникающих на фронте в результате восходя-
щего скольжения теплого воздуха, под фронтальной поверхностью
в зоне осадков часто образуются низкие разорванные темносерые
облака плохой погоды. Образование этих облаков связано с насы-
щением приземного слоя воздуха выпадающими осадками.
Рис. 100. Облачная система стационарного фронта.
Рассмотрим, как видоизменяется фронтальная система облаков
и осадков на фронтах различных типов.
На стационарном фронте сильное восходящее скольжение те-
плого воздуха вообще не наблюдается, так как воздушные массы,
Разделяемые фронтом, движутся горизонтально и параллельно ли-
нии фронта В приземно,м слое, где ветер отклоняется от изобар
в сторону фронта, на линии фронта встречаются два потока
(Рис. 1QQ). Из
этих двух потоков более теплый начинает
натекать на более холодный, и если теплая воздушная масса об-
ладает большой влажностью, при этом могут образоваться низкие
облака в приземном слое.
Фронтальная поверхность теплого фронта наклонена наиболее
полого. Система облаков теплого фронта целиком принадлежит
к классу с — слоистообразных облаков, отличающихся большой
однородностью и напоминающих пелену. В верхней части фрон-
альной поверхности (рис. 101) облака имеют форму Cs; с пони-
753
жением фронтальной поверхности и утолщением облачного слоя
облака принимают форму сначала As, из которых начинается вы-
падение осадков, а затем переходят в Ns.
Толщина сплошного облачного слоя вблизи линии теплого
фронта часто достигает 7—9 км. Осадки теплого фронта носят рав.
номерный обложной характер; ширина их зоны иногда превышает
400—500 км, так как средний наклон теплого фронта колеблется
от 1 : 100 до 1 : 200.
Выпадение осадков сильно повышает влажность приземного
слоя воздуха, что обычно приводит к образованию низких разо-
рванных облаков под фронтальной поверхностью. Вблизи линии
фронта эти облака сливаются с опускающейся системой облаков
Ns, и здесь часто облачность доходит до земли.
Рис. 1U1. Система облаков и осадков теплого фронта.
В своей верхней части поверхность теплого фронта, как и всех
других фронтов, постепенно становится горизонтальной, замыкая
сверху холодную воздушную массу. Восходящее скольжение воз-
духа над этой частью фронтальной поверхности постепенно сходит
на-нет, и облачная система прерывается. Однако общий подъем
большого количества воздуха над фронтом сказывается в более
высоких слоях, и под инверсиями, расположенными выше фрон-
тальной поверхности, образуются облака формы Ci (нитевидные
полосы). Эти облака, вследствие более сильного ветра в высоких
слоях, выносятся далеко перед фронтальной облачной системой и
служат первым предвестником приближения теплого фронта.
Фронтальная поверхность холодного фронта в нижних частях
обычно наклонена настолько круто, что теплый воздух вблизи ли-
нии холодного фронта восходит вертикально вверх. В этой части
облачной системы холодного фронта образуются кучеводождевые
облака с выпадающими из них осадками шквалистого характера
(пис. 102 и ЮЗ). Если угол наклона фронтальной поверхности бли-
зок к прямому углу или даже больше его (холодный воздух на-
висает над теплым), то вытеснение теплого воздуха вверх про-
исходит в некоторой зоне впереди линии фронта. В этом случае
часть кучевообразных облаков с осадками распространяется на
область за линией фронта, занятую теплым воздухом. Такие слу-
чаи особенно типичны для быстро движущихся холодных фрон-
тов второго рода (см. рис.. 103).
рода (см. рис.. 103).
Рис. 102. Система облаков и осадков холодного фронта первого
рода.
Верхняя часть облачной системы холодного фронта, расположен-
ная над более полого наклоненной частью фронтальной поверхно-
сти (с углом наклона 11100—1IGO), совершенно аналогична верхней
части облачной системы теплого фронта (сравните рис. 102 и 103)
и состоит из слоистообразных облаков с обложными осадками.
На холодном фронте второго рода развитию облачной системы
препятствует инверсия в теплом воздухе в слое, где встречаются
восходящий и нисходящий потоки. Поэтому на холодном фронте
второго рода облачная система бывает неполной и состоит глав-
ным образом из кучеводождевых облаков со шквалистыми осад-
ками. Наибольшая толщина облачного слоя над линией холодного
Фронта первого рода бывает столь же значительной, как и над ли-
нией теплого фронта. Облака холодного фронта второго рода
обычно несколько меньшей мощности.
Ширина зоны осадков холодного фронта из-за крутого наклона
поверхности меньше, чем ширина зоны осадков теплого фронта.
г*а холодном фронте второго рода ширина этой зоны может быть
^значительной (до нескольких десятков километров, в отдельных
155
случаях—до нескольких километров), но интенсивносхь осадков
соответственно увеличивается. Предвестниками приближения хо-
лодного фронта обычно являются кучевообразные облака среднего
яруса — Ас чечевицеобразные или башенкообразные. Облачная
система фронта окклюзии состоит, по существу, из нескольких
самостоятельных систем.
Облачная система нейтрального фронта окклюзии сравнительно
проста (рис. 104). Верхняя ее часть аналогична верхним частям об-
лачных систем теплого или холодного фронта. Поэтому облака
нейтрального фронта окклюзии принадлежат преимущественно
к слоистообразным, а осадки носят обложной характер. Кучево-
дождевые облака со шквалистыми осадками наблюдаются только
Рис. 103. Система облаков и осадков холодного фронга
второго рода.
на «молодом» нейтральном фронте окклюзии, у которого, теплый
воздух еще не вытеснен высоко в верхние слои и нижняя крутая
часть поверхности холодного фронта не успела сомкнуться с по-
верхностью теплого фронта. Чем «старше» нейтральный фпонт
окклюзии, тем выше нижняя граница облаков на линии фронта.
С ходом процесса окклюзии облака постепенно расслаиваются, ме-
жду слоями облаков появляются просветы.
Зона осадков фронта окклюзии в первоначальный момент смы-
кания теплого и холодного фронтов может быть очень широка, так
как она объединяет золы осадков этих двух фронтов Существо-
вание облачных систем теплого и холодного фронтов поддержи-
вается восходящими течениями теплого воздуха. Пи мере слияния
поверхностей теплого и холодного фронтов и вытеснения теплого
воздуха вверх, процесс образования облаков в нижних слоях пре-
кращается, и зона осадков фронта окклюзии суживается. Наконец.
156
осадки перестают достигать земли, и фронт окклюзии вообще пе-
рестает давать осадки.
" Теплые и холодные фронты окклюзии обладаю г более сложными
системами облаков и осадков. Помимо облаков и осадков, наблю-
дающихся на нейтральных фронтах окклюзии, на этих фронтах об-
разуются дополнительные облачные системы на поверхности раз-
дела между предфронтальной и тыловой холодными воздушными
массами.
На теплом фронте окклюзии (рис. 105) эта облачная система
сходна с облачной системой теплого фронта, так как на теплом
фронте окклюзии более теплый тыловой воздух натекает на поло-
гую поверхность теплого фронта. На холодном же фронте окклюзии
ками ками каш
Синоптическая нарта
Рис. 104. Система облаков и осадков нейтрального фронта окклюзии.
(рис. 106) более холодный тыловой воздух вторгается под более
теплый предфронтальный воздух и вызывает образование кучево-
Дождевых облаков над поверхностью холодного фронта. Необхо-
димо помнить, что поверхности теплого и холодного фронтов
(рис. 105 и 106) сильно ограничивают развитие этих дополни-
тельных систем облаков и осадков. Эти поверхности обычно пред-
ставляют слои инверсии, которые препятствуют восходящим дви-
жениям воздуха. В ходе процесса окклюзии поверхности теплого
и холодного фронтов переходят в более высокие слои, и нижняя
облачная система на фронте окклюзии постепенно развивается
вверх.
Фронтальные типы погоды представлены в таблице 8. Блеете
с таблицей 6 (см. стр. 124) эта таблица содержит полное описание
всех типов погоды, имеющих значение для летной работы и наблю-
Дзющихся как на фронтах, так и внутри однородных воздушных
157
Га&лица S
Фронтальные
тины погоды
Тип погоды Тил фронтальной облачной системы, при которой такая погода наблюдается Теплый фронт Холодный фронт Фронт окклюзии Стационарный фронт
пегвого рода второго рода нейтральный | теплый ХОЛОДНЫЙ
Тип VII. Предвестник фронта Облачность с нижней гра- ницей выше 3—4 км, без осадков Система I Полная фронтальная систе- ма облаков и осадков От 800—900 до 300—500 км перед Фронтом. Облака Ci, Cs и As От 100-300 до 100—800 км за фоонтом. Облака Cs и As От 100—200 до 200—100к.и перед фрон- том. Облака Ас и As От 700 —800 до 200—400 км перед фронтом и от 100 -200 до 600—700 км за фронтом Не наблюдается
Система II Фронтальная система с уровнем конденсации выше 3—4 км От 800—900 км перед фронтом до линии фронта. Об- лака Ci, Cs и As От 100— 300 км за фроптом до линии фронта. Облака Cs и As От 300— 200 км перед фровтом до 100 — 200 км за фронтом От 700—800 км перед фронтом до 600—700 км за фронтом
Тип VIII. Ненастная. Обложные осадки из одно- родных облаков As и Ns с низкими разорванными об- лаками под ннми Система I Полная фронтальная систе- ма облаков и осадков От 300—500 км перед фронтом до линии фронта От 0—50 до 100 - 300 км за фронтом Не наблю- дается От 200— 400 км пе- ред фрон- том до 100— 200 км за фронтом От 200— 400 км пе- ред фрон- том до 100—200 км за фронтом От 100—200 км перед фронтом до 100—2t 0 км за фронтом
Тип IX. Фронтальный шквал. Шквалистые осадки, гро- зы, град из облаков СЬ, с вет- ровым шквалом Система I Полная фронтальная си- стема облаков и осадков Не наблюдается От 50— 0 км перед фрон- том до 0— 50 км за фронтом От 200— 100 км перед фронтом до 100—200 км за фронтом Непосред- ственно на линии фронта Перед ли- нией фрон- та в зоне обложных осадков От 50—0 км перед фрон- том до 0—50 км за фрон- том
Тип X. асмурная. Низкие слоистые и слои- стокучевые облака, без осад- ков Система III Фронтальная система с ин- версией в теплом воздухе ниже уровня ледяных кри- сталлов От линии фронта до 200—300 км пе- ред фронтом От линии фронта до 100—200 км ва фронтом От 50 -0 км перед фрон- том до 0— 100 км за фронтом От 200—300 км перед фронтом до 200—300 км за фронтом От линии фронта до 50—100 км в сторону хо- лодного воз- духа
Тип IV. Сухая. Безоблачно Система IV Слабое восходящее сколь- жение иа фронтальной по- верхности из-за устойчи- вости теплой воздушной массы - Во всей фронталь- ной зоне Во всей Фронтальной эоне Во всей фрон- тальной зоне Во всей фронтальной зоне Во всей фронтальной зоне
Примечание. В таблице указаны максимальные расстояния от линии Фр°Нта. на которых данный тип погоды может наблюдаться
Pug. 105. Система облаков и осадков теплого фронта окклюзии.
Рис 106. Система облаков и сса тков холодного фронта окклюзии.
4. Возникновение и развитие циклонов
Если два жидких или газообразных вещества с различными
плотностями скользят относительно друг друга, то на поверхности
раздела между этими веществами возникают волны. Примером мо-
гут служить волны на поверхности воды. Поверхность воды
является поверхностью раздела двух веществ: воды — более плот-
ного вещества — и воздуха — менее плотного вещества. Чем силь-
нее ветер, тем быстрее скользит воздух вдоль повепхности воды,
160
вызывая этим образование волн. Гребни и долины волн ориентиро-
ваны перпендикулярно к направлению ветра и перемещаются в на-
правлении движения воздуха.
сходные явления наблюдаются и на поверхности стационарного
фронта. Теплый и холодный воздух, имея различную плотность,
движется в противоположных направлениях вдоль фронтальной
поверхности и образует волны на поверхности раздела (рис. 107).
Рис. 107. Волновые колебания фронтальной поверхности.
Они тем меньше по величине, чем больше отличается по своей плот-
ности теплый и холодный воздух. Однако разность плотностей двух
воздушных масс не может быть большой; поэтому величина воз-
душных волн значитель то больше, чем величина волн на поверх-
ности воды. Длина фронтальных волн (расстояние между верши-
нами двух соседних волн) равна нескольким сотням и даже тыся-
чам километров.
Фронтальные волны возникают на наклонной фронтальной по-
верхности. При пересечении с горизонтальной плоскостью — по-
Ч Метеорология 161
верхностыо земли — эти волны волнообразно искривляют линию
фронта (рис. 107, II). Размах волновых колебаний фронтальной по-
верхности (амплитуда волны) сам по себе невелик; размах же вол-
новых колебаний линии фронта при угле наклона фронтальной по-
верхности в 1 : 100 Е 100 раз больше. Так, если отрезок а
(рис. 107,/) равен 1 км, то отрезок/» равен 100 км.
При волновом искривлении фронтальной поверхности и линии
фронта воздушные потоки с обеих сторон фронта соответственно
искривляются (рис. 108).
Рас. 108. Образование циклона на фронтальной волне.
Изобары и потоки до возникновения волнового возмущения пря-
молинейны и параллельны линии фронта. Искривление потоков при-
водит к тому, что они то отклоняются от изобар в сторону низ-
кого давления, то вновь возвращаются в прежнее положение.
Отклонение потоков от их первоначального направления приво-
дит к уплотнению и разрежению воздуха вблизи различных участ-
ков фронта. Там, где теплый воздух вторгается в область холод-
ного воздуха (гребень волны), наблюдается понижение давления,
что приводит к возникновению циклонических центров, очерчен-
ных замкнутыми изобарами. Наоборот, в тех частях волн, где хо-
лодный воздух отклоняется в сторону теплого (долины волн), на-
блюдается уплотнение воздуха и повышение давления, в резуль-
тате чего в промежутках между циклонами образуются отроги вы-
сокого давления и иногда даже самостоятельные антициклоны.
Понижению давления на гребнях волн способствует также втор-
жение теплого воздуха в область холодного воздуха, и наоборот,
повышению давления в долинах волн способствуют холодные
вторжения в область теплой воздушной массы.
Все циклоны, наблюдающиеся в наших широтах, возникают
в результате волнообразования на фронтах. В промежутках между
циклонами, образовавшимися на фронтальных волнах, формируются
гребни и отроги высокого давления.
Фронтальные волны перемещаются в направлении движения теп-
лого воздуха, аналогично тому, как волны на воде двигаются
в том направлении, куда дует ветер.
На рис. 109 изображено положение стационарного фронта с вол-
нами на нем в два последовательных момента времени. Белая
стрелка указывает направление движения теплого воздуха, черная
стрелка — направление движения холодного воздуха. Стрелка
с оперением обозначает направление смещения волн, а маленькИ
стрелки — направление движения отдельных участков фронТ‘ ’
162
Вид сверху
(синоптическая карта)
Участки фронта АВ и AtB^ перемещаются от холодной воздушной
массы к теплой; следовательно, эти участки представляют собой
холодные фронты. Участки BAt и BtF, наоборот, являются теп-
плыми фронтами, так как они двигаются от теплого воздуха к хо-
лодному. Если в качестве вершины фронтальной волны считать
ту ее часть, в которой теплый воздух заходит в область холод-
ного, то при движении волн вдоль фронта в передней части
каждой вершины волны движется теплый фронт, а в тыловой ее
части — холодный фронт. Эта часть волны совпадает с цикло-
ном; поэтому в передней части циклона находится теплый фронт,
а в тыловой части — холодный.
Пока волновые колебания фронталь-
ной поверхности не приобрели большого
размаха, фронтальные волны вместе со
связанными с ними циклонами перемеща-
ются вдоль линии фронта. Эти колебания
или постепенно затухают, или остаются
без существенных изменений.
Если же волна приобретает большой
размах и теплому фронту волны прихо-
дится заходить далеко в область холод-
ного воздуха, а холодному фронту —
далеко вторгаться в область теплого
воздуха, то на форме волны начинают
сказываться отличительные особенности
теплого и холодного фронтов.
Как известно, холодный фронт дви-
жется быстрее теплого. Более быстро
движущийся холодный фронт при дви-
жении волны слева направо должен до-
гонять теплый фронт. Эти отличительные
свойства теплого и холодного фронтов
начинают проявляться только после до-
статочно продолжительного движения
участка фронта в каком-нибудь одном
определенном направлении: либо в сто-
рону теплого воздуха, либо в сторону
холодного. Когда участок холодного фронта приобретет свои
характерные особенности и вал холодного воздуха станет обруши-
ваться и «катиться» в сторону теплого воздуха, говорят, что холод-
ный участок фронта потерял равновесие.
Первым признаком потери холодным фронтом равновесия яв-
ляется изменение формы фронтальной волны. Вершина волны
в Центре циклона вместо округленной формы приобретает заострен-
ию форму; участок холодного фронта и участок теплого фронта
сходятся теперь в центре циклона под углом. Циклон вступил во
торую стадию своего развития; тогда он называется молодым
! клоном с теплым сектором (рис. 110).
ф Эт°й стадии теплый воздух, ограниченный теплым и холодным
vp нтами, занимает один сектор или квадрант циклона, причем
этого сектора совпадает с геометрическим центром циклона.
F
Рис. 109. Движение фрон-
тальных волн.
После перехода во вторую стадию циклон уже не может вер.
нуться в стадию волны или просто заполниться и исчезнуть. Те-
перь путь его развития предопределен: он должен обязательно
пройти третью и четвертую стадии своего развития и только потом
может заполниться.
При переходе из стадии волны во-вторую стадию циклон продол-
жает углубляться, давление в его центре понижается. Это про-
исходит в результате следующего процесса.
Рис. ПО. Циклон в стадии теплого сектора.
Как известно, движение воздуха в циклоне происходит против
часовой стрелки. Если движение воздуха установилось и происхо-
дит с равномерной скоростью, без ускорения и без замедления, то
оно направлено параллельно изобарам вокруг центра циклона.
В этом случае воздух вращается вокруг центра циклона, не
удаляясь и не приближаясь к нему; в центре циклона не наблю-
дается ни притока, ни оттока воздуха, и давление остается без
изменений.
В момент, когда фронтальная волна теряет устойчивость, холод-
ный воздух начинает двигаться в тылу холодного фронта все
с большим и большим ускорением. С возрастанием скорости увели-
чивается отклоняющее действие вращения Земли (стрелка А на
рис. ПО, 7), вследствие чего начинает отклоняться вправо напра-
вление движения воздуха, т. е. в сторону высокого давления. Воз-
164
пух начинает выбрасываться из центра циклона, и давление в нем
падает — циклон углубляется.
Переход циклона из второй стадии его развития в третью со-
впадает с начавшейся окклюзией. В некоторый момент, обычно не
более чем через 24 часа после перехода циклона из стадии
Рис. 111. Циклон в стадии начавшейся окклюзии.
ЛьГнь’ во ВТОРУЮ стадию, холодный фронт начинает нагонять теп-
ви Фронт и, смыкаясь с ним, образует фронт окклюзии. Оче-
холо°’ Ч“Т° ФР°НТ окклюзии образуется прежде всего там, где
т е Диый фронт наиболее близко находится от теплого фронта,
поел ве1РШИНЬ1 теплого сектора. На р.ис. Ill, I и П изображено два
сектедо'вательных момента в процессе окклюзии циклона. Теплый
°Р циклона постепенно становится все более узким, и вер-
/65
шина его удаляется от центра циклона, с которым его соединяет
теперь только фронт окклюзии. Процесс окклюзии в вертикальной
плоскости показан на соответственных разрезах. Теплый воздух
все более вытесняется 'вверх, причем самым «старым» участком
фронта окклюзии с наиболее высоко вытесненным теплым возду-
хом является конец фронта окклюзии Z, а самым «молодым» —
Рис. 112. Циклон в стадии окончательной окклюзии.
ею начало у вершины теплого сектора М. Центр циклона не свя-
зан постоянно с концом фронта окклюзии Л, но во время общего
движения циклона вместе с системой его фронтов центр циклона
постепенно передвигается вдоль фронта окклюзии. Передвижение
центра Z более медленно, чем смещение вершины теплого сек-
тора М\ поэтому расстояние ZM между центром циклона и вер-
166
тиной теплого сектора все время увеличивается. Крайний участок
фронта окклюзии ZL, который оказался в противоположной части
Тиклона, под влиянием воздушного потока, показанного стрелками,
получает характерный изгиб в центре циклона.
На рис. Ill построена схема в предположении, что фронт окклю-
зии. возникающий в процессе окклюзии данного циклона, является
теплым фронтом окклюзии. Положение верхнего фронта .в циклоне
случае холодного фронта окклюзии легко представить себе на
основании предыдущих рассуждений. В стадии окклюзии циклон
начинает заполняться—давление в его центре растет. Это происхо-
дит потому, что теплый воздух над центром циклона все более вы-
тесняется вверх и заменяется более тяжелым, холодным воздухом.
Скорость движения циклона до начала окклюзии равна несколь-
ким десяткам километров в час; с переходом циклона в третью
стадию развития скорость его движения начинает быстро падать.
Направление движения циклона совпадает с направлением изобар
в теплом секторе, как это показано длинными стрелками на
рис. 111.
Четвертой стадией развития циклона можно считать оконча-
тельную его окклюзию, когда циклоп теряет на синоптической
карте всякую связь со своим теплым сектором (рис. 112). С цен-
тром циклона, находящимся в этой стадии, связан только его
фронт окклюзии. Процесс окклюзии у земли, отражаемый синопти-
ческой картой, может считаться законченным. Он продолжается
теперь только в верхних слоях, где теплый воздух все дальше вы-
тесняется вверх. Циклон заполняется, скорость его движения па-
дает до полной стационарности, и в этой стадии циклон обычно
окончательно исчезает с синоптической карты. Его фронт окклю-
зии часто бывает более долговечным, попадает в сферу другого
циклона и вместе с фронтами этого циклона может долгое время
оказывать влияние на состояние погоды. Большинство циклонов,
приходящих на Европейскую территорию СССР, находится в чет-
вертой стадии своего развития. Продолжительность жизни ка-
ждого циклона в среднем равна 7 дням.
Фронт окклюзии, как уже было сказано, загибается тыловыми
потоками циклона, причем обычно участок фронта окклюзии, рас-
положенный в передней части циклона, бывает теплым фронтом
Окклюзии, а участок фронта окклюзии в тылу циклона — холодным
Фронтом окклюзии. Холодный фронт окклюзии нагоняет теплый
Фронт окклюзии, сливается с ним и образует новый, сложный
Фронт окклюзии. Иногда процесс окклюзии циклона повторяется
несколько раз. Легко себе представить, насколько сложна струк-
тура атмосферы над центром такого многократно окклюдировавше-
юся циклона. На рис. 113 приведен разрез дважды окклюдиро-
вавшегося фронта окклюзии.
Иногда жизнь циклона не прерывается на четвертой стадии,
11 он вступает в пятую стадию.
Пятой стадией развития циклона является его регенерация (воз-
рождение), Регенерация циклона происходит в том случае, когда
олизи центра окклюдированного циклона вновь оказываются рас-
положенными рядом воздушные массы с большим контрастом
/67
температур. Это наблюдается тогда, когда циклон, возникший на
фронте, отделяющем тропический воздух от полярного (рис. 114),
окклюдировался, продвинулся далеко на север и приблизился
к фронту, отделяющему полярный воздух от арктического. Циклон
втягивает арктический воздух во вращательное движение вокруг
своего центра. Арктический воздух в тыловой части циклона на-
чинает с ускорением вторгаться под более теплый полярный воз-
дух. При ускорении увеличивается отклоняющее действие враще-
ния Земли, воздух оттекает от центра циклона, давление падает,
и циклон снова углубляется. Далее процесс протекает по уже опи-
санной схеме: снова начинается окклюзия циклона, арктический
Рис. 114. Регенерация циклона.
воздух вытесняет полярный в
верхние слои, и циклон вновь на-
чинает заполняться.
Волны на стационарном фронте
не возникают одновременно.
Обычно сначала возникает одна
волна, на ней образуется циклон,
который развивается и переходит
в следующую стадию (рис. 115,7)
Затем на соседнем, еще стацио-
нарном участке фронта возни-
кает вторая волна с циклоном,
который также начинает разви-
ваться (рис. 115, /7). Первый,
«старший» циклон все время нахо-
дится в более поздней стадии развития, чем второй, более «моло-
дой» циклон. За вторым следует третий циклон (рис. 115, 7/7)
и т. д. до четырех-пяти, а иногда до шести циклонов на одном
фронте.
Самый «старый» циклон движется впереди, за ним второй, тре-
тий и т. д. Такая последовательная группа циклонов на одном
фронте называется серией циклонов.
Первый циклон при своем движении отклоняется к северу и про-
ходит в наиболее северных широтах. Вторжение холодного воз-
духа за холодным фронтом оттесняет фронт на юг, и второй циклон
/63
проходит значительно южнее. По той же причине третий циклон
проходит южнее второго и т. д. Наконец, в тылу последнего, са-
мого южного циклона серии холодный воздух проникает далеко на
10г и сильно прогревается, контраст в температурах между холод-
ным воздухом и теплым ликвидируется, и фронт размывается.
Рис. 115. Возникновение серии циклонов.
За год через Европу проходит в среднем 66 серий циклонов,
ежду прохождением первых циклонов двух последовательных
ерий протекает в среднем 5^ суток.
„ наших широтах атмосферные процессы определяются взаимо-
*4 Иствием трех основных типов воздушных масс: тропического, по-
169
лирного и арктического воздуха. Между этими тремя типами воз-
душных масс могут существовать два типа фронтов:
1) полярный фронт, отделяющий тропический воздух от поляр-
ного;
2) арктический фронт, отделяющий полярный воздух от аркти-
ческого.
Других типов главных фронтов в умеренных широтах не бывает,
так как тропический воздух никогда не граничит непосредственно
с арктическим воздухом. Серии циклонов возникают на стационар-
ных фронтах, принадлежащих к какому-либо одному из этих двух
типов. Поэтому все циклоны в наших широтах можно подразде-
лить на полярно-фронтовые, возникающие на полярном фронте, и
арктическо-фронтовые, возникающие на арктическом фронте. Лишь
в редких случаях на Дальнем Востоке встречаются тайфуны —
циклоны, возникающие на тропических фронтах и проникающие
в наши широты уже в окклюдированном виде.
5. Погода в циклонах и антициклонах
Погода в циклоне определяется главным образом связанными
с циклоном фронтами. Особенности фронтальных систем облаков
и осадков описаны выше. Теперь необходимо рассмотреть, как бу-
дут распределяться фронтальные типы погоды в циклоне при раз-
личных стадиях его развития.
Стационарный фронт не обладает сколько-нибудь значительной
облачной системой; поэтому возникновение облачной системы и
зоны осадков на таком
фронте служит одним из
признаков образования
волны. На устойчивой вол-
не теплый и холодный
участки фронта еще не
успели приобрести резко
отличительные свойства
холодного и теплого фрон-
тов. Поэтому облачная
система и зона осадков
Рис. 116. Погода в циклоне, находящемся
в стадии волны.
циклона в стадии волны
(рис. 116) сохраняют промежуточные свойства между системами
теплого и холодного фронтов и проходят в форме изогнутой по-
лосы вдоль изгиба фронта, вблизи центра циклона.
С переходом циклона во вторую стадию развития (рис. 117)
особенности теплого и холодного фронтов выявляются достаточно
резко. Зона осадков теплого фронта расширяется в связи с умень-
шением угла наклона фронта; зона осадков холодного фронта, на-
оборот, суживается из-за увеличения наклона фронта. Осадки хо-
лодного фронта приобретают шквалистый характер. К особенно-
стям погоды в циклоне, находящемся во второй стадии развития,
необходимо отнести также и то, что теплый воздух в теплом сек-
торе продвигается далеко на север, а холодный воздух в тылу
холодного фронта продвигается далеко на юг,
ПО
В результате таких перемещений теплый воздух приобретает
большую устойчивость, и в нем часто образуются типичные облака
и осадки устойчивой воздушной массы, т. е. низкие St, туманы
и моросящие дожди (влажная погода — см. таблицу 6 на стр. 124).
Наоборот, при перемещении холодного воздуха за холодным фрон-
том к югу увеличивается его неустойчивость, и в холодном воздухе
образуются кучевообразиые облака со шквалистыми осадками
Обложные фронтальные осадки
Шквалистые осадки неустойчивой
воздушной массы
Моросящие осадки устойчивой
воздушной массы
высокие облака
— Низкие, облака
------- Средние облака
Рас. 117. Погода в циклоне, находящемся во второй стадии.
(тип шквалистой погоды). При помощи условных обозначений на
Рис. 117 изображено распределение этих явлений погоды в ци-
лоне, находящемся в стадии теплого сектора.
*ФИ переходе циклона в стадию начавшейся окклюзии (рис. 118)
и лачные системы теплого и холодного фронтов, а также облака
к осадки внутри теплого сектора отодвигаются ог центра ци-
лона. Вблизи центра циклона теперь располагается система обла-
в и осадков фронта окклюзии, причем, как указывалось, обычно
а сток Z/14 фронта окклюзии бывает теплым фронтом окклюзии
Участок ZL — холодным фронтом окклюзии. Шквалистые
171
осадки и кучевообразные облака холодного воздуха захватывают
теперь еще более значительную часть циклона.
В стадии окончательной окклюзии (рис. 119) в циклоне наблю-
даются облака и осадки, связанные с фронтом окклюзии. Длитель-
ное выпадение осадков фронта окклюзии (так как циклон, очень
«стар») создает благоприятные условия для образования низких об-
лаков и туманов, особенно вблизи линии фронта окклюзии.
При регенерации циклона и его вторичной окклюзии фронталь-
ное строение циклона очень усложняется Вся центральная часть
таких циклонов обычно бывает охвачена обширной зоной осадков,
Рис. 118. Погода в циклоне, находящемся в стадии начавшейся
окклюзии.
которая состоит из зон осадков нескольких фронтов. Обильное и
длительное выпадение осадков приводит к образованию низких об-
лаков, расположенных под фронтальными поверхностями.
В заключение остановимся на условиях погоды, наблюдающихся
в антициклонах. Никакие фронты через центр антициклона прохо-
дить не могут, так как всякий фронт связан с барической ложби-
ной. Именно это обстоятельство послужило основанием для ши-
роко распространенного мнения об антициклонах как областях хо-
рошей погоды и о циклонах как областях плохой погоды. В дей-
ствительности, как мы видели, не все участки циклона характери-
зуются осадками и другими признаками плохой погоды; по окраи-
нам антициклонов могут располагаться фронты., ухудшающие по-
т
Рис. 119. Погода в циклоне, находящемся в стадии окончательной
окклюзии.
году, а в самом центре антициклона иногда может
пасмурная погода.
Помимо отсутствия фронтов, хорошей погоде в
способствует также общее опускание воздуха в его
происходит по следующей
причине (рис. 120). Воздух
Движется в антициклоне, как
известно, вокруг его центра
в направлении вращения ча-
совой стрелки. В приземных
слоях ветер отклоняется от
изобар в сторону низкого
Давления, и поэтому в ниж-
вих слоях антициклона на-
блюдается отток воздуха от
Центра к периферии. Отток
воздуха должен привести
падению давления в цен-
Р| антициклона. Этого не
аолюдается, если процесс.
Рис. 120. Движение воздуха в анти-
циклоне.
И
Синоптическая
карта
ю
в
наблюдаться
антициклоне
центре. Это
/
Разрез
(вид сбоку)
173
вызвавший образование антициклона, еще продолжается. В этом
случае отток воздуха внизу компенсируется притоком воздуха
к центру антициклона наверху. В результате возникает система
движения, показанная на .рис. 120, I. При опускании воздух адиа-
батически нагревается, удаляется от состояния насыщения, облач-
ные слои рассеиваются, и в центре антициклона обычно устанавли-
вается безоблачная погода со слабыми ветрами.
Условия в центре антициклона особенно благоприятствуют воз-
никновению поземного типа погоды.
Опускание воздуха с адиабатическим нагреванием в центре анти-
циклона приводит также к образованию инверсии сжатия. Если
слой воздуха под такой инверсией достаточно влажен, то в центре
антициклона могут наблюдаться сплошной покров низких облаков
и (высокие туманы, т. е. влажная погода. Этот тип погоды наблю-
дается в антициклонах преимущественно зимой.
235(1
ГЛАВА VIII
СИНОПТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ И ПРОГНОЗ ПОГОДЫ
1. Принципы синоптического метода
Современный метод предсказания погоды при помощи синопти-
ческих карт принят после того, как было замечено, что однород-
ные условия погоды наблюдаются одновременно на больших геогра-
фических пространствах и с течением времени перемещаются из
одного района в другой.
Каждая синоптическая карта дает картину распределения по-
годы в пределах обширного пространства. Несколько последова-
тельных синоптических карт дают возможность проследить за пе-
ремещением обширных областей однородной погоды. На основа-
нии этих перемещений и изменений областей однородной погоды
можно рассчитать будущие их перемещения и изменения и по ним
заключить, какая погода будет в том или ином пункте или районе.
Основная трудность, встретившаяся в начале развития методов
синоптической метеорологии, заключалась в том, что необходимо
было решить, какими процессами в атмосфере обусловлены зоны
однородной погоды. Предполагалось, что носителями плохой по-
годы являются исключительно циклоны, а носителями хорошей
погоды — антициклоны. За последние 20—25 лет эти представле-
ния пересмотрены, и в настоящее время мы знаем, что основную
роль в формировании погоды играют воздушные массы и фронты.
Расчет будущих перемещений и изменений областей однородной
погоды сводится к расчету перемещений и изменений воздушных
масс и фронтов, а также циклонов и антициклонов. В дальнейшем
для краткости будем объединять воздушные массы, фронты, ци-
клоны и антициклоны под общим названием синоптические шаблоны.
Сначала необходимо определить точное положение синоптических
шаблонов и их свойства на каждой синоптической карте. Это вы-
полняется синоптическим анализом атмосферных процессов, для
которого используются все без исключения данные о погоде, име-
ющиеся в распоряжении синоптика: синоптические карты, данные
аэрологических наблюдений, наблюдения за изменениями погоды
в данном пункте (местные признаки погоды), данные авиаразведки
погоды и случайные сведения о погоде от экипажей самолетов.
2. Анализ синоптической карты
Для того чтобы определить положение синоптических шаблонов,
необходимо предварительно разобраться в распределении метеоро-
логических элементов на карте. С этой целью синоптическая карта
175
подвергается первичной обработке. В результате первичной обра-
ботки метеорологические элементы распределяются в более простом
и наглядном виде.
Первичная обработка карты обычно начинается с продуктов кон-
денсации — облаков, осадков и туманов — и выполняется услов-
ными обозначениями, приведенными в таблице 9.
Таблица 9
Условные обозначения, применяемые при обработке синоптической карты
На бюллетенях На рабочих картах
Районы обложных осад- ков из облаков As или Ns Затушевывается зе- леным цветом
Районы шквалистых осадков из облаков СЬ Те же значки, что и на бюллетене, только зеленым цветом
Районы моросящих осад- ков из облаков St D -3 0 о* ’’Л То же
Районы сплошных тума- нов I'l'IM'ITI f рЖ'1 1 1 1 1 In 1 1 1 1 ' iii!ir!i!i!i Затушевывается жел- тым цветом
Районы мощных кучевых облаков (по коду CL 2,8) Не обозначаются Зеленым цветом
Районы облаков СЬ (по коду CL 3,9) Не обозначаются V V V V V V V Зеленым пветом
Районы гроз f * Тот же значок крас- ( него цвета
176
Рис. 121. Карта погоды за 7 часов 23 января 1935 г.
-М етеорология
Обработке подвергаются все станции, на которых эти явления
были отмечены в момент наблюдения и вошли в характеристику
погоды (ww) или в характеристику облачности (С,), согласно
международному метеорологическому коду (см. стр. 24). Обычно об-
ложные осадки, наблюдающиеся в виде обширных сплошных зон,
характеризуются по международному коду цифрами ww=60—69
(обложной дождь) и ww=70—79 (обложной снег) и наносятся
иа карту различными значками в форме точек (дождь) и звездочек
(снег). Моросящие дожди характеризуются цифрами ww=50—59 и
изображаются на карте запятыми. Ливневые осадки (ww = 80—89)
принято обозначать треугольником, с которым комбинируются
значки дождя или снега. При обработке карты туманы (ww —
— 40—49) выделяются желтым цветом. Помимо станций, отмечаю-
щих выпадение осадков или оплошной туман, на карте отмечаются
также станции с развитием мощной конвективной облачности
Cl2, 8 и CL3, 9.
Однако обработка осадков, туманов и облаков не сводится
к механической регистрации различных значков на отдельных стан-
циях. Синоптик не может целиком положиться на наблюдателей
метеостанций в классификации явлений погоды, тем более что
даже при своей высокой квалификации наблюдатели не видят раз-
вития процессов погоды за пределами своего кругозора и не могут
дать физического истолкования всем явлениям погоды. Синоптик
помимо более высокой квалификации, имеет перед наблюдателем
то преимущество, что может сравнивать одновременные наблюдения
различных станций и следить за перемещением погоды по синопти-
ческим картам. Поэтому синоптик может и должен корректиро-
вать характеристику осадков, даваемую наблюдателями, сравнивая
показания соседних станций и сопоставляя осадки с другими ме-
тсорологическими элементами.
Вторая операция первичной обработки заключается в проведе-
нии изолиний (линий равных величин) барической тенденции (ве-
личины bb, согласно международному коду).
Барической тенденцией называется величина, на которую изме-
нилось давление за последние 3 часа перед наблюдениями. Рост
давления характеризуется положительной тенденцией, падение да-
вления — отрицательной тенденцией.
Изолинии барической тенденции проводятся по тому же прин-
ципу, как и изобары: каждая изолиния соединяет точки на карте,
в которых давление за предыдущие 3 часа изменилось на опреде-
ленную величину. Изолинии проводятся черным пунктиром для ве-
личин тенденции, кратных одному целому миллибару, т. е. для
ВО 4-2,0 мб и т. д. и —1,0, —2,0 мб и т. д., а также для вели-
чины 0,0 (неизменяющегося давления).
Изолинии барической тенденции представляют преимущественно
замкнутые кривые, группирующиеся вокруг центров понижения
Отрицательные тенденции) и повышения давления (положительные
тенденции). В центре замкнутой изолинии барической тенденции
тавится буква П (падение) или буква Р (рост), как это сделано
На рис. 121.
12
Метеорология
177
Третья операция первичной обработки состоит в предваритель-
ном (черновом) проведении изобар, которые наносятся с учетом не
только давления, но также силы и направления ветра на метеоро-
логических станциях. Изобары должны быть направлены таким
образом, чтобы ветер на метеорологических станциях дул вдоль
изобар, несколько отклоняясь от них в сторону низкого давления.
При этом, если смотреть в направлении, куда дует ветер, то низ-
кое давление должно оставаться слева и несколько впереди от на-
блюдателя, а высокое давление — справа и несколько позади.
Кроме того, в тех местах карты, где ветер сильнее, изобары
должны сгущаться, а в районах слабого ветра — расходиться. Та-
ким образом, данные ветра на карте помогают более точно прово-
дить изобары, особенно в случае редкой сети станций. Иногда изо-
бары наносят после проведения фронтов, но чаще первичную об-
работку карты заканчивают проведением изобар.
После первичной обработки карты приступают к отысканию
синоптических шаблонов. Проведенные изобары выявляют поло-
жение циклонов и антициклонов; задача теперь заключается в опре-
делении воздушных масс и в проведении линий фронтов. Для
каждой метеорологической станции, представленной на карте сво-
ими данными, должен быть получен ответ на вопросы: Какова струк-
тура атмосферы над этой станцией? Состоит ли атмосфера над дан-
ной станцией из однородной воздушной массы или над станцией
располагается фронтальная поверхность? Каковы свойства воздуш-
ной массы, занимающей район станции, и в какой географической
зоне она формировалась?
На синоптической карте нанесены данные нескольких сотен
станций; поэтому провести такой анализ для каждой из них
в условиях оперативного метеорологического обслуживания не-
возможно. В этом случае на помощь приходит свойство однород-
ности погоды на большом протяжении. Достаточно найти линию
фронта, чтобы знать, какие воздушные массы находятся над райо-
нами со многими десятками станций. Для анализа свойств воздуш-
ной массы, занимающей обширные пространства, достаточно позна-
комиться с показаниями нескольких станций, которые находятся
в отдельных частях этой массы, и нет необходимости анализиро-
вать показания всех станций, так как в огромном большинстве они
однородны. Таким образом, задача анализа упрощается и сводится
к отысканию линии фронта.
Для того чтобы найти фронт, надо сначала выделить те районы,
где его местонахождение наиболее вероятно. При решении этой
задачи обращают внимание не на показания отдельных станций,
рассматриваемых изолированно друг от друга, а на общее распре-
деление метеорологических элементов на больших пространствах.
Области обложных осадков из As и Ns представляют характер-
нейший признак фронта. Если на карте имеется вытянутая сплоШ;
ная полоса обложных осадков из облаков фронтальной облачной
системы, как показано на рис. 121, то это может служить указа-
нием па наличие линии фронта где-то поблизости от зоны осадков-
Линия фронта располагается параллельно длинной оси зоны осад-
ков.
178
Из рис. 96—106 видно, что линия фронта иногда может про-
ходить по краю зоны осадков (например, на теплом фронте или
ла холодном фронте первого рода), иногда может пересекать эту
зону (на холодном фронте второго рода, на фронтах окклюзии) или
проходить на некотором расстоянии от края зоны осадков (на
фронте окклюзии, если зона осадков связана исключительно с верх-
ним фронтом; на других фронтах — в случае высокого уровня кон-
денсации). Ответ на вопрос, где же именно проходит линия фронта,
может дать только анализ других метеорологических элементов
или сравнение с предыдущей синоптической картой. Необходимо
отметить, что далеко не на всяком фронте выпадают осадки. По-
этому, помимо тех участков карты, где на наличие фронта указы-
вают осадки, необходимо искать фронт и в других частях карты.
На рис. 121 можно отметить две области обложных осадков.
Одна из этих зон в форме вытянутой полосы проходит через
северную1 часть Скандинавского полуострова, через Финляндию,
Ленинградскую и Западную области. Другая зона осадков нахо-
дится в крайней восточной части карты. Таким образом, по рас-
положению областей обложных осадков можно предполагать на-
личие почти меридионально ориентированного фронта в районе Фин-
ляндии и другого фронта на востоке.
Линия фронта обычно совпадает с барической ложбиной. Во вся-
ком случае, изобары на линии фронта изгибаются циклонически,
т. е. изобары более низкого давления должны находиться во вну-
тренней части изгиба, а изобары более высокого давления — во
внешней части изгиба. Поэтому участки карты, где проходит ось
такого наиболее резкого циклонического изгиба изобар, являются
наиболее вероятным местом расположения фронта. В нашем при-
мере ось наиболее резкого циклонического изгиба изобар совпадает
с западным краем области осадков над Финляндией.
Рассмотрим характер изменений давления на метеорологической
станции вблизи фронта.
Предположим, что линия фронта и связанная с ней барическая
ложбина движутся слева направо (рис. 122) и приближаются к ме-
теорологической станции, первоначальное положение которой
относительно фронта определяется точкой А7. По мере прибли-
жения фронта к метеорологической станции ее положение после-
довательно определяется точками А2, Д3 и, наконец, в момент
прохождения фронта через станцию — точкой Л4.
Как видно из рисунка, через метеорологическую станцию в рав-
ные промежутки времени переходят изобары 1 010, 1 005, 1 000 мб
и т- Д., т. е. при приближении фронта давление понижается. Пред-
положим, что метеорологическая станция попадает из точки А,
в точку А2 через 6 часов; тогда изменение давления за преды-
дущие 3 часа (тенденция) в точке А2 равно —2,5 мб. Такие же
еличины тенденции получим в точках А.3 и Л4. После прохождения
дронта метеорологическая станция попадает последовательно
точки Д5, до> д и переходит с изобары 995 мб (в точке AJ
do/3o6aPbI I 000, 1 005 и 1 010 мб, т. е. после прохождения фронта.
ка-^д1116 в03Растает- Исходя из прежних условий, получаем в точ-
Л5. Лв и А7 величины тенденции 4-2,5. Таким образом, перед
179
фронтом располагается область отрицательных тенденции^ а за
фронтом — область положительных тенденции. Схема такого рас-
пределения изолиний тенденций представлена на рис. 123, /. Как
видно из рисунка, изолинии тенденции наиболее сильно сгущаются
вблизи линии фронта, ядро падения лежит перед фронтом и ядро
роста — за фронтом.
Распределение .тенденций на схеме I получено из предположения,
что ложбина, связанная с фронтом, перемещается, но сама
остается без всяких изменений.
В действительности обычно бари-
ческие системы непрерывно изме-
няются, ложбины углубляются
или заполняются. Рассмотрим, как
могут распределяться изолинии
барической тенденции вблизи
фронта в случае углубления или
заполнения ложбины.
Предположим, что на измене-
ния давления, обусловленные пе-
ремещением ложбины, наклады-
вается еще падение давления вви-
ду ее углубления. Предположим
также, что это дополнительное
Рис. 123. Распределение ба-
рической тенденции вблизи
фронта.
1010 1005 1000 995 990 Н 990 9S5 100010051010
Рис. 122. Изменение давления пл
станции при прохождении фронта.
падение характеризуется тенденцией —3,0 мб. Складывая алгебраи-
чески эту величину с тенденциями перед фронтом и в тылу фронта
на схеме /, получаем новое распределение изолиний тенденций, за-
фиксированное на схеме II. На этой схеме ядро падения перед
фронтом усилилось, но ядро роста за фронтом исчезло. Если лож-
бина заполняется, то необходимо учитывать дополнительный рост
давления в ложбине из-за этого заполнения. Предполагая, что До-
полнительный рост давления характеризуется тенденцией +3,0 Жу.
из тех же исходных данных можно получить схему III. На это<
180
схеме усилилось ядро роста давления и исчезло ядро падения да-
вления. Следовательно, при любых изменениях давления ядро наи-
большего падения давления должно находиться перед фронтом1,
а ядро наибольшего роста давления — в тылу фронта.
На рис. 121 отмечается одно ядро падения давления (отрица-
тельных тенденций) па севере Финляндии и ядро роста давления
(положительных тенденций) в восточной части карты. По выведен-
ному правилу необходимо сначала установить, в каком направлении
на карте движется воздух и, следовательно, в каком направлении
может двигаться фронт. Воздух движется в основной своей массе
параллельно изобарам, оставляя низкое давление слева, т. е. так,
как показано стрелками на рис. 121. Ядро падения должно нахо-
диться перед фронтом, поэтому фронт надо искать к западу (слева)
от этого ядра, так как движение происходит с запада на восток.
Рис. 124. Циклонический и антициклонический разделы ветров.
Изолинии тенденции наиболее сгущены на западной стороне обла-
сти осадков. Это еще раз подтверждает, что линия фронта должна
проходить по западному краю области осадков. Ядро роста давле-
ния должно находиться в тылу фронта, следовательно, фронт надо
искать к юго-востоку от него, т. е. за пределами наших сведений,
так как ядро роста лежит на самом краю карты.
Рассмотрим данные о ветре. Как уже было указано, на стацио-
нарном фронте ветры у земли направлены .под углом к линии
Фронта — на линии фронта наблюдается сходимость воздушных
потоков (рис. 124, /), ветры дуют навстречу друг другу. На линии
движущегося фронта направление ветров не характеризует сходи-
мости потоков, ветры только резко меняют свое направление. Так
Как линия фронта совпадает с ложбиной, а воздух движется около
пожбины, вращаясь против часовой стрелки, то изменение ветра на
Фронте должно иметь строго определенный характер (рис. 124, II).
При переходе через линию фронта слева направо направление
тРа изменяется против часовой стрелки (сравните стрелку вверху
•Кзсунка со схем°й часов). Таким образом, если на карте отмечается
менение ветра, как показано на рис. 124, III, совпадающее с на-
/67
правлением вращения часовой стрелки, то такое изменение ветра
характеризует не фронт, а гребень высокого давления, в котором
фронты не наблюдаются. Аналогично расходимость ветров (рис. 124,
IV) наблюдается в области повышенного давления и также не
характеризует фронта.
Возвращаясь к рис. 121, можем заметить, что на всем простран-
стве Скандинавского полуострова и бассейна Балтийского моря
преобладают западные ветры, с небольшими отклонениями на от-
дельных станциях к юго-западным и северо-западным румбам.
В зоне обложных осадков ветры резко изменяют свое направление
на южное и юго-восточное, т. е. на западной границе зоны осадков
ветер вращается против часовой стрелки. Это лишний раз под-
тверждает наличие здесь линии фронта. Дальше к востоку ветер
резко меняет направление на юго-западное, северо-западное и
северное, т. е. в направлении вращения часовой стрелки, огибая
гребень высокого давления: здесь искать фронт бесполезно.
Температура на карте, так же как и ветер, не подвергается пер-
вичной обработке, но при анализе карты синоптику необходимо
ясно представлять общую картину распределения температуры на
больших пространствах, не распыляя внимания на отдельные стан-
ции. На рис. 121 такая общая картина распределения температуры
представляется в следующем виде. На Скандинавском полуострове,
в бассейне Балтийского моря, в Латвийской и Эстонской ССР,
в районах Минска и Полоцка наблюдается положительная темпе-
ратура, которая на отдельных станциях колеблется от 0° до +5°.
На западной границе области осадков наблюдается резкое пони-
жение температуры — на севере на 11°—14°, на юге — на 7°-—8°.
Это понижение температуры продолжается дальше на восток;
самая низкая температура (до —20°, —23е) отмечается в северо-
восточной части, в районе Архангельска. К юго-востоку наблю-
дается некоторое потепление; температура здесь порядка —11°,
—13°.
Таким образом, наиболее резкий скачок температуры наблю-
дается на той линии, на которую уже указывали фронтальные при-
знаки осадков, давления, тенденции и ветра.
После анализа распределения отдельных метеорологических эле-
ментов синоптик сопоставляет и согласовывает свои выводы, чтобы
притти к определенному решению относительно размещения воз-
душных масс и фронтов. Если эти выводы не противоречат, а на-
оборот, подтверждают друг друга, то выбор решения не предста-
вляет затруднений.
Однако очень часто распределение одного метеорологического
элемента указывает на наличие фронта, а распределение другого
элемента не определяет признаков фронта. В этом случае синоптик
прибегает к анализу, мысленно восстанавливая весь ход развития
атмосферного процесса, и дает физическое объяснение наблюдаю-
щемуся на карте распределению метеорологических элементов-
При этом синоптик получает ясную картину, почему одни из эле-
ментов указывают на наличие фронта, а другие таких указаний не
дают, и каким из этих элементов в данном случае нужно придавать
большее значение.
182
п рассматриваемом примере (рис. 121) распределение всех эле-
ментов в полном согласии друг с другом указывает на линию
Апонта, проходящую по западному краю зоны осадков в Финлян-
дии и Ленинградской области. Однако, помимо резкого изменения
температуры на этой линии, распределение температуры характери-
зуется также резким разрывом и на восточной границе зоны осад-
ков. Здесь температура понижается к востоку от —7°, —12° до
__16° —21°. Вместе с тем другие метеорологические элементы
не подтверждают наличия здесь линии фронта. Изобары здесь либо
изгибаются антициклонально, либо прямолинейны. Ядро падения
давления (отрицательных тенденций) при общем движении с юго-
запада на северо-восток оказывается в тылу линии предполагае-
мого фронта, а ядро роста давления — перед этой линией, т. е.
распределение барической тенденции противоположно тому, кото-
рое может наблюдаться на фронте. Направление ветра характери-
зует расходимость, а не сходимость потоков. Следовательно, рас-
пределение большинства метеорологических элементов отрицает
наличие фронта.
Почему же тогда так резко изменяется температура? Ответ на
это можно получить только при помощи анализа происходящих
явлений.
В области гребня высокого давления, ориентированного от Киева
на Архангельск, наблюдается высокая облачность с большими про-
яснениями. Рассматриваемый пример относится к середине зимы
(23 января); поэтому отсутствие облаков способствует радиацион-
ному охлаждению приземного слоя воздуха, а плотный облачный
покров со снегопадом препятствует такому охлаждению. Этим объ-
ясняется понижение температуры от зоны осадков к гребню.
Физическое объяснение наблюдаемого распределения темпера-
туры позволяет синоптику в данном случае не искать линию
фронта на восточной границе зоны осадков, а ограничить свои
поиски районом вблизи западной границы этой зоны.
Определив те области, на которые общие признаки указывают
как на район влияния фронта, приступают к детальному про-
черчиванию линии фронта, анализируя в этом случае каждую от-
дельную станцию в пределах этих областей. Линия фронта про-
водится в основном между теми станциями, где о наличии фронта
говорит наибольшее количество признаков. Относительно каждой
из этих станций приходится решать вопрос, находится ли она
в предфронтальной воздушной массе, во фронтальной зоне или
в воздушной массе, движущейся в тылу фронта.
Уточнить линию фронта на карте рис. 121 не представляет за-
труднений, так как все фронтальные признаки проявляются с ма-
ксимальной резкостью на западной границе зоны осадков. По мно-
Гим характерным признакам метеорологические станции, отметив-
шие давления 67,4 (967,4 мб); 75,2; 86,0; 97,9; 01,5 (1 001,5 мб)\
и4.7 и 14,1, можно отнести к зоне теплой воздушной массы, рас-
положенной к западу от фронта (западный ветер, положительные
температуры, моросящие дожди). Станции, отметившие давления
78,8; 93,6; 92,0; 94,9; 01,3; 02,4; 07,8 и 13,6, очевидно,
Должны быть отнесены к предфронтальной зоне теплого фронта
183
(южный и юго-восточный ветер, резкое падение давления, снего-
пады обложного типа, довольно низкая отрицательная темпера-
тура). Таким образом, линию фронта можно провести между этими
двумя группами станций.
Восстанавливая мысленно развитие атмосферного процесса во
времени, синоптик сравнивает показание какой-либо станции на
карте с показаниями той же станции за предыдущий срок наблю-
дений. На основании этого сравнения синоптик может решить, про-
шел ли фронт через данную станцию за промежуток времени ме-
жду двумя сроками наблюдения или нет.
Рис. 125. Использование истории процесса при анализе карты.
Рассмотрим пример. На рис. 125, /, изображена часть синопти-
ческой карты с тремя метеостанциями. Участок холодного фронта
движется слева направо. Линия фронта определяется без труда ме-
жду метеостанциями № 1 и 2 по падению давления перед фрон-
том и росту давления за фронтом, циклоническому изменению
направления ветра, резкому скачку температуры (на 8°) и различию
в характере погоды и облачности (на станции № 1 облачность и
погода характерны для теплой устойчивой воздушной массы; на
станции № 2 те же элементы характерны для холодной неустой-
чивой воздушной массы).
На рис. 125, II, изображена та же часть карты, но за последую-
щий срок наблюдений, когда фронт успевает продвинуться на не-
которое расстояние вправо. Здесь линия фронта выражена менее
резко, и имеются два варианта возможного положения этой линии:
прежде всего — между станциями № 1 и 2, так как здесь имеются
фронтальные признаки тенденции (падение, рост), ветра, темпера-
туры и облачности. Однако фронтальные признаки тенденции (па-
дение, более слабое падение), ветра, температуры имеются также и
между станциями № 2 и 3.
Для правильного определения положения линии фронта необхо-
димо решить вопрос, прошел уже фронт через станцию № 2 или
еще не проходил. Для этого сравним показания станции № 2 на
схеме II (рис. 125) с показаниями той же станции на схеме I. Как
видим, на станции № 2 еще продолжается падение давления, но
оно сильно замедлилось, — отрицательная тенденция уменьшилась
по абсолютной величине от 1,8 до 0,4. Характеристика тенденции
на рис. 125,7/, отражает не только задержку падения, но и начало
роста давления, еще не успевшего сказаться в форме положитель-
184
ной тенденции (величина тенденции дает только общин итог изме-
нения давления за 3 часа). Ветер повернулся на 45° в характерном
пая фронта направлении и ослабел. Температура понизилась на 3°.
Кроме того, станция №2 в характеристике прошедшей погоды (U7)
отмечает снегопад и количество выпавших осадков в 1 мм, что
было бы необъяснимо, если бы станция оставалась в теплой воз-
душной массе.
Таким образом, сравнение наблюдений за различные сроки, или
история процесса, с очевидностью показывает, что фронт уже
прошел станцию № 2 и первый вариант положения линии фронта
непригоден.
Из сравнения наблюдений станции № 3 на схемах / и II видно,
что эта станция остается в теплой воздушной массе; следова-
тельно, фронт на схеме II расположен между станциями № 3 и 2.
При использовании истории процесса, которая является весьма
важным фактором анализа, синоптик должен исходить из следую-
щих основных правил.
1. Фронт не может внезапно появиться и внезапно исчезнуть.
Поэтому достаточно резкий фронт, найденный на предыдущей
карте, должен существовать и на последующей карте — и наобо-
рот.
2. Фронт не может перемещаться против общего потока, а на-
оборот, переносится вместе с этим потоком. О направлении потока
можно судить по направлению изобар, а о его скорости — по рас-
стоянию между изобарами. Поэтому, если фронт пересекает изо-
бары таким образом, что общий поток несет его с запада на вос-
ток, то на последующей карте он не может располагаться западнее,
чем на предыдущей, — он должен переместиться на восток.
Величину перемещения фронта на карте за промежуток времени
между двумя последовательными картами можно приблизительно
определить при помощи градиентной линейки, которая описана
ниже.
3. Циклон не может перейти из более поздней стадии своего
развития в более раннюю стадию, и конфигурация фронтов вблизи
Центра циклона должна отвечать этому условию.
Градиентная линейка (рис. 126,/) используется
зом. Точку О совмещают с какой-либо изобарой
а ось О А — с линией фронта, поворачивая ее в
Давления. Из точки а, совпадающей с соседней
вляют перпендикуляр к оси ОА до пересечения с
а из точки с опускают перпендикуляр ,на ось________________„ „„
Вредставляет искомое расстояние на карте, на которое может сме
Ститься линия фронта за 6 часов (к сроку следующей карты).
Вели надо определить не смещение фронта, а скорость градиент
Ог° ветра на высоте свыше 500 м, то ось ОА нужно повернуть
еРпенди1кулярно к изобарам (рис. 126,//); тогда в точке b можно
рочесть искомую скорость ветра,
1осле проведения линии фронта по положению изобар опреде-
поеТСЯ иапРав^«ие общего переноса воздуха вблизи фронта и на-
Наавлен,ие движения фронта. Тем самым определяется тип фронта
Различных его участках, которые окрашиваются в синий или
следующим обра-
на линии фронта,
сторону высокого
изобарой, восста-
кривой в точке с,
ОВ. Отрезок ОЬ
185
Красный цвет. Фронт окклюзии определяется по конфигурации
фронтов в циклоне и по его стадии, а также по незначительности
контраста температур на линии фронта и по типам воздушных
масс, разделяемых фронтом. Как известно, главные фронты (поляр-
ный и арктический) не могут разделять воздушные массы одного
зонального типа, например морской полярный воздух от континен-
тального полярного. Поэтому фронты между этими подтипами
воздушных масс всегда являются фронтами окклюзии.
Характер распределения температуры, направление движения
фронта и положение зоны осадков относительно линии фронта по-
зволяют притти к заключению, что фронт в нашем примере является
теплым (см. рис. 121).
Рис. 126. Градиентная линейка.
Действительно, более теплая воздушная масса расположена к за-
паду от линии фронта, а более холодная — к востоку от нее. Общее
движение воздуха, вместе с которым движется и фронт, напра-
влено с запада на восток (судя по изобарам), т. е. от теплого воз-
духа к холодному. То, чтогв данном случае мы имеем дело не
с теплым фронтом окклюзии, также движущимся от теплого воз-
духа к холодному, подтверждается слишком резким контрастом
температуры на фронте. Такой контраст можно наблюдать только
на главном фронте, отделяющем воздушные массы двух главных
географических типов. Вся зона осадков оказывается по правую
сторону от линии фронта, т. е. в области холодного воздуха. Это
также подтверждает, что фронт является теплым.
Географический тип воздушных масс устанавливается сопоста-
влением ряда предыдущих карт. Воздушные массы ограничены
фронтами; поэтому по перемещению фронтов можно судить о пере-
мещении воздушной массы и, установив район ее формирования,
определить ее географический тип. Кроме того, для этого можно
воспользоваться гомологами эквивалентно-потенциальной темпера*
туры. После определения типов воздушных масс анализ карты мо-
жет считаться законченным.
186
3. Обработка и использование аэрологических данных
По синоптическим картам можно следить только за бледными
отражениями атмосферных процессов, развивающихся во. всей толще
тропосферы. Как можно было убедиться на схемах строения фрон-
тов, на синоптической карте сложные фронты отражаются очень
примитивно, и судить по ним о всей сложности протекающих на-
верху процессов невозможно. Необходимым дополнением к синоп-
тическим картам являются данные аэрологических наблюдений.
Для того чтобы разобраться в аэрологических данных, их надо
также подвергнуть первичной обработке.
Рис. 127. Нанесение шаропилотных данных на каргу.
Существуют различные методы первичной обработки аэрологи-
ческих данных для синоптического анализа. Так, например, шаро-
пилотные данные ветра на высотах обычно в наглядной форме
наносятся на синоптическую карту. По данным самолетных зонда-
жей и подъемов радиозондов составляются или специальные гра-
фики для отдельных пунктов, например тетаграммы, или верти-
кальные разрезы атмосферы по заданным направлениям, или высот-
ные аэрологические карты.
Шаропилотные данные наносятся на карту в виде ломаной ли-
нии, состоящей из стрелок (рис. 127). Каждая стрелка изображает
направление ветра через 1 км высоты и соответственно этому на-
правлению ориентирована относительно стран света. Скорость
ветра (в м/сек или км/час) наносится цифрой около стрелки.
Стрелка, относящаяся к первому километру высоты, начинается
°т кружка станции; остальные последовательно примыкают друг
к другу.
Шаропилотные данные, нанесенные на синоптическую карту, по-
Зволяют более точно судить о направлении и скорости воздушных
течений на различных уровнях, чем это можно сделать по назем-
ным изобарам. Поэтому шаропилотные данные позволяют более
дуЧНо определять скорость и направление движения фронтов и воз-
Определить приблизительно скорость и направление ветра на
Ысоте 1—2 км можно по направлению изобар и по расстоянию
изобарами на обычной синоптической карте, применяя гра-
ентную линейку. Однако такое определение ветра в верхних
в0°ЯХ основано на одном очень важном допущении, что движение
3Духа наверху равномерно, происходит без всяких ускорений и
187
при установившемся равновесии силы барического градиента и от-
клоняющей силы вращения Земли. В действительности движение
воздуха иногда может существенно отклоняться от принятого. По-
мимо того (и это наиболее важно), конфигурация изобар с высо-
той изменяется; на картах изобар верхних уровней, составленных
по аэрологическим данным, изобары имеют другую форму, чем
изобары на обычных синоптических картах. Часто циклоны и анти-
циклоны, очерченные на синоптической карте, исчезают на более
высоких уровнях и заменяются прямолинейными изобарами, про-
ходящими над центрами этих барических систем так, как это по-
казано на рис. 128.
Оказывается, что нижние циклоны и антициклоны перемещаются
в направлении градиентного ветра, дующего вдоль этих изобар;
этот ветер носит название ведущего потока. О барическом поле на
Направление
Рис. 128. Ведущий поток и изобары верхних уровней.
достаточно высоких уровнях не всегда имеются сведения, но шаро-
пилотные данные дают возможность определить направление веду-
щего потока. Если на нескольких аэрологических станциях, окру-
жающих центр циклона или антициклона, при самых различных
ветрах в нижних слоях с некоторой высоты устанавливается общее
направление потока (рис. 128), то этот поток можно считать веду-
щим потоком.
По шаропилотным данным можно также определить высоту
фронтальной поверхности над данным пунктом: фронтальный раз-
дел ветра найдет отражение в резком скачке ветра на двух сосед-
них уровнях.
На рис. 129 изображен пример такого скачка ветра. Одна из
аэрологических станций А находится на расстоянии 400 км перед
линией теплого фронта в холодном воздухе, другая станция В —
за теплым фронтом, в теплом воздухе. Шаропилотные данные на
первой станции отмечают резкий скачок ветра между уровнями
2 и 3 км, причем ниже этого скачка ветер имеет скорость и напрД'
вление, характерные для холодного воздуха, а выше — характерны6
для теплого воздуха (сравните со станцией В). Фронтальная повер4'
ность расположена на высоте 2—3 км над станцией А. Так как
188
эта станция находится на расстоянии 400 км от линии фронта, то
можно считать наклон фронтальной поверхности равным от
3 км 1 1,5
т. е. 200 или 2и0.
2 KM „ ----
400 км км
Из специальных аэрологических графиков, составляемых по дан-
ным самолетного зондирования и подъемов радиозондов, простей-
шим является обычный график распределения температуры с высо-
той, который приводился выше (см. рис. 19). Иногда на этот же
рафик наносят кривую относительной влажности. Для составления
графика не требуется никаких вычислений, но применение его до-
вольно ограничено. На основании графика температуры и относи-
тельной влажности можно определить высоту и мощность слоев
инверсии, изотермии и высоту фронтальной поверхности.
Как уже указывалось, фронтальная поверхность обычно характе-
ризуется инверсией. Отличить фронтальную инверсию или изотер-
мию от обычных инверсий в однородной воздушной массе можно
по одному особому их признаку: в слое обычной инверсии, наряду
с повышением температуры с вы-
сотой, наблюдается одновремен-
ное падение относительной влаж-
ности. Это объясняется двумя
причинами.
Во-первых, при одинаковом за-
пасе влага в различных слоях
однородной воздушной массы, в
слое с более высокой темпера-
турой относительная влажность
должна быть ниже.
Во-вторых, слой инверсии пре-
U—
8 10 11 11 12
ТВ
I_____1
200км
Рис. 129. Признаки фронта по шаро-
пилотным данным.
пятствует поступлению влаги снизу
вверх, и водяной пар скопляется над инверсией. Кроме того, опу-
скание воздуха над инверсиями в антициклонах способствует его
высушиванию, аналогично явлению фёна.
В слое фронтальной инверсии условия совершенно иные. Теплый
воздух над слоем фронтальной инверсии, как известно, скользит
вверх, охлаждается и приближается к состоянию насыщения. Теп-
лый воздух над фронтальной инверсией обладает более высокой
влажностью, чем холодный воздух над инверсией. Поэтому в слое
Фронтальной инверсии влажность увеличивается с высотой. Зная
высоту, на которой располагается фронтальная поверхность над
Данной станцией, и зная расстояние от этой станции до линии
Фронта, можно определить наклон фронтальной поверхности, как
Эт° было показано на примере использования шаропилотных дан-
Иногда на график температуры и влажности наносят положение
облачных слоев и различные примечания наблюдателя, поднимав-
шегося на самолете. Особенно большое практическое значение это
МФ~'Т при обслуживании авиации.
v, о распределению температуры с высотой можно судить об
- Тойчивости и неустойчивости различных слоев. Обычный график
189
температуры для этой цели недостаточен. При помощи этого гра-
фика можно решить вопрос только о сухоустойчивости, т. е. о рав-
новесии при отсутствии процессов конденсации. Для того чтобы
учесть также и влияние конденсации, необходимо знать положение
температурной кривой по отношению к влажной адиабате. Для
этого используется готовый бланк, называемый эмаграммоц
(рис. 130), на который наносится температурная кривая. На бланке
эмаграммы по оси ординат вместо высоты откладывается давление;
эта замена не создает никаких затруднений, так как в данных зон-
дирования, помимо высоты, всегда приводится и давление. Наклон-
ные пологие линии на бланке эмаграммы изображают сухие адиа-
баты; наклонные пунктирные линии — влажные адиабаты. Сравни-
вая крутизну наклона температурной кривой в различных слоях
с крутизной наклона ближайших адиабат, получают характеристику
устойчивости этих слоев.
Тетаграмма (см. стр. 131) также позволяет судить о степени
устойчивости воздушных слоев при наличии процессов конден-
сации. Наклон кривой тетаграммы вправо (увеличение 6' с высо-
той) характеризует влажноустойчивость, наклон кривой влево —
влажнонеустойчивость. Вертикальное положение кривой тетаграммы
(6' не изменяется с высотой) соответствует случаю, когда изме-
нение температуры с высотой совпадает с влажной адиабатой и
равновесие слоя при наличии конденсации безразлично. Тетаграмм3
не дает возможности судить о сухоустойчивости и сухонеустойчи-
190
и слоя; для этого ее необходимо сопоставлять с обычной тем-
пературной кривой.
Наибольшее применение тетаграмма находит при определении
а воздушной массы с помощью тетаграмм-гомологов. Переход
кривой тетаграммы с кривой гомолога одной воздушной массы на
кривую гомолога другой воздушной массы (см. рис. 82) характе-
ризует высоту фронтальной поверхности над данной станцией.
р Вертикальные разрезы атмосферы составляются следующим обра-
зом. На карте проводят прямую линию в наиболее важном для
анализа направлении, причем это направление выбирают с таким
расчетом, чтобы прямая линия прошла через наибольшее число
аэрологических станций.
Затем на миллиметровой бумаге составляют график, откладывая
по оси абсцисс расстояния по намеченной на карте прямой от про-
извольно выбранной точки, а по оси ординат — в произвольном
Рис. 131. Схема вертикального разреза через фронт.
масштабе высоту над уровнем моря. На этом графике для каждой
аэрологической станции проводят вертикальную прямую, около
которой записывают аэрологические данные для различных уров-
нен. Соединяя изотермами точки с одинаковыми температурами
и проводя другие вспомогательные изолинии, получают наглядный
Разрез атмосферы, на котором можно найти следы наклонных
Фронтальных поверхностей.
Рассмотрим, какими признаками характеризуются фронтальные
поверхности на вертикальных разрезах. В однородной воздушной
массе изотермы на вертикальном разрезе должны проходить гори-
зонтально и параллельно друг другу, причем убывание температуры
бычно идет снизу вверх (рис. 131). Чем теплее воздушная масса,
ем выше должна располагаться одна и та же изотерма. Если
jP°ht представляет геометрическую поверхность, не имеющую тол-
^'HbI (рис. 131, /), то изотермы с обеих сторон фронта обрыва-
н Ся- Однако в действительности фронт всегда является переход-
м слоем некоторой толщины; поэтому изотермы на фронте изла-
гаются и при переходе от холодного воздуха к теплому под-
даются вверх.
191
Если фронтальная поверхность характеризуется инверсией, то
изотермы в (переходном слое изламываются так, как показано на
рис. 131, II. Это наблюдается в том случае, когда переходный
слой достаточно тонок или температурная разность между воздущ-
ними массами велика. С увеличением толщины переходного слоя
(рис. 131, III) или с уменьшением температурной разности фрон-
тальная инверсия может замениться изотермией; тогда изотермы
в переходном слое будут подниматься вертикально. При дальней-
шем уменьшении резкости фронта (рис. 131, IV) фронтальная по-
верхность может характеризоваться лишь замедлением падения
температуры с высотой и на вертикальном разрезе изобразится не
очень крутым подъемом изотерм.
Рис. 132. Пример вертикального разреза через холодный фронт.
Пример вертикального разреза через поверхность холодного
фронта приведен на рис. 132. Как видим, вертикальные разрезы
позволяют довольно подробно осветить форму фронтальной поверх*
ности.
Из различных видов высотных аэрологических карт наибольшее
применение в службе погоды нашли карты барической топографии-
Как известно, распределение давления в атмосфере можно мысленно
представить в форме изобарических поверхностей, проходящих на
различных расстояниях от земной поверхности. Пересечение неко-
торых из изобарических поверхностей, расположенных в нижних
слоях воздуха, с земной поверхностью дает те изобары, которые
проводятся на обычных синоптических картах. Области повышения
изобарических поверхностей, барические холмы, соответствую1,
антициклонам на карте. Понижения изобарических поверхностен,
барические долины и воронки, соответствуют циклонам.
Изобары на синоптической карте могут дать общее предст3'
вление о конфигурации изобарических поверхностей в нижних слоя-
воздуха, но ничего не говорят о распределении давления в боле
192
высоких слоях. Для этого и служат карты барической топографии,
которые составляются следующим образом.
Выбирается какая-нибудь одна изобарическая поверхность, рас-
положенная в достаточно высоком слое над землей, например изо-
барическая поверхность, на которой давление равно 700 мб. Затем
по данным имеющихся за определенный срок аэрологических зон-
дажей определяют высоту над уровнем моря, на которой давление
в 700 мб было отмечено над каждой из аэрологических станций.
Полученные высоты наносят на карту около соответствующих
станций и на карте по этим величинам проводят линии равных
высот — изогипсы. Составленная таким образом карта носит на-
звание карты абсолютной барической топографии изобарической
Рис. 133. Карта абсолютной барической топографии.
Поверхности 700 мб и представляет наглядную картину конфигу-
рации этой изобарической поверхности (рис. 133). Внешне она
есьма сходна с обычной топографической картой рельефа мест-
ости. Название «абсолютная» указывает, что высоты изобариче-
их поверхностей отсчитываются от одного общего постоянного
Уровня — уровня 'моря.
Рез дрГИ'ПСЬ1 на карте барической топографии обычно проводят че-
об qa м ВЫсоты.. Они, так же как и изобары на карте, очерчивают
антиСТь Циклонов (низкие высоты изобарической поверхности) и
Так Цк'Клон°в (большие высоты), но уже для более высоких слоев.
6ji.eL НапРимер высота изобарической поверхности 700 мб коле-
блЙЭкя «коло 3 км, высота же изобарической поверхности-500 мб
13 а К Км- -^ля более полного освещения нескольких слоев
МетеоролОГИЯ 193
обычно составляют Несколько карт барической топографии для раз-
личных изобарических поверхностей — 900, 700, 500 и 400 мб.
Между изогипсами абсолютной барической топографии и ветром
на уровне изобарической поверхности существует такое же соот-
ношение, как между изобарами на карте и градиентным ветром.
Ветер на уровне данной изобарической поверхности направлен
параллельно изогипсам, причем таким образом, что если смо-
треть по направлению ветра, то понижение высоты изобарической
поверхности происходит справа налево. Ветер усиливается там, где
изогипсы проходят чаще, и ослабевает там, где расстояния между
ними увеличиваются.
Рис. 134. Карта относительной барической топографии.
Используя это соотношение, на карты абсолютной барической
топографии, помимо высот изобарической поверхности, наносят
данные шаропилотных наблюдений для близкого к изобарической
поверхности слоя. Так, на карту абсолютной топографии поверх-
ности 500 мб наносят данные ветра на уровне 5 км. Ветер изобра-
жается стрелкой с оперением, причем каждое малое перо соответ-
ствует скорости ветра в 10 км/час, а каждое большое перо —
20 км/час. Стрелки ветра помогают уточнить конфигурацию изо-
гипс в тех районах, для которых нет достаточного количества
зондажей. На карты абсолютной барической топографии наносят
также температуру на уровне изобарической поверхности по дан-
ным зондажей.
Помимо карт абсолютной барической топографии, в службе по-
годы применяются также карты относительной барической топо-
194
графин. В отличие от карт абсолютной топографии, на карты отно-
сительной барической топографии наносят не высоту изобарическое
поверхности над уровнем моря, а ее высоту над другой изобариче-
ской поверхностью, например высоту поверхности 500 мб над по-
верхностью 1 000 мб. На этих картах проводятся также изогипсы
через 40 м высоты (рис. 134).
Направление изогипс на картах абсолютной топографии указывает
синоптику направление ведущего потока на высоте. Сближение и
расхождение изогипс абсолютной топографии имеют очень важное
значение для предсказания будущих изменений давления внизу.
Там, где изогипсы приближаются друг к другу, наблюдается как
бы сужение потока, так как воздух движется вдоль изогипс. Су-
жение потока приводит к скоплению воздуха в потоке вследствие
того, что он не успевает проходить через узкое место, и к росту
давления у земли. Расходимость изогипс сопровождается обрат-
ным эффектом и, следовательно, падением давления у земли. При
отыскании на карте районов сходимости и
необходимо представлять, в какую сторону
движется воздух вдоль изогипс (рис. 135).
В тех областях атмосферы, где воздух
теплее и, следовательно, менее плотен, рас-
стояния между изобарическими поверхно-
стями больше, и наоборот, в более холод-
ном воздухе эти расстояния меньше.
Это свойство изобарических поверхностей
используется на картах относительной ба-
рической топографии. Увеличение высоты
изобарической поверхности над другой изо-
барической поверхностью характеризует по-
вышение средней температуры столба воз-
духа между ними, а уменьшение высоты — понижение этой темпе-
ратуры. Поэтому на картах относительной барической топографии
в центрах изогипс наибольших высот пишется: «тепло» (ТВ),
а в центрах наименьших высот — «холодно» (ХВ) (см. рис. 134).
В синоптическом анализе карты относительной топографии
играют роль корректур синоптических карт. Распределение темпе-
ратуры на синоптической карте настолько сильно искажается от
влияния местных особенностей земной поверхности, что по синопти-
ческой карте бывает трудно судить о положении теплых и холод-
ных воздушных масс. Относительная барическая топография вос-
полняет этот недостаток. Как показано на рис. 134, распределение
теплых и холодных масс но изотермам у земли и по изогипсам
имеет различный характер, причем более достоверны данные отно-
сительной барической топографии.
4. Использование местных признаков погоды и данных
авиаразведки погоды
Наблюдения за местными изменениями погоды представляют
большую ценность для анализа, так как, во-первых, между момен-
том наблюдений, послуживших для составления синоптической
13* ips
расходимости изогипс
'денир .
давленйя
Рост
<авленая
Рис. 135. Сходимость и
расходимость потоков.
Н
В
:арты, и моментом составления прогноза проходит несколько ча-
ов, и данные синоптической карты могут несколько устареть;
ю-вторых, данные наблюдений сети станций, передаваемые по
леждународному коду, не всегда могут вскрыть некоторые детали
югоды, которые имеют особую важность для анализа атмосферных
процессов.
К таким деталям относятся:
1. Распределение облаков, особенно высоких ярусов, по различ-
ным частям видимого небосвода.
2. Некоторые детали в формах облаков, особенно кучевообраз-
ных (Ас, Си, СЬ), которые могли бы указать синоптику на дальней-
шее развитие или затухание процессов конвекции (появление баше-
нок на облаках Ас, начало оледенения вершин Си и т. д.).
3. Направление движения облаков различных ярусов, указываю-
щее направление перемещения погоды.
4. Оптические явления в атмосфере (цвет зари, цвет неба, кругл
и венцы около Солнца и т. д.).
Местные наблюдения могут вскрыть все эти детали; кроме того,
местные наблюдения имеют перед данными синоптических карг
преимущество непрерывности.
Синоптик по местным изменениям погоды может уточнить своп
расчеты будущих изменений погоды, сделанные по синоптическим
картам, и конкретизировать свои представления о свойствах синоп-
тических шаблонов, обнаруженных на карте.
Для авиационной службы погоды еще более важное значение,
чем местные наблюдения, имеют данные авиаразведки погоды и
сведения о погоде, получаемые от находящихся в воздухе или при-
летающих экипажей самолетов. Помимо получения более свежих
сведений о погоде, чем это дает синоптическая карта, сведения,
полученные от летного состава, могут содержать такие данные,
которых никаким другим способом (за исключением специального
самолетного зондирования) получить нельзя. К таким данным отно-
сятся сведения об обледенении самолетов, толщине и распреде-
лении облачных слоев, наличии сильных вертикальных токов воз-
духа и т. д. Большая длина маршрута полета увеличивает цен-
ность этих сведений.
Авиаразведка погоды наиболее важна в боевой обстановке, когда
территория противника совершенно не освещена метеорологиче-
скими сведениями. В этих условиях сведения авиаразведки должны
заменить данные целого участка синоптической карты. Помимо
того, каждое наблюдение, сделанное в полете, представляет осо-
бую ценность.
Авиаразведка может дать следующие сведения:
1) формы облаков по линии полета;
2) высота и толщина некоторых слоев облаков, которые удалось
пробить в полете;
3) положение зон осадков и туманов;
4) данные о зонах обледенения самолета;
5) направление и сила ветра на уровне полета;
6) сила вертикальных токов воздуха.
По этим данным синоптик должен установить положение ФР°Ь
196
тов, воздушных масс и их характер на территории противника. Рас-
пределение форм облаков, их высоты и толщины, а также зон
осадков, характерное для фронтальных систем (см. выше), позво-
ляет установить положение фронта на линии полета. Данные об
облаках, характерных для устойчивой или неустойчивой воздушной
массы, и данные о силе вертикальных токов позволяют уточнить
особенности воздушных масс. Распределение направления и силы
ветра дает возможность приблизительно определить положение
барических систем.
Случайные сведения о погоде, получаемые от экипажей самоле-
тов, с территории, освещенной обычными метеорологическими дан-
ными, важны не столько для определения положения синоптиче-
ских шаблонов, сколько для выяснения некоторых свойств этих
шаблонов, особенно важных для авиации (высота и толщина обла-
ков, обледенение и т. д ). Эти сведения служат важным вспомога-
тельным материалом при метеорологическом обслуживании полетов.
5. Прогноз синоптического положения и прогноз погоды
По окончании анализа синоптической карты и всех дополнитель-
ных данных (аэрологических и т. д.) приступают к составлению
прогноза будущего синоптического положения, т. е. будущих рас-
пределения и свойств синоптических шаблонов. Основным методом
расчета при составлении такого прогноза является экстраполяция.
Экстраполяцией называется метод расчета, основанный на пред-
положении, что движение какого-либо предмета или изменение
какой-либо величины должно происходить в будущем по тому же
закону, по которому это движение или изменение происходило до
настоящего момента. Предположение, положенное в основу экстра-
поляции, вполне применимо к процессам погоды, так как погода
обладает некоторой инерцией и стремится сохранить направление и
скорость своего развития. Однако в отдельных случаях метод
экстраполяции приводит к ошибочным выводам, так как, несмотря
на инерцию, процессы погоды все же непрерывно и иногда очень
быстро меняют свой характер. Поэтому методы экстраполяции
должны обязательно дополняться физическими объяснениями хода
атмосферных процессов.
При составлении прогноза синоптического положения используют
три метода экстраполяции:
1) экстраполяция движения — для расчета будущих перемещений
Фронтов, воздушных масс, циклонов и антициклонов;
2) экстраполяция изменения — для расчета будущих изменений
Давления в центрах циклонов и антициклонов, изменений интен-
сивности осадков на фронтах, изменений температуры воздушных
Масс и т. д.;
3) сложная вычислительная экстраполяция — для вычисления
УДУЩего распределения давления; этот вид экстраполяции заме-
Шет экстраполяцию движения циклонов и антициклонов и экстра-
‘оляцию изменения давления в их центрах.
Экстраполяция движения синоптических шаблонов заключается
₽ сдедуюшем. Предположим, что синоптику необходимо рассчитать
'97
будущее перемещение циклона, геометрический центр которого на
карте за 7 часов (по которой дается прогноз) находится в точке
Ло (рис. 136). Для этого синоптик отмечает на данной карте поло-
жение центра циклона по предыдущим картам за 1 час (точка А-в),
за 19 часов (точка Д-12) и строит траекторию движения циклона
за прошедшее время.
Желая определить будущее положение центра циклона на
24 часа вперед, синоптик может поступить следующим образом.
Применяя наиболее простой и грубый способ, синоптик проводит
прямую через точки Ао и А -24 и на ее продолжении от точки До
откладывает отрезок Д0Д'+24, равный Л„Д-2ы точка Д'4-24 при-
близительно представляет искомое положение центра циклона че-
рез 24 часа.
Рис. 136. Расчет движения центра циклона
Более точный результат можно получить, если учитывать изме-
нения скорости и направления движения, которые характеризуются
положением промежуточных точек As , А-12 и Д-18 и общей
формой траектории. Определив угол а, на который отклоняется
циклон за каждые 6 часов, и приблизительно установив тенден-
цию к замедлению или ускорению движения, синоптик строит пред-
полагаемую траекторию движения Д0Д7+24 и находит искомое при-
близительное положение центра в точке Д"+24
Экстраполяция изменения давления в центре циклона основана
на сравнении величин давления в центре циклона на данной карте
и на карте за какой-либо предыдущий срок. Если давление в цен-
тре циклона за прошедший промежуток времени уменьшилось, то
на будущее время также предполагается углубление циклона и
уменьшение давления в его центре. Изменения метеорологических
элементов обладают меньшей инерцией, чем движение синопти-
ческих шаблонов; поэтому количественно изменение давления
в центре циклона не экстраполируется, а делается только заклю-
чение о характере изменений.
Методы вычислительной экстраполяции будущего распределения
давления разнообразны. Наилучшие результаты дает метод изал-
лобар.
Метод изаллобар основан на составлении специальных карт вели-
те
чин изменения давления, представляющих разности между вели-
чинами давления на последней синоптической карте и на предыду-
щей карте, отделенной промежутком времени в 12 или 24 часа.
По величинам разностей давления, нанесенным на отдельную карту,
проводят изолинии, называемые изаллобарами (линии равных изме-
нений давления).
Изаллобары замыкаются на карте вокруг центров наибольшего
падения и наибольшего роста давления. Относительно этих центров
на практике установлено, что они перемещаются в большинстве
случаев равномерно и изменяются при этом только постепенно.
Таким образом, экстраполяция движения и изменения изаллобари-
ческих центров может быть более точной, чем экстраполяция дви-
жения и изменения циклонов и антициклонов на обычной синопти-
ческой карте.
Применяя описанные выше методы экстраполяции к изаллобари-
ческим центрам, получают предполагаемое их расположение, на
будущей карте изаллобар. Эта будущая карта изаллобар предста-
вляет распределение разностей между величинами давления на
еще неизвестной будущей синоптической карте (на 12 или 24 часа
вперед) и величинами давления на текущей синоптической карте.
Накладывая карту изаллобар на текущую синоптическую карту и
складывая разности давления на карте изаллобар с величинами да-
вления на синоптической карте, получают карту будущего распре-
деления давления.
Метод изаллобар имеет то преимущество, что он заменяет обыч-
ную экстраполяцию движения и изменения циклонов и антицикло-
нов и дает результаты в точной количественной форме. Однако
корректирование этого метода физическим объяснением явлений
более затруднительно, и в отдельных случаях метод изаллобар мо-
жет привести к значительной ошибке.
Ход атмосферных процессов имеет тесную физическую связь
с распределением различных метеорологических элементов. Харак-
терная особенность в распределении одного метеорологического
элемента часто позволяет сделать вывод о будущем изменении
другого метеорологического элемента и, таким образом, перейти
к прогнозу. Так, например, сходимость и расходимость изогипс
на картах барической топографии или сходимость и расходимость
ветров по шаропилотным данным позволяют сделать вывод о бу-
дущих изменениях давления внизу; распределение ветров по вы-
соте над циклоном дает возможность определить направление дви-
жения циклона и т. д. Благодаря этому выработаны синоптические
правила, наиболее распространенные из которых следующие:
1. Воздушная масса зимой при движении с моря на сушу стано-
вится устойчивее; летом обратное будет наблюдаться при движении
с суши на море.
2. В усиливающемся стационарном антициклоне день ото дня
усиливаются и снижаются инверсии сжатия, задерживающие кон-
векцию летом и весной и создающие благоприятные условия для
образования туманов зимой и осенью.
3. Холодный фронт, приближаясь к горной цепи, может обо-
стриться,
19?
4. Горные хребты действуют замедляюще на движения фронтов,
причем замедляющее действие тем сильнее, чем выше хребет и чем
на меньшую высоту простирается фронт.
5. Циклон движется в направлении движения теплого воздуха;
у молодого циклона с теплым сектором это направление совпадает
с направлением изобар в теплом секторе, а у окклюдированного
циклона — с ветрами на высоте в вытесненном наверх теплом
воздухе.
6. Циклон с изобарами, близкими к круговым, движется в напра-
влении наибольших отрицательных тенденций. Антициклон с изо-
барами, близкими к круговым, движется в направлении наибольших
положительных тенденций.
7. Два циклона, близких по мощности, вращаются один относи-
тельно другого против часовой стрелки.
8. Циклон углубляется при повышении неустойчивости образую-
щих его воздушных масс. »
9. В центральной части углубляющегося циклона тенденции
отрицательны; в центральной части заполняющего циклона — поло-
жительны.
10. Если ветер в слоях воздуха выше 500—600 м меняет свое
направление с высотой вправо, то давление в данном пункте должно
надать; если же ветер в этих слоях вращается влево, то давление
должно возрастать.
Применение синоптических правил, которых вообще существует
значительно больше, чем здесь приведено, никогда не должно быть
формальным. Синоптику всегда необходимо ясно представлять
себе, на основе каких физических соотношений выведены эти
правила и какова роль этих физических соотношений в данном
случае.
Таким образом, на основании ряда предыдущих карт синоптик
рассчитывает методом экстраполяции будущее перемещение и изме-
нение циклонов, антициклонов, фронтов и связанных с ними воз-
душных масс. Исходя из синоптических правил, примененных
к данной синоптической обстановке, он вносит поправки в свои
экстраполяционные расчеты, уменьшая или увеличивая предпола-
гаемые в будущем перемещения и изменения. На основании таких
исправленных расчетов синоптик либо мысленно, либо на карте
рисует для себя будущее распределение синоптических шаблонов
в какой-нибудь момент времени (например, на 24 часа вперед по
сравнению с картой, по которой дается прогноз), т. е. составляет
будущую синоптическую карту. Исходя из этой карты, синоптик
и составляет прогноз погоды для пункта, района или маршрута
полета.
Различные типы погоды и значения метеорологических элемен-
тов, наблюдаемые на синоптической карте, связаны с определенными
синоптическими шаблонами. Перемещение и изменение синоптиче-
ских шаблонов вызывает перемещение и изменение типов погоды
и определенных значений метеорологических элементов. Если буду
щие движения и изменения синоптических шаблонов известны, то,
исходя из этого, можно определить и будущие изменения погоды
в интересующем нас районе,
200
В рассмотренном ранее примере синоптической ситуации процесс
составления прогноза погоды для Москвы на ближайшие 24 часа
от срока данной карты представляется в следующем виде. Пред-
положим, что скорость теплого фронта, расположенного к западу
от Москвы, определена методами экстраполяции в 40 км/час, при-
чем фронт движется прямо на восток. Так как Москва находится
в 450 км впереди фронта, то фронт пройдет через Москву прибли-
зительно через 11 часов после срока данной карты, т. е. в 18 часов,
фронт связан с зоной осадков, ширина которой на участке фронта,
приближающемся к Москве, равна примерно 100 км и обрывается
на линии фронта. Следовательно, в прогнозе погоды можно ука-
зать, что в Москве ожидается увеличение и понижение облачности
и с 15—16 часов (за 2^ часа до прохождения фронта) до 18 ча-
сов — снегопад. Карта показывает, что непосредственно за фронтом
воздушная масса имеет температуру от 0° до -|-2°, в Москве же
температура равна —15°; следовательно, в прогнозе можно указать
резкое потепление в Москве к вечеру, до оттепели. В Москве на-
блюдается ветер северо-западного направления; ближе к фронту ве-
тер южного и юго-западного направления и поворачивает за фрон-
том на запад. Соответствующих изменений ветра можно ожидать
и в Москве.
Современный прогноз погоды не дает абсолютной точности, та-
кой, например, какую дают астрономические прогнозы затмений
и других явлений. Синоптический метод слишком примитивен для
расчета сложнейших атмосферных процессов, несравненно более
сложных, чем движения планет. Поэтому ошибки в синоптических
прогнозах погоды неизбежны, и они проистекают не от недостатка
квалификации или недостаточной добросовестности синоптиков
(хотя могут быть и такие случаи), а от несовершенства самого
метода.
ГЛАВА IX
ВЛИЯНИЕ ПОГОДЫ НА РАБОТУ АВИАЦИИ
1. Метеорологическая обстановка полета
Состояние воздушной среды, которое мы называем погодой,
влияет на условия выполнения полета и на решение задач, поста-
вленных перед экипажем (бомбометание, разведка, воздушный бой,
аэрофотосъемка и т. д.). Неблагоприятная погода нарушает без-
опасность полетов, снижает регулярность и рентабельность граждан-
ских воздушных сообщений, затрудняет выполнение специальных
заданий. Однако в боевых операциях ВВС погода может играть
а положительную роль, создавая прекрасные средства маскировки.
Поэтому в работе военной авиации погода является одним из важ-
нейших оперативно-тактических факторов.
Развитие авиационной техники постепенно преодолевает вредное
влияние атмосферных явлений на полет. Вместе с тем современная
авиация предъявляет дополнительные требования к метеорологи-
ческому обслуживанию.
Под погодой обычно понимают комплекс метеорологических
элементов (температура, ветер, облачность и т. д.). С чисто навига-
ционной точки зрения, обычные метеорологические элементы не
всегда отражают особенности погоды, наиболее важные для усло-
вий полета, и наоборот, отличительные свойства многих из этих
элементов для полета несущественны. Так, например, облака,
в которых обледеневают самолеты, и безопасные в этом отношении
облака имеют совершенно различное значение для полета, несмотря
на (внешнее их сходство. Наоборот, ряд явлений погоды, совершенно
разнородных с точки зрения метеорологии, оказывают одинаковое
влияние на полет. Например, дождь и туман важны для авиации
только из-за ухудшения видимости в зонах этих явлений.
Метеорологическая обстановка полета складывается из девяти
основных элементов:
1) видимость внешних ориентиров;
2) обледенение воздушного судна;
3) ветер;
4) атмосферные электрические разряды;
5) состояние поверхности аэродромов;
6) рему («болтанка»);
7) изменение давления по пути полета;
W2
8) наличие твердых частиц в атмосфере;
9) температура воздуха.
Метеорологическая обстановка на пути полета бывает неодно-
родной. Обычно на одних участках пути погода более благоприятна,
на других — менее благоприятна.
Для того чтобы полностью оценить метеорологическую обста-
новку полета, необходимо учитывать элементы погоды не только
вдоль линии полета на одном каком-либо уровне, но также и усло-
вия погоды по сторонам от линии полета и на различных уровнях.
Летчик при выполнении полета может обходить неблагоприятные
зоны, либо отклоняясь в сторону (в пределах, допускаемых зада-
нием), либо изменяя высоту полета. Поэтому сделать окончатель-
ное заключение о трудностях и особенностях предстоящего полета
можно только после того, как намечен наиболее благоприятный
из возможных вариантов полета с учетом обхода, изменения вы-
соты и т. д.
Предположим, что полет
должен быть совершен из
точки А в точку В (рис. 137).
Условия задания или тех-
нические условия полета(на-
пример, запас горючего) та-
ковы, что отклонения от
маршрута АВ не могут пре- (
вышать расстояния в 200 км.
В этом случае летчик мо- 8км
жет выбирать направление
пути лишь в пределах пря-
моугольника abed. Предполо-
жим, что потолок самолета
равен 8 км. Тогда, помимо
изменения направления по-
лета,' летчик может изменять
Рис. 137. Летное пространство.
также высоту полета в пределах до
8 км\ следовательно, для выбора пути он располагает простран-
ством в пределах параллелепипеда abcda'b'c'd'. Назовем это про-
странство летным пространством.
Для полной оценки метеорологической обстановки в боевой
операции или в отдельном полете необходимо располагать данными
о метеорологических элементах в каждой точке летного простран-
ства.
Влияние погоды сказывается различно, в зависимости от техни-
ческих данных самолета или другого воздушного корабля (дири-
жабля, аэростата, планера). Метеорологическая обстановка, пред-
ставляющая большую опасность для воздушных кораблей одного
типа, может быть вполне благоприятной для воздушных кораблей
Другого типа или с другим оборудованием. Так, например, для са-
молета, снабженного антиобледенительным устройством, обледене-
ние гораздо менее опасно, чем для самолета, не имеющего этого
Устройства. Поэтому оценка метеорологической обстановки с точки
Зрения трудности выполнения полета не может быть универсальной
11 одинаково справедливой для всех типов воздушных кораблей.
1
203
При составлении такой оценки всегда следует принимать во вни-
мание конкретные технические данные воздушного корабля.
Значение погоды при выполнении полета зависит также от харак-
тера задачи, поставленной перед экипажем. Действительно, при
выполнении рекордного перелета метеорологическая обстановка
должна выбираться с особой тщательностью, и перелет может
откладываться до благоприятного изменения погоды. Наоборот,
боевые действия военной авиации часто не допускают никакой от-
срочки и могут иногда выполняться в самых разнообразных усло-
виях погоды. Таким образом, метеорологическая обстановка полета
всегда должна оцениваться с точки зрения конкретных задач,
поставленных перед экипажем.
Рассмотрим особенности каждого из перечисленных выше эле-
ментов метеорологической обстановки полета в отдельности.
2. Видимость внешних ориентиров
С земли и с воздушного корабля видимость может определяться
в различных направлениях от наблюдателя. В дальнейшем будем
различать горизонтальную и вертикальную видимость. Горизонталь-
ной видимостью называется видимость линии горизонта и предме-
тов, расположенных в одной горизонтальной плоскости с наблю-
дателем. Вертикальной видимостью называется видимость по вер-
тикальному направлению. При наблюдениях с самолета вертикаль-
ная видимость — это видимость наземных ориентиров непосред-
ственно под самолетом. Наземный наблюдатель может определять
вертикальную видимость по ориентирам, расположенным над ним,
по пролетающим воздушным кораблям, шарам-пилотам, нижней по-
верхности облаков и т. д. Предметы, находящиеся выше нижней
поверхности облаков, с земли не видны; поэтому высота нижней
границы облаков над поверхностью земли представляет дальность
вертикальной видимости с земли. С самолета, находящегося в обла-
ках или над облаками, не видна земная поверхность; следовательно,
высота нижней границы облаков определяет также дальность вер-
тикальной видимости наземных ориентиров с самолета.
Влияние условий видимости наиболее сильно сказывается на тех-
нике выполнения полета тогда, когда внешние ориентиры совер-
шенно невидимы с самолета. Такие условия наблюдаются в обла-
ках, в зонах сплошных туманов или очень сильных снегопадов.
Полет при полном отсутствии видимости называется слепым.
Особенности слепого полета заключаются в следующем. Для
поддержания горизонтального положения самолета летчик в обыч-
ном полете пользуется видимой линией горизонта или положением
наземных ориентиров. Отсутствие видимости заставляет применять
специальные аэронавигационные приборы — искусственный гори-
зонт, указатель поворота и скольжения и др. Субъективные вос-
приятия летчика расходятся с показаниями приборов, и нужна
длительная специальная тренировка в слепых полетах, чтобы лет-
чик мог преодолеть недоверие к приборам. Даже при хорошей
тренировке летного состава длительный слепой полет приводит
2W
к повышенному нервно-психическому утомлению экипажа и в не-
которых случаях может привести к потере управления самолетом.
В слепом полете летчик не видит препятствий, находящихся на
пути самолета. Поэтому слепой полет весьма опасен на горных
трассах и в районах плотного воздушного движения, где возможно
столкновение со встречным самолетом.
Кроме того, полет вне видимости земли связан с риском боль
того отклонения от заданного маршрута и полной потери ориенти-
ровки. Восстановление ориентировки по наземным ориентирам после
длительного полета по приборам также довольно затруднительно,
особенно если пилот не знает, в какую сторону он отклонился.
Помимо потери времени и излишней траты горючего, потеря ориен
тировки связана с опасностью вынужденных посадок в незнакомой
местности.
В боевых условиях слепой полет, несмотря на его отрицательные
стороны, может дать большой положительный эффект. Самолет,
находящийся в слепом полете, хорошо замаскирован, так как его
приближение можно обнаружить только при помощи звукоулавли-
вателей. Маскируясь в облаках, можно незаметно подойти к вы-
бранным объектам противника для атаки или разведки, в любой
момент выйти из воздушного боя, скрыться от преследования или
совершить внезапное нападение на воздушные силы противника
на их базе.
Необходимость слепого полета возникает не очень часто. Обычно
в атмосфере бывают условия, при которых летчик располагает ча-
стичной видимостью. При ухудшении видимости наземных ориен-
тиров летчик может снизить высоту полета до минимальной, допу-
скаемой безопасностью, и уже с этой высоты следить за
наземными ориентирами.
Дальнейшее ухудшение видимости сказывается прежде всего на
горизонтальной видимости. Площадь видимой земной поверхности
сокращается, и при движении самолета ориентиры быстро мель-
кают, их нет возможности распознать. Препятствия на пути полета
и встречные самолеты могут быть замечены лишь на близком рас-
стоянии, и обход их затрудняется.
Сохранение горизонтальности полета по наземным ориентирам не
составляет особого труда, но при полете над водной поверхностью,
однородным снеговым покровом и т. д. условия ухудшенной види-
мости сходны с условиями слепого полета, и чем меньше види-
мость, тем это сходство ближе. Следовательно, ухудшенная види-
мость наземных ориентиров затрудняет ориентировку, создает
опасность столкновений с наземными препятствиями' и со встреч-
ными самолетами и в некоторых случаях приводит к условиям сле-
пого полета. Ухудшенная видимость наблюдается в зонах дождя
или снегопада и в тумане средней или слабой интенсивности.
Особые условия полета возникают при полете над облаками или
между слоями облаков. Земля в этом случае не видна и вертикаль-
ная видимость отсутствует, но линия горизонта видна вполне удо-
влетворительно.
При полете над облаками визуальная ориентировка невозможна.
Однако при дальних перелетах в этих условиях обычная инстру-
205
ментальная ориентировка может быть дополнена астрономической.
При полете между слоями облаков астрономическая ориентировка
становится невозможной. Видимая линия горизонта позволяет со-
хранять горизонтальность полета над облаками без применения
приборов, а удовлетворительная видимость устраняет опасность
столкновений.
В боевых условиях полет над облаками может служить маски-
ровкой только от наземного противника, но не от воздушных па-'
трулей. В этом отношении более благоприятен полет между слоями
облаков, так как, не представляя трудностей слепого полета, он
сокращает поле зрения воздушных сил противника.
Таким образом, можно наметить следующие различные условия
видимости при выполнении полетов:
1) полное отсутствие видимости—слепой полет (в облаках,
сильном сплошном тумане, при сильном снегопаде с метелью);
2) сильно ухудшенная горизонтальная видимость при наличии
вертикальной видимости (в зоне среднего или слабого тумана,
в зоне дождя, снегопада, пыльной бури и т. д.);
3) отсутствие вертикальной видимости при удовлетворительной
горизонтальной видимости (над облаками, между слоями облаков,
над зоной тумана);
4) удовлетворительная горизонтальная и вертикальная видимость
(при отсутствии каких-либо явлений, при слабой дымке или сла-
бых осадках).
Для оценки метеорологической обстановки в отношении видимо-
сти внешних ориентиров необходимо знать, к какому типу можно
отнести условия видимости в различных частях летного простран-
ства. Так, например, если зона ухудшенной видимости (слой низких
облаков, туман, сильный снегопад) расположена в самой нижней
части летного пространства — прилегает вплотную к земной по-
верхности или находится от нее на очень близком расстоянии, то
полет по видимым наземным ориентирам становится невозможным
или опасным. В этом случае остается выбор только между поле-
том над облаками и слепым полетом. Если же облака или туман
захватывают все летное пространство и их верхняя граница лежит
выше потолка самолета, то слепой полет становится неизбежным.
Большое значение имеет также горизонтальная протяженность
зон ухудшенной видимости: если зоны тумана, зоны осадков или
облачность не распространяются на всю ширину летного простран-
ства, то их можно обойти, отклонившись в сторону от кратчайшего
маршрута. Особенно часто такая возможность может представиться
для самолетов с большим радиусом действия и не связанных со
строго определенной трассой (например, дальний полет бомбарди-
ровочной авиации). Зоны ухудшенной видимости в имеющих осо-
бое значение частях летного пространства, как £ы они ни были
малы, могут сделать выполнение полета невозможным. Так, напри-
мер, если пункт посадки или объект бомбардирования закрыт гу-
стым туманом, то даже при хорошей погоде во всем остальном
летном пространстве полет становится опасным или бесцельным.
Из технических данных самолета наибольшее значение имеют
крейсерская скорость, посадочная скорость, устойчивость в воз-
206
2246
духе, потолок и радиус действия, а также аэронавигационное обо-
рудование.
’ Чем больше крейсерская скорость, тем, при прочих равных усло-
виях, быстрее пролетает самолет зону слепого полета. Это обеспе
чивает меньшую утомляемость летчика. Однако быстрое движение
и смена ориентиров затрудняют ориентировку в зоне ухудшенной
видимости, а последствия потери ориентировки при большой ско-
рости могут быть более существенными — самолет успеет отойти
далеко от основного направления. Следовательно, для скоростных
самолетов влияние ухудшенной видимости более существенно, чем
для самолетов, обладающих небольшой скоростью.
Чем больше посадочная скорость и пробег цри посадке, тем
опаснее для самолета посадка в зоне ухудшенной видимости. Точ-
ность глазомерных расчетов летчика в этом случае должна быть
особенно велика.
Чем больше устойчивость самолета в воздухе, тем менее опасен
для него слепой полет. Для абсолютно устойчивых летательных
аппаратов — аэростатов, дирижаблей — слепой полет вообще не
связан с опасностью потери управления и нарушения равновесия.
Большой потолок и большой радиус действия самолета расши-
ряют летное пространство и дают возможность обходить зоны
ухудшенной видимости на больших высотах и с большим откло-
нением от линии маршрута.
Помимо обычного аэронавигационного оборудования, позволяю-
щего сохранять горизонтальность самолета в слепом полете и
ориентироваться вне видимости земли, влияние ухудшенной види-
мости почти полностью сводится на-нет благодаря применению
средств радионавигации — полет по радиомаяку и т. п. Применение
радионавигации разрешает в основном проблему слепого полета
по заданному направлению. Опыты по посадке вслепую пока не
выходят ив стадии эксперимента, и для самолета, совершающего
полет по радиомаяку, наибольшее значение имеют условия види-
мости в пунктах взлета и посадки.
Таким образом, ухудшенная видимость наиболее сильно влияет
на работу легких скоростных самолетов с большой посадочной
скоростью, небольшим радиусом действия и недостаточным радио-
оборудованием. Наименее существенны условия видимости для
дирижаблей и аэростатов.
Характер задачи, поставленной перед экипажем, также опреде-
ляет роль условий видимости при выполнении полета. Так, напри-
мер, особенно сильно зависят от благоприятных условий видимости
аэрофотосъемка и воздушное патрулирование — лесоохрана, бое-
вое воздушное охранение и т. д.
При бомбометании желательно, чтобы объект атаки был виден
с высоты, недоступной для огня зенитной артиллерии, и чтобы рас-
положенный выше сплошной облачный слой давал возможность
маскироваться при подходе к цели и в случае нападения истреби-
телей противника.
Систематическая авиаразведка больших площадей на территории
противника требует таких же условий видимости, как и работа
бомбардировочной авиации. Разведка какого-либо определенного
207
небольшого объекта (железнодорожной станции, аэродрома и т. д.)
может быть построена на принципе внезапности. Для этого вида
боевых заданий низкая облачность и ухудшенная видимость явля
ются не препятствием, а благоприятным условием. Самолет «выска-
кивает» из облаков над выбранным объектом и немедленно скры-
вается опять в облака до того момента, как противовоздушная
оборона противника будет приведена в действие.
При выполнении полетов по линиям гражданской авиации тре-
буется особенно тщательное обеспечение безопасности. К условиям
видимости предъявляется требование полного соответствия уста-
новленному минимуму, допускающему безопасный полет. Особенно
жестки требования, предъявляемые к условиям видимости на аэро-
дромах вылета и посадки. Кроме того, «минимум метеоусловий»
изменяется в зависимости от трассы, технических данных самолета
и т. д. Однако для воздушных сообщений важно также сохра-
нение регулярности и рентабельности полетов. Отмена полета,
наносящая материальный ущерб, допускается лишь при опасных
условиях погоды, оговоренных в действующих наставлениях.
Испытательные и рекордные перелеты не связаны с регуляр-
ностью, но требуют особенно благоприятных условий погоды.
Даже незначительное ухудшение видимости может иметь решаю-
щее значение при испытательных и рекордных полетах.
Видимость внешних ориентиров — наиболее важный метеорологи-
ческий элемент. От видимости полностью зависят многие виды
боевого применения авиации; условия же видимости изменяются
наиболее часто и наиболее резко.
3. Обледенение воздушных кораблей
Явление обледенения заключается в том, что на внешних частях
воздушного корабля начинает нарастать твердый ледяной налет.
Основной причиной обледенения является столкновение водяных
капель, находящихся в воздухе при отрицательной температуре,
с воздушным кораблем.
Как известно, вода может сохраняться в жидком виде и при
температуре ниже 0°, однако такое состояние воды можно сравнить
с состоянием неустойчивого равновесия. Пока вода находится
в абсолютной неподвижности, она сохраняет жидкое состояние,
но при малейшем толчке она моментально замерзает. В атмо-
сфере, как мы знаем, при отсутствии ледяных кристаллов
конденсация водяного пара всегда приводит к образованию капель,
независимо от того, при положительной или при отрицательной
температуре воздуха это происходит. Вместе с тем плавающие
в воздухе капли не испытывают толчков и могут сохраняться жид-
кими при очень низких температурах. Самолет, попадая в облако,
состоящее из таких переохлажденных капель, сталкивается с ними,
капли разливаются по его поверхности и замерзают, образуя твер-
дый ледяной налет.
Второй, менее существенной причиной обледенения является
непосредственный переход водяного пара в твердое состояние
на поверхности самолета. Особенно часто это происходит при пере-
26®
ходе самолета из холодного слоя в более теплый. Самолет оказы-
вается холоднее окружающего воздуха. Частицы воздуха, сопри-
касающиеся с самолетом, начинают охлаждаться, и водяной пар
конденсируется на поверхности самолета. Образовавшиеся на по-
верхности самолета водяные капли под ударами встречного воз-
духа быстро замерзают, образуя тонкий ледяной налет. В дальней-
шем этот ледяной налет играет ту же роль, что и ледяные
кристаллы, — водяной пар начинает осаждаться на поверхности
этого налета в виде кристаллов инея. Этот вид обледенения
не имеет существенного практического значения ввиду легкости
и хрупкости ледяного налета.
На рис. 138 показаны различные виды обледенения.
Таким образом, сильное обледенение наблюдается почти исклю-
чительно там, где в воздухе имеются водяные капли, т. е. в обла-
ках и в зонах осадков. Зоны возмож-
ного обледенения обычно совпадают
с зонами ухудшенной видимости и со-
ставляют их некоторую часть.
Сильное обледенение увеличивает
вес самолета. Если при этом запас
мощности мотора невелик, то самолет
начинает терять высоту, и летчик вы-
нужден совершить посадку.
Обледенение ухудшает аэродинами-
ческие качества самолета. Неравномер-
ное нарастание льда, который концен-
трируется на лобовых поверхностях,
изменяет профиль отдельных частей и
ухудшает их обтекаемость. В резуль-
тате увеличения шероховатости внеш-
них поверхностей скорость самолета уменьшается; совместное па-
дение скорости и увеличение веса приводят к резкому падению
подъемной силы.
Неравномерное изменение веса и обтекаемости отдельных частей
нарушает равновесие и создает вредные напряжения в корпусе
воздушного корабля. В пределе это может привести к потере
управления самолетом и к его 1механическим повреждениям. Отка-
лывающиеся от винта куски льда также могут причинить механи-
ческие повреждения.
Обледенение вредно влияет на работу приемных частей некото-
рых аэронавигационных приборов, закупоривая трубки Пито или
Вентури. В условиях слепого полета это также иногда приводит
к тяжелым последствиям.
При обледенении антенны может быть прервана радиосвязь, что
значительно усложнит полет в условиях ухудшенной видимости.
Наконец, обледенение влияет на работу мотора, так как доступ
воздуха в карбюратор может быть ухудшен.
Обледенение по возможным последствиям представляет опас-
нейший элемент метеообстановки в полете. Не всегда обледенение
бывает настолько интенсивным, чтобы привести ко всем перечислен-
ным последствиям, но нередко обледенение происходит так бурно,
14 Метеорология 209
Рис. 138. Вилы обледенения:
а — прозрачный лед; б—ше-
роховатый нарост (изморозь);
г — кристаллический налет
(иней).
что у летчика не остается никакого выхода, кроме немедленной
посадки. Поэтому, когда нет уверенности, что сильное обледенение
исключено, зоны возможного обледенения необходимо избегать.
Обход зоны обледенения в пределах летного пространства обычно
возможен. Для полной оценки метеорологической обстановки
решающее значение имеет положение границ зоны возможного
обледенения в пределах летного пространства.
Некоторые технические данные самолета могут оказать влияние
на интенсивность обледенения, например крейсерская скорость,
запас мощности мотора, наличие специального антиобледенитель-
ного оборудования, обтекаемость самолета, жесткость и прочность
его конструкции, потолок и радиус действия.
Чем больше скорость самолета, тем с большим количеством
водяных капель он столкнется в единицу времени. Для самолетов,
имеющих большую скорость, обледенение опаснее, чем для само-
летов с малой скоростью.
Запас мощности мотора особенно важен тогда, когда обледене-
ние увеличивает вес и снижает скорость самолета. Чем больше
запас мощности мотора, тем легче преодолеваются последствия
обледенения.
Многочисленные типы антиобледенителей до настоящего вре-
мени не разрешили полностью проблемы борьбы с обледенением
и обладают рядом существенных недостатков. По принципу дей-
ствия антиобледенители подразделяются на химические, механи-
ческие и термические.
Химические антиобледенители основаны на покрытии наиболее
подверженных обледенению частей воздушного судна таким хими-
ческим составом, который либо препятствует сцеплению льда
с поверхностью судна, либо понижает температуру замерзания
воды, смешивающейся с этим составом. Наибольшее применение
этот способ нашел при защите от обледенения винта.
Механический антиобледенитель системы Гудрич основан на
принципе скалывания льда. В резиновую оболочку, надевающуюся
на переднюю кромку крыла и стабилизатора подается сжатый
воздух, вследствие чего она расширяется и при этом образовав-
шийся на ней ледяной налет скалывается. Способ Гудрича получил
довольно широкое распространение на воздушных линиях США.
Термические антиобледенители основаны на принципе обогрева
угрожаемых частей самолета. Этот способ применяется только для
защиты приемных частей аэронавигационных приборов и карбю-
ратора.
Каждый из перечисленных видов антиобледенителей обладает
рядом недостатков. Химический способ недостаточно эффективен
и ухудшает аэродинамические качества самолета. Система Гудрича
также сказывается на обтекаемости защищенных ею частей и не
при всех типах ледяного налета дает необходимые результаты.
Термические способы связаны с громоздкими и тяжелыми уста-
новками; эти способы также не разрешают проблемы борьбы
с обледенением.
Обтекаемость самолета сильно сказывается на интенсивности
обледенения. Часть водяных капель, встречаемых воздушным ко-
210
раблем, обтекает его Вместе с частицами воздуха, другая часть
сталкивается с лобовыми поверхностями его и замерзает. Чем
лучше обтекаемость самолета, тем меньшая часть водяных капель
столкнется с ним и замерзнет на его лобовых поверхностях.
Конструкция самолета выдерживает серьезное испытание проч-
ности во время сильного обледенения. Неравномерные нагрузки
отдельных частей ведут к вредным вибрациям и напряжениям
и могут разрушить самолет в воздухе.
Потолок и радиус действия самолета (или дирижабля) имеют
значение для обхода зон возможного обледенения. Очевидно, чем
больше технические возможности самолета в этом отношении, тем
легче избежать обледенения.
Обледенение может прекратить полет независимо от намерений
летчика и степени того риска, на который он может итти. Поэтому
зоны тяжелого обледенения следует избегать даже ,в случаях особо
срочных боевых задач, поставленных перед летчиком.
4. Ветер
Воздушная среда находится в непрерывном движении относи-
тельно земли. Все измерители скорости, установленные на само-
летах, регистрируют только их скорость относительно воздуха.
Свободный аэростат относительно воздуха находится в полном
покое, но относительно земли проделывает длинный путь.
Когда самолет (или дирижабль) совершает полет в пределах
видимости наземных ориентиров, летчик может определить ско-
рость и направление движения 'Относительно земли по этим ориен-
тирам и по карте. В случае потери видимости земли определить
истинную путевую скорость можно только при учете направления
и силы ветра на уровне полета. Если летчик не располагает дан-
ными о ветре, то самолет неизбежно отклонится от заданного
маршрута.
Встречный и встречно-боковой ветер уменьшает путевую ско-
рость, попутный и попутно-боковой ветер увеличивает ее. Следо-
вательно, влияние ветра на скорость может быть и полезным
и вредным.
Сильный ветер вблизи земной поверхности обычно очень поры-
вист, сила его резко колеблется. Совершать взлет и посадку при
сильном ветре довольно опасно, так как самолет бросает вверх,
он проваливается и скользит на крыло. При этом самолет может
удариться о землю и опрокинуться. Старт и причал дирижабля при
сильном ветре также представляют значительные трудности.
Давление ветра на поверхность дирижабля очень велико; при
отдельных порывах это давление возрастает рывками, и создается
положение, опасное как для дирижабля, так и для стартовой
команды.
Таким образом, влияние ветра на полет проявляется в трех
формах:
1) вне видимости земли и при отсутствии у летчика данных
о ветре ветер сносит самолет с заданного курса;
14* 211
2) ветер изменяет путевую скорость самолета или дирижабля
и определяет путь полета свободного аэростата;
3) сильный ветер у земли делает опасными взлет и посадку.
При известном распределении ветра в летном пространстве всегда
можно выбрать такой путь полета, на котором действие ветра
на путевую скорость будет наиболее благоприятным. Полная оценка
влияния ветра на полет может быть сделана только тогда, когда
известно распределение ветра в пределах всего летного простран-
ства.
Влияние ветра на снос и на изменение путевой скорости про-
является одинаково на всех самолетах, независимо от их техниче-
ских данных. Однако последствия этого влияния практически тем
ощутительнее, чем меньше крейсерская скорость самолета. Дей-
ствительно, при встречном ветре в 40 км/час путевая скорость
самолета, имеющего крейсерскую скорость 200 км/час, будет
уменьшена на 20%, а путевая скорость самолета, имеющего крей-
серскую скорость 400 км/час, будет уменьшена всего на 10%.
Опасность взлета и посадки при сильном ветре будет тем зна-
чительнее, чем меньше инерция самолета при порывах ветра, т. е.
чем легче самолет.
Для военной авиации учет ветра особенно важен при дальних
полетах в облаках на территории противника, так как большое
отклонение от курса может привести к израсходованию топлива
до возвращения на свою территорию.
Для рекордных перелетов на скорость и на дальность влияние
ветра может играть решающую роль. Кроме того, при взлете пере-
груженного топливом самолета требуется особенное обеспечение
безопасности от влияния ветра.
В регулярной работе воздушных сообщений систематический,
правильный учет ветра, помимо обеспечения безопасности, может
дать большую экономию топлива.
5. Атмосферные электрические разряды
Электрические разряды в атмосфере наблюдаются, главным обра-
зом, в виде молний в грозовых зонах. Однако иногда в работе
воздушного флота электрические разряды могут иметь значение
и не только непосредственно в момент грозы. Примером этого
может служить гибель дирижабля «Гинденбург», который взо-
рвался и сгорел от искры электрического разряда в момент сопри-
косновения с причальной мачтой.
Влияние электрических разрядов на различные воздушные ко-
рабли в настоящее время еще недостаточно хорошо изучено. Мне-
ния отдельных исследователей противоречат друг другу и не позво-
ляют сделать окончательного заключения, насколько часто электри-
ческие разряды могут быть опасными для полетов. Предполагается,
что причины электрических разрядов через корпус воздушного
корабля могут быть следующие. Во-первых, самолет может попасть
в разряд молнии между двумя массами грозовых облаков, имею-
щими различные электрические потенциалы, или между грозовыми
облаками и землей. В этом случае вероятность удара молнии в воз-
212
душный корабль не намного больше, чем во всякий вид наземного
транспорта. Во-вторых, самолет может активно воздействовать
на траекторию молнии, притянув ее к себе.
На рис. 139 представлен опыт с моделью самолета и искусствен-
ной молнией. Этот опыт иллюстрирует активное влияние корпуса
модели на траекторию молнии. Очевидно, в случае активной роли
самолета вероятность электрического разряда становится большой.
Электрический разряд при некоторых условиях может оглушить
и даже убить экипаж самолета. Хорошо проверенных случаев
таких катастроф очень
мало, но возможность их
реальна.
Электрический разряд
может вызвать пожар на
воздушном корабле, кото-
рый особенно опасен для
дирижаблей, наполненных
водородом, как это мы
видели на примере «Гин-
денбурга».
Действие электрическо-
го разряда может ска-
заться на работе мотора —
вывод из строя магнето.
Такие случаи достоверно
зарегистрированы на прак-
тике.
Обход грозовой зоны
сверху или стороной
устраняет опасность удара
молнии. Поэтому положе-
ние грозовой зоны в пре-
делах летного простран-
ства имеет решающее зна-
чение для оценки метео-
рологической обстановки.
Опасность электриче-
ских разрядов зависит от
Рис. 139. Опыт с искусственной молнией и
моделью самолета.
электропроводности того
материала, из которого построен самолет, и от наличия быстро
воспламеняющихся частей. В случае удара молнии малая электро-
проводность и большое сопротивление корпуса судна способствуют
нагреванию- Следовательно, для металлического самолета гроза
менее опасна, чем для деревянного.
Влияние электрических разрядов на полет, несмотря на много-
численные полеты в грозовых зонах, проявляется очень редко.
Поэтому постоянный обход грозовых зон требуется в спокойных
условиях мирной обстановки, при регулярных полетах гражданской
транспортной авиации, испытательных и учебных полетах и т. д.
В боевой обстановке полеты большой срочности будут, очевидно,
выполняться и через грозовые зоны.
213
6. Состояние поверхности аэродромов
Аэродромы по характеру их поверхности можно подразделить
на сухопутные, ледовые (на поверхности ледового покрова рек,
озер и морей) и водные (гидроаэродромы).
Поверхность сухопутных аэродромов может быть или покрыта
снеговым покровом различной толщины и плотности, или обна-
жена. Если снеговой покров значительной толщины, то при
посадке и взлете на колесах самолет может скапотировать. По-
этому посадка и взлет с рыхлого и глубокого снегового покрова
возможны только на лыжах. По тем же причинам посадка и взлет
с оголенной почвы или травяного покрова возможны только на
колесах. Посадка и взлет с очень плотного, укатанного и подмерз-
лого снегового покрова или со льда возможны и на лыжах и на
колесах. Размокшая почва некоторых аэродромов после дождей
или таяния снега может полностью приостановить полеты. Вязкая,
размокшая почва оказывает тормозящее действие на колеса само-
лета, 'и при посадке самолет может скапотировать.
Ледовые аэродромы могут быть разрушены в результате вскры-
тия рек и озер или вследствие торошения льда. Торошение, т. е.
взлом и нагромождение льда, происходит обычно в результате
напора ледяных полей на берег или на другие ледяные поля под
действием ветра.
Условия посадки и взлета с водного бассейна гидроаэродрома,
особенно не защищенного, изменяются в зависимости от силы вол-
нения. Большое волнение делает опасными посадку и взлет гидро-
самолетов. Образование молодого льда или появление на поверх-
ности летного бассейна битых полей старого льда также пред-
ставляет опасность для гидросамолета.
Все изменения состояния поверхности аэродромов зависят
от метеорологических факторов: от изменения температуры воз-
духа (оттепель, вскрытие и замерзание водной поверхности), выпа-
дения осадков (увеличение снегового покрова, размокание аэро-
дрома), действия ветра (наметание сугробов и сдувание снегового
покрова, торошение льда, волнение водной поверхности). Поэтому
состояние поверхности аэродромов можно считать одним из метео-
рологических элементов. Состояние поверхности аэродромов изме-
няется, главным образом, весной и осенью.
Помимо состояния поверхности основных аэродромов взлета
и посадки, для -полной оценки обстановки полета необходимо
знать состояние поверхности всех посадочных площадок и вообще
всех мест в пределах летного пространства, где может быть сде-
лана вынужденная посадка. Случается, что основные аэродромы
допускают взлет и посадку, но всякая вынужденная посадка за
пределами этих аэродромов неминуемо вызовет аварию. При такой
обстановке опасность от других метеорологических элементов, ко-
торые могут принудить к посадке, сильно возрастает.
Для взлета и посадки наибольшее значение имеют посадочная
скорость, длина пробега и вес самолета. При повышенной посадоч-
ной скорости капотирование самолета более вероятно, и послед-
ствия его могут быть серьезными,
Длина пробега определяет выбор благоприятных участков аэро-
дрома для взлета и посадки. Чем короче пробег, тем легче сделать
посадку в пределах самого благоприятного участка аэродрома.
Вес самолета также определяет возможность взлета и посадки
на данное летное поле.
Состояние поверхности аэродрома может сделать невозможным
выполнение полета вне зависимости от допустимого риска — само-
лет просто не сможет оторваться от аэродрома. В других случаях,
когда полет выполним, но рискован, состояние аэродромов учиты-
вается постольку, поскольку необходимо обеспечить безопасность
полета.
7. Рему
Помимо горизонтального переноса воздуха, который называется
ветром, в атмосфере всегда наблюдаются неравномерные и беспо-
рядочные вертикальные движения. Одни потоки воздуха движутся
вверх, другие — вниз, возникают завихрения.
Вертикальные движения воздуха влияют на полет двояким обра-
зом. Если поднимающиеся и опускающиеся массы воздуха доста-
точно велики, то самолет, попав в восходящий поток, буде!
испытывать бросок вверх. В нисходящем потоке самолет будет
проваливаться вниз. Иногда подъем и опускание самолета дости-
гают 100 м и более. Если движущиеся объемы невелики, то одна
часть самолета оказывается в восходящем потоке, а другая — в ни-
сходящем. Самолет испытывает резкий продольный и боковой крен,
стремится перейти в пикирование или начать скользить на хвост.
Обычно влияние вертикальных движений воздуха проявляется
одновременно в двух формах: самолет резко изменяет высоту и
при этом накреняется. Это явление в летной практике носит назва-
ние «болтанки», или рему.
Рему держит летчика в постоянном напряжении, заставляя непре-
рывно восстанавливать равновесие самолета. Сильное рему, наблю-
дающееся часто в грозовых зонах, может привести к потере
управления самолетом и ввести самолет в штопор. Сильные верти-
кальные потоки в горных местностях представляют особую опас-
ность, так как они могут прижать самолет к горным склонам. Рез
кие удары в противоположных направлениях, испытываемые
отдельными частями самолета, создают вредные напряжения и мо-
гут разрушить самолет в воздухе. Рему тяжело сказывается
на физическом состоянии пассажиров и экипажа (воздушная бо-
лезнь).
Интенсивность рему распределяется в атмосфере неравномерно.
Обход отдельных зон сильных вертикальных токов (например, гро-
зовых зон) или правильное изменение высоты полета может свести
до минимума влияние рему на полет. Поэтому для оценки метео-
рологической обстановки в отношении рему так же, как и в отно-
шении остальных метеорологических элементов, необходимо учи
тывать положение зон рему в пределах летного пространства.
Из технических данных самолета на силу воздействия рему
могут влиять: крейсерская скорость, вес и размеры самолета.
Жесткость и прочность его конструкции,
При большой скорости самолет быстро пересекает восходящие
и нисходящие потоки, не успевая приобрести их скорости, — боль-
шая скорость нивелирует «болтанку». Аналогичное явление наблю-
дается на тряской мостовой: с увеличением скорости тряска умень-
шается. Однако при восходящих потоках большого объема и на
большой скорости могут получаться очень резкие удары.
При большом весе увеличивается 'инерция самолета, который сла-
бее реагирует на отдельные удары при «болтанке». При больших
размерах самолета на него действует много противоположных пото-
ков, которые в сумме нивелируют друг друга, и самолет движется
более равномерно. Однако вредные напряжения в отдельных частях
самолета при этом могут быть значительными.
От жесткости и прочности конструкции самолета зависит воз-
можность разрушения и поломок его в воздухе Следовательно, для
тяжелых скоростных самолетов «болтанка» представляет меньшую
опасность, чем для легких. Для планеров, при недостаточной проч-
ности их конструкции, сильное рему создает опасность поломок
в воздухе.
Военной авиации, ввиду ответственности и срочности боевых
задач, не приходится серьезно считаться с зонами рему. Регуляр-
ные воздушные сообщения, особенно при перевозках пассажиров,
должны учитывать этот элемент для обеспечения безопасности
и для соблюдения удобств пассажиров.
8. Изменение атмосферного давления по пути полета
Высота полета определяется по высотомеру. Принцип устройства
высотомера основан на падении атмосферного давления с высотой.
Предполагается, что определенной величине давления соответ-
ствует определенная высота и на уровне моря давление воздуха
всегда одинаково. В действительности давление в атмосфере рас-
пределяется неравномерно, и на уровне моря давление в различ-
ных точках неодинаково.
Предположим, что да-
вление у поверхности зе-
мли в точке А равно 760 мм,
а в точке В — 750 мм
(рис. 140). Так как давле-
ние уменьшается с высо-
той, то на некотором
уровне над точкой А да-
вление будет равно 750 мм.
Если теперь найти все
точки, в которых давление равно 750 мм, то окажется что все они
расположатся по линии СВ. Предположим, что самолет взлетел
в точке А, поднялся до точки С и затем направился в сторону
точки D. Летчик .в условиях слепого полета определяет высоту
полета по высотомеру. Желая лететь горизонтально, он придер-
живается показаний высотомера, но изменение давления по пути
полета приводит к расхождению между показаниями высотомера
и истинной высотой полета. Поэтому в точке В самолет неизбежно
врежется в землю,
216
Рис. 140. Изменение высоты при полете из
области высокого давления в область низ
кого давления.
При разности давлении между пунктами взлета и посадки
в 13 мб, или в 10 мм, это расхождение между показанием высото-
мера и истинной высотой достигает 100 м. Такие разности давле-
ний на .расстоянии 500—600 км обычны.
Когда полет совершается от низкого давления к высокому, то
истинная высота полета больше высоты, отмеченной высотоме-
ром, — такое положение не представляет опасности. Если же полет
выполняется от высокого давления к низкому, то высотомер дает
преувеличенные показания высоты.
Пока земная поверхность хорошо видна, ошибка высотомера
не создает опасности. В зоне ухудшенной видимости или ночью
летчик не имеет возможности на-глаз оценивать расстояние до зем
ной поверхности. В условиях пересеченного рельефа и при выходе
на посадку создается исключительно опасное положение. Летчик,
имея по высотометру в запасе 50—100 м высоты, неожиданно мо-
жет врезаться в землю.
Если летчик имеет данные о величине давления в пункте
посадки, он может ввести поправку в показания высотомера
и избежать ошибки. Таким образом, опасность, связанная с изме-
нением давления по пути полета, появляется только в том случае,
когда отсутствуют сведения о распределении давления у земли
в пределах летного пространства. Эта опасность одинакова для
всех видов самолетов, независимо от их технических данных
и задач, поставленных перед экипажем.
9. Наличие твердых частиц в атмосфере
В атмосфере часто находятся твердые частицы — снежинки, ядра
крупы, градины, песок (во время песчаных бурь).
Если эти частицы достаточно крупны и тверды, как, например,
градины и мелкие камни (во время песчаных бурь в Средней Азии),
то они могут нанести механические повреждения самолету — сло-
мать винт, повредить обтяжку самолета и т. д. Такие случаи очень
редки, но иногда все же бывают. Если частицы мелки (снежинки,
песок), то они могут засорить трубки Пито или Вентури. Против
забивания трубок снегом применяется подогрев их.
Наличие твердых частиц в воздухе редко влияет на выполнение
полета.
10. Температура воздуха
Для выполнения полета могут играть некоторую роль лишь
крайние значения температуры воздуха. Исключительно высокие
температуры, свыше 30е, иногда сказываются на перегреве мото-
ров. Крайние низкие температуры заставляют утеплять моторы
и кабины экипажа. Неожиданный переход температуры через 0°
может причинить повреждения находящимся на земле самолетам,
из радиаторов которых своевременно не была вылита вода. Вообше
температура воздуха существенного влияния на работу авиации
не оказывает,
217
11. Полная оценка метеорологической обстановки полета
В полете обычно приходится иметь дело с воздействием не
одного, а нескольких метеорологических элементов одновременно.
Так, например, обледенение связано с зоной ухудшенной видимости.
В этой же зоне наблюдается снос с курса. Если полет совер-
шается в грозовых облаках, то, помимо обледенения, слепого
полета и сноса с курса, в полете приходится считаться с опас-
ностью электрических разрядов и с сильнейшим рему.
Полная оценка метеорологической обстановки полета возможна
тогда, когда установлено распределение всех метеорологических
элементов в пределах летного пространства. Лишь полная картина
этого распределения позволит выбрать наиболее благоприятный
путь полета и составить окончательное суждение о трудностях
полета и о возможности выполнения задач, поставленных перед
экипажем.
ГЛАВА X
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕ ОБСЛУЖИВАНИЕ ПОЛЕТОВ
1. Задачи метеорологического обслуживания полетов
Средства противодействия влиянию погоды можно подразделить
на активные и пассивные. Активные средства заключаются в обо-
рудовании самолета для полета в любых условиях погоды и разра-
батываются авиационной техникой (антиобледенители, радионави-
гация, приборы для слепых полетов и т. д.). Пассивные средства
заключаются в рациональном приспособлении полета к данным
условиям погоды; цель их — максимальное сокращение вредного
влияния погоды на полет и полное использование всех благоприят-
ных условий метеорологической обстановки.
Пассивные средства следующие:
1) невыполнение полета впредь до изменения метеорологической
обстановки;
2) изменение высоты и направления полета в пределах легного
пространства.
Решение об отмене вылета или о выполнении полета может быть
обоснованным только в том случае, если уже до вылета летчик
и командование располагают достаточными данными об условиях
погоды, которые должны встретиться в полете. Эти метеоданные
должны совершенно точно характеризовать возможность выполне-
ния задания, т. е. освещать распределение метеорологических эле-
ментов в пределах летного пространства.
Кроме того, метеоданные, полученные перед вылетом, должны
характеризовать состояние погоды по маршруту не в какой-либо
прошедший момент времени до вылета, а в тот будущий, еще
не наступивший момент, когда самолет будет находиться как раз
над данной точкой. Таким образом, метеоданные, вручаемые перед
вылетом, должны не только констатировать наблюдающуюся
погоду, но и предсказывать ее изменения к моменту пролета само-
лета. Только в таком случае эти данные можно использовать для
решения вопроса о целесообразности полета.
Для выбора наиболее благоприятной высоты полета необходимо
знать распределение метеорологических элементов на различных
уровнях летного пространства, а для выбора правильного направле-
ния полета и обхода неблагоприятных зон необходимо знать рас-
пределение этих элементов в горизонтальной плоскости. Обычно
219
возможности отклонения самолета от заданного маршрута невелики
сравнительно с величинами областей однородной погоды, и воз-
можность обхода этих областей стороной сильно ограничена.
Поэтому практически важен выбор наиболее благоприятной высоты
полета.
Сравнение условий полета на различных уровнях может быть
сделано и непосредственно в полете самим летчиком снижением
или набором высоты, но такой способ всегда связан с излишней
затратой времени и топлива и опасен из-за возможности быстрого
обледенения, а в боевой обстановке иногда вообще неприменим.
Значительно целесообразнее выбрать высоту полета и пути обхода
неблагоприятных явлений для каждого участка маршрута заблаго-
временно, до вылета, по материалам метеорологических данных
и в полете точно руководствоваться этим выбором.
Следовательно, практические требования авиации к метеорологи-
ческому обслуживанию полетов могут быть кратко сформулиро-
ваны следующим образом.
Метеорологическое обслуживание должно предоставить все
необходимые данные для применения пассивных методов противо-
действия неблагоприятной погоде и использования благоприятной
погоды. Для этого метеорологические данные, вручаемые летчику
перед вылетом, должны содержать точное, подробное и полное
освещение состояния всех метеорологических элементов в каждой
точке летного пространства. Состояние метеорологических элемен-
тов в каждой точке должно быть описано для того момента,
когда самолет будет находиться на данном участке маршрута.
Разрешение всех задач метеорологического обслуживания возла-
гается на прогноз погоды в пределах летного пространства на
время полета, вручаемый перед вылетом.
Таковы требования авиационной практики, и идеальная метеоро-
логическая служба должна их полностью удовлетворять. Однако
реальные условия современного метеорологического обслуживания
еще очень далеки от этого идеала. Метеорологическое обслужива-
ние в настоящее время не может полностью разрешить всех сто-
ящих перед ним задач в основном по двум причинам: во-первых,
современный уровень развития синоптической метеорологии не
обеспечивает достаточную точность и детализацию прогнозов
погоды; во-вторых, метеорологические и аэрологические наблюде-
ния недостаточны по количеству и частично неудовлетворительны
по своей методике.
Поэтому прогноз погоды дополняют двумя другими видами
обслуживания — информацией и метеорологической консультацией
синоптика.
2. Метеорологическая информация
Информацией называется такая форма метеорологического
обслуживания, при которой летчику вручаются непосредственные
данные наблюдений, проведенных на сети метеорологических
и аэрологических станций. Информация представляет наиболее ста-
рую форму метеорологического обслуживания,
220
в начале развития авиации все обслуживание сводилось к сбору
наблюдений метеорологических станций, расположенных вдоль
пути самолета.
Информацию можно подразделить на три основных вида:
1) наземную информацию;
2) информацию в воздухе;
3) регулярную информацию.
Информация наземная вручается летчику в письменном виде
на земле, до вылета. Эта информация обычно содержит метеоро-
логические и шаропилотные наблюдения станций, расположенных
вдоль пути самолета, как говорят — по «цепочке». Иногда (чаще
всего на горных трассах) станции располагаются не по «цепочке»,
а в пределах более или менее широкой полосы — коридора — вдоль
пути самолета. Наблюдения на станциях, привлеченных к наземной
информации, проводятся по специальному заказу или по расписа-
нию непосредственно перед вылетом, с таким расчетом, чтобы
телеграмма с данными 'наблюдений была получена на аэродроме
вылета за 10—15 минут до взлета.
Промежуток времени, отделяющий момент производства наблю-
дений на станциях от момента вылета, колеблется в зависимости от
качества работы связи. В большинстве технически передовых стран
этот промежуток времени сведен почти до минимума, необходи-
мого для переписывания данных и вручения их летчику. Содержа-
ние телеграмм наземной информации в СССР определяется между-
народным кодом, по которому они шифруются. Наземная
информация, даже при самой безукоризненной постановке связи,
всегда снабжает летчика уже устаревшими сведениями, так как
в лучшем случае она освещает состояние погоды на пути самолета
в момент вылета. При полете на короткую дистанцию это — не-
большой недостаток, но в случае полета на большое расстояние
между моментом производства наблюдений и полетом самолета
проходит несколько часов. Для авиации важны наиболее быстро
изменяющиеся явления погоды (туманы, облака и т. д.), а за не-
сколько часов метеорологическая обстановка может в корне изме-
ниться.
Информация в воздухе передается на самолет, находящийся
в полете. Передача информации осуществляется либо по радио,
если самолет имеет радиосвязь с землей, либо при помощи сигна-
лизации полотнищами Попхем. Информация в воздухе содержит
данные наблюдений станций, расположенных на пути полета. Эти
наблюдения, в отличие от наземной информации, проводятся не до
вылета самолета, а уже тогда, когда самолет находится в воздухе.
Поэтому информация в воздухе является свежей и отражает
погоду, более близкую по времени к моменту пролета самолета,
чем наземная информация. Наблюдения со станции передаются
на аэродромы вылета, посадки или на промежуточные аэродромы,
откуда они уже сообщаются самолету.
Информация в воздухе может содержать сведения двух родов.
Во-первых, на самолет можно передавать данные наблюдений, про-
веденных по специальному заказу с аэродрома вылета или по
расписанию; эти данные обычно передаются 'по радио специальным
221
сокращенным кодом. Во-вторых, на самолет можно передавать осо-
бые предупреждения о возникновении опасных явлений погоды
впереди на пути полета; этот вид сведений наиболее важен. Пре-
дупреждения передаются по радио или сигнализацией с промежу-
точных аэродромов, над которыми пролетает самолет. Опасными
явлениями считаются: резкое ухудшение горизонтальной видимости
у земли в результате тумана, дождя или снегопада; снижение ниж-
ней границы облаков до 100 м и менее; резкое усиление ветра,
до 15 м]сек и более; возникновение грозы. Для выполнения полета
наибольшее значение имеет погода в пункте посадки; поэтому
информация в воздухе, в первую очередь, содержит данные
о погоде в пункте посадки.
Регулярная информация передается в определенные сроки
(каждый час) через широковещательные радиостанции, по радио-
телефону. Передачи каждой радиостанции содержат данные наблю-
дений сети станций, расположенных в границах определенной
области или кольца. Все эти наблюдения проводятся в строго опре-
деленные, одинаковые для всех станций сроки, и каждая передача
содержит наблюдения за какой-либо один срок. Приняв передачи
всех радиостанций, можно получить метеорологические данные
по всей Европейской территории СССР. Регулярная информация
содержит данные, зашифрованные по международному коду; эти
данные могут быть использованы и для наземной информации
до вылета и для информации в воздухе (если самолет может при-
нимать широковещательные радиостанции).
Ни один из видов информации не обеспечивает полностью метео-
рологическое обслуживание полета. Если информация с маршрута
полета используется до вылета (наземная информация), то ее дан-
ные отражают действительные метеорологические условия полета
только в случае устойчивой погоды. Если же информация полу-
чается в полете, то она часто может оказаться запоздавшей: резко
изменившиеся условия погоды могут закрыть для находящегося
в воздухе самолета все возможные пункты посадки или же, в луч-
шем случае, заставить его возвратиться на аэродром вылета, т. е.
бесполезно затратить время и топливо.
В информацию включаются только данные наблюдений метеоро-
логических станций и шаропилотные данные с отдельных немного-
численных пунктов. И метеорологические и шаропилотные наблю-
дения отражают состояние метеорологических элементов только
в слое воздуха до нижней границы облаков. Такие важнейшие
для авиации сведения, как данные о толщине и распределении
облачных слоев, о положении зон возможного обледенения,
о ветре в облаках и за облаками, об интенсивности рему, характере
грозовых зон, возможности их обхода и т. д., любым видом
информации совершенно не затрагиваются.
В боевой обстановке единственную, весьма немногочисленную
и нерегулярную информацию о погоде на территории противника
доставляет авиаразведка. Эти сведения не приурочены к одному
моменту времени и носят отрывочный характер. Разобраться в дан-
ных авиаразведки и составить ясное представление об условиях
погоды предстоящего полета не всегда легко.
222
Таким образом, ни один из видов информации в отдельности,
ни все они вместе не могут разрешить полностью задач метеоро-
логического обслуживания авиации.
3. Прогноз погоды
Прогнозы погоды, составляемые авиационной метеослужбой, под-
разделяются на три вида:
1. Маршрутные прогнозы погоды. Вручаются они непосред-
ственно перед вылетом и содержат описание будущих условий
погоды на всех участках маршрута в тот момент, когда самолет
будет пролетать над каждым из этих участков.
2. Регулярные прогнозы. Передаются через широковещательные
радиостанции, по радиотелефону через каждые 2 часа. Эти про-
гнозы описывают предстоящие изменения погоды на 2 часа вперед
в пределах особых квадратов, на которые разбита вся Европейская
территория СССР.
3. Синоптические предупреждения о возникновении опасных
явлений. Составляются в случае ожидаемых опасных явлений
в зоне, обслуживаемой данной аэрометеорологической станцией.
Эти предупреждения вручаются командованию, передаются на со-
седние аэродромы и самолетам, находящимся в воздухе.
4. Предварительные прогнозы для пункта, района или маршрута
полета. Составляются на одни, максимум на двое суток вперед.
Эти прогнозы вывешиваются и размножаются для общего пользо-
вания на данном аэродроме или в данной части.
Маршрутный прогноз погоды необходим потому, что к моменту
пролета самолета над каждой из метеостанций по трассе информа-
ционные сведения о погоде, полученные с этой станции перед
вылетом, оказываются устаревшими и не отражают реальных усло-
вий погоды.
Таким образом, освещение реальных условий погоды, которые
встретит самолет на своем пути, возложено на маршрутный прогноз
погоды. Несмотря на исключительную краткосрочность такого
прогноза (всего несколько часов), составление его представляет
иногда значительные трудности. Во-первых, маршрутный прогноз
должен быть весьма детальным, в противном случае он теряет свою
практическую ценность. Во-вторых, при составлении такого про-
гноза необходимо при всех расчетах изменения синоптической ситу-
ации исходить из перемещения самолета вдоль линии пути, т. е.
фактически для каждой точки пути строить отдельный прогноз
погоды. В-третьих, прогноз должен содержать сведения о тех ме-
теорологических элементах, которые не освещаются наблюдениями
метеорологических станций,— зоны обледенения самолетов, тол-
щина облаков и т. д.
Маршрутный прогноз должен содержать все метеорологические
данные, необходимые до вылета и в полете. Всякие другие сведе-
ния о погоде по трассе и вообще всякие дополнительные операции
до обслуживанию, помимо составления прогноза, были бы излишни
при соблюдении двух обязательных условий: а) если бы прогноз
содержал все или почти все сведения, необходимые для полета;
223
б) если бы синоптический метод обеспечивал абсолютную точности
прогноза.
Первое условие с известным приближением может быть соблю-
дено в случае перелета самолета из одного пункта в другой
по заданному маршруту и в пределах заранее известного проме-
жутка времени. Однако в случае полетов с возвращением на аэро-
дром вылета, с выполнением в полете специальных заданий, или
в случае полета по свободному, .изменяемому в полете маршруту
становится затруднительно и даже невозможно заранее точно
определить тот момент, когда самолет будет находиться над
каждой точкой маршрута. Здесь уже необходимо предусмотреть
различные варианты изменений погоды при задержках самолета
в пути. Изложение всех этих вариантов в прогнозе настолько его
удлинило бы, что прогноз невозможно было бы использовать
Поэтому данные прогноза дополняются устной метеорологической
консультацией перед вылетом и информацией в воздухе.
Второе условие — абсолютная точность прогноза — на современ-
ном уровне развития метеорологии невыполнимо, и приходится счи-
таться с известным процентом ошибок в прогнозах; это является
второй и основной причиной необходимости устных метеорологи-
ческих консультаций пилота и информации в воздухе.
Маршрутный прогноз погоды вписывается в метеопутевку, вру-
чаемую перед вылетом пилоту. Формы метеопутевок в различных
странах имеют много общего между собой и все принадлежат
в основном к одной из двух групп — к словесным метеопутевкам
или к графическим метеопутевкам.
Словесная метеопутевка, содержащая метеорологические сведе-
ния, записанные в словесной форме, имеет 'наибольшее распростра-
нение во всем мире, в том числе и в СССР. Образец такой метео-
путевки приводится на стр. 225.
В эту метеопутевку вписываются данные наземной информации
с метеорологических станций, расположенных по маршруту, шаро-
пилотные данные с некоторых пунктов и авиационный маршрутный
прогноз погоды.
Форма словесной метеопутевки оставалась почти совершенно
неизменной с самого момента организации метеорологического
обслуживания авиации. По традиции эта форма сохранила неко-
торые особенности, которые совершенно не согласуются с совре-
менной методикой метеообслуживания. Так, например, метеопу-
тевка озаглавлена: «Информационные сведения о состоянии
погоды», и три четверти лицевой стороны бланка путевки отве-
дено для записи данных наземной информации и шаропилотных
наблюдений. Для записи прогноза оставлена лишь нижняя четверть
бланка. Таким образом, авиационному маршрутному прогнозу по-
годы, который по существу один должен разрешать задачи метео
обслуживания, отводится второстепенное место. Все внимание лет
чика сосредоточивается на заведомо устаревших данных наземной
информации, а прогнозу погоды придается характер лишь необяза
тельного примечания.
Все это может неправильно ориентировать начинающего летчика.
При пользовании данными метеообслуживания он должен всегда
224
Информационные сведения о состоянии погоды
Кем даны сведения: ГАМС. Число: 12/1'1 1934 г. Полет из Москвы на Харьков.
EWOdtfOdGB II аинвохзоэ II С 3J s 3 D E 2 00 m. Временами слабый снег. Ветры С.-З., 15— iocth до 100—200 м-, снег и дожчь, ухудшение * В эту графу записывается погода в данный момент: ; „ясно“ штум.ан“, „гроза*, „метель*, „град*, „дождь“, „снег*, „крупа* и прочие явления.
Снеговой покров| BHodMou daj.MBdBX | 1 1 а ч легких лыж |
1V3 я В1ОЭ1ЧЯ 1 1
^5 1Г я яоя -bitqo вюэнд c V tr uuv । 250
Ветер у земли 1 эсь/ю я 4i3odoM3 | ^0)0) 1 °° I CN
3VhlW.4 я 4i3odoM3 1
направле- | иие С 5 С К со $ •G «е> 3 3
вин -airaEdtiEH 1
виЛнаА •нм. ввязан -udiawodncj 1 2000 м 3Dhlivx а <LL3OdOM3 1
BdXj.EdauwajL О о с 77г о '1 О О О О СО СО CN CN 1111 вин -BVflBduEH 1
чхооиитгия ввн -4VBJ. HOEUdo J к 00S I зпъ/ям я qioodoMO
о о о 1 1 1 1 1 1 1 1 сч 'ф CN CN —• —1 1 X, £ 1 S о>°
ЗИН -aicaBduEH ачность высотой 3 Орла снижение с Дежурный ....
Высота нижних облаков ооосоооо оооооооо IOOOOOCNCNCO 7777 iiii оооооооо оооооооо OCDCDCDCO»-<x-«OJ 1
1 000 м 3VhlWX Я 4j.3OdoM3 1
Облачность (количество и форма) 9/ю слоистые 10/ю • ,0/ю 10/ю 10/10 10/ю 1 10/10 10/ю аин -airaBduBH 1
500 м 3t>h!vm я 4J.3odoH3 2 1 ЕЗ (D VO • о о 5
Прогноз погоды по пути: до Орла полная 20 км/час. Видимость удовлетворительная. По видимости до 1—1’/2 км, опасность обледенень На оборотной стороне пилот записывает наблюдения во время полета и по окончании полета сдает этот бланк начальнику аэрометеостанции ВВС или начальнику воздухо- станцин ГВФ.
ЗИН -dlfSEdUEH 345
Погода * (состояние неба) бый снег мурно г г мурно мурно г !
к 006 ЗОЬ/И'Л я 4X3odoH3 CO CO T-* СЧ
Q 5 X У У ЗИН -aiTHEdiiBH c 1/ O' 285
bnnatf -онгувн Kwadg оооооооо LOCOCOCOCOOO • •
Bdow изняобА Veh вхоэнд о 1 ю со — СО ю о о Ю 1Q СП IO СЧ 1 CN —< —< Ветер на высотах
Наименование информацион- ных пунктов Москва . Подольск. Тула . . . Орел . . . Поныри . Белгород . Харьков . Q i c Харьков .
Метеорология 225
15
Рис. 141. Вертикальный разрез атмосферы при перелете т. Громова: а — предполагаемый разрез атмосферы; б— разрез
атмосферы по донесениям экипажа.
помнить, что освещение по-
годы, которую он встретит
в полете, может содержать-
ся только в прогнозе, а не
в устаревших данных назем-
ной информации, необходи-
мость включения которых в
метеопутевку весьма спорна.
Метеослужбы передовых
капиталистических г о с у-
дарств постепенно переходят
на графическую форму ме-
теопутевки, заключающуюся
в графическом изображении
прогноза в виде вертикаль-
ного разреза условий пого-
ды вдоль маршрута. Такая
метеопутевка обладает ря-
дом преимуществ. Графиче-
ское изображение наглядно,
легко запоминается и в сжа-
той форме передает такой
комплекс сведений, какой
при словесном изложении
занял бы очень много ме-
ста.
Графическая форма метео-
путевки у нас в СССР при-
менялась Главной аэроме-
теорологи ческой станцией
(ГАМС) ВВС при обслужи-
вании дальних перелетов со-
ветских летчиков. На рис. 141
изображен графический про-
гноз погоды, врученный Ге-
рою Советского Союза т. Гро-
мову перед его трансаркти-
ческим перелетом в Аме-
рику.
Из нескольких проектов
графической метеопутевки,
разработанных в СССР, при-
водим метеопугевку, пред-
ложенную А. П. Гальцо-
вым.
Бланк метеопутевки раз-
мерами 21X28,5 см соответ-
ствует размеру планшета
летчика. Лицевая сторона
бланка (рис. 142) заполняет-
ся метеосведениями, необхо-
Г ПРОГН 7 ч 30 /> до 8 « 00 03 ПОГОДЫ НА ВРЕМЯ ПЕРЕЛЕТА Условные
Условные Вылет от и., посадка в конечном пункте от 10 * 80 к П дня НОЯбрЯ месяца 1037 года до 11 ч 30
обозначения Категория рейса пасс обор Скорость самолета 220 км час Получил пилот Пеанов 7 ч 1.5 обозначения
Грониид ЗОНЫ
обледенения
Ливия полета
на оадатод
егн-сокье ял
альтиметру
Яреапом^аемая
граница облаков
и тумана
Изотерма
в I сея
Условные обозначения.
Направления
движения
яагоды
Грозовое
положение.
Грозу ЯОЖЯ9
обойти
Видимость
2000-3000 м
Видимость
Ц>00-2.000м
Видимость
00-Ю00 м
м{ сен
Направление «
сила ветра
Метеорология
Рис. 142. Лицевая сторона бланка графической метеопутевки.
Нижняя граница
облаков
Веохма» граница
обланов в тумана
Облачность
с мюееептми
Видимость
более 3000
Видимость
200-500м
Видимость менее
200 я (облака)
Зона
возможного
слабого
Обледенения
Зона eeci.fi»}
вероятного абяеде-
нензп неопределенней
интенсивности
опасного обмае -
нения
"7 гр<*у
А обвита
нельзя
димыми пилоту. Оборотная сторона бланка служит для регистраций
летчиком фактической погоды во время полета.
В метеопутевке использован принцип графического изображения
погоды. Обе стороны бланка имеют одинаковую структуру и со-
стоят из сходных основных частей. Внутренняя часть бланка
заключает в себе схему вертикального разреза погоды вдоль
трассы, карту погоды в пределах 100-километровой полосы вдоль
трассы и различные словесные примечания.
Лицевая сторона бланка озаглавлена: «Прогноз погоды на время
полета»; это подчеркивает, что информационные сведения из метео-
путевки исключены и все данные рассчитаны на время пролета
самолета через каждую из точек трассы.
График вертикального разреза вдоль трассы построен в искажен-
ном масштабе. Горизонтальный (продольный) масштаб графика
соответствует масштабу продольной проекции, расположенной
ниже карты маршрута (1 : 4 000 000).
Горизонтальный масштаб графика обусловлен необходимостью
связать горизонтальную и вертикальную проекции погоды. Не-
равномерность вертикального масштаба дает возможность более де-
тально осветить самые важные нижние слои воздуха и допускает
меньшую точность для более высоких слоев. В нижней части гра-
фика вертикального разреза дан схематический профиль трассы
вдоль ее оси.
На график вертикального разреза наносят следующие данные:
1) положение нижней и верхней границ облачных слоев, туманов
и вообще зон с ухудшенной видимостью (метелей, осадков и т. д.);
2) положение границ зон обледенения;
3) изотермы;
4) линию полета на заданной высоте по высотомеру;
5) направление а силу ветра на различных уровнях.
Для нанесения направления ветра на графике имеются кружки
с указанием четырех основных румбов (в градусах). Страны света
ориентированы таким образом, что угол между горизонтальной
линией на графике и линией север — юг (360°—180°) равен углу
между осью трассы и меридианом (на карте). Следовательно,
по направлению стрелки ветра на графике легко определить угол
ветра.
Сила ветра обозначается оперением стрелок.
На карту погоды, расположенную под графиком вертикального
разреза, наносятся три элемента:
1) зоны различной горизонтальной видимости в приземном слое;
2) грозовые зоны;
3) направление движения погоды.
Графическое изображение различает два типа гроз — термиче-
ские и фронтальные грозы.
Общее направление перемещения погоды в пределах тех несколь-
ких часов, пока самолет находится в воздухе, должно ориентиро-
вэть летчика в случае непредвиденных задержек в пути.
Словесные примечания на лицевой стороне бланка метеопутевки
Должны дать пилоту некоторые необходимые сведенйя о предпола-
гаемых изменениях погоды в пунктах 'взлета и посадки.
15* 227
Прогноз времени улучшения погоды на трассе дается только
в том случае, если обстановка на трассе квалифицируется как
«нелетная» и вылет откладывается. Этот прогноз содержит только
ориентировочное указание времени (от и до), когда погода на
трассе должна стать «летной».
Состояние аэродромов записывается кратко: «негоден», «годен»,
«на колесах», «годен, на лыжах» и т. д.
На обратной стороне бланка метеопутевки, которую должен
заполнять летчик, по возможности используются те же или сход-
ные обозначения, что и на лицевой стороне бланка.
При обслуживании операции, во время которой маршрут может
изменяться в довольно широких пределах, карта «а метеопутевке
должна быть расширена; вместо одного вертикального разреза
погоды может быть построено несколько таких разрезов по раз-
личным сечениям; направление движения и тенденции изменения
погоды должны быть охарактеризованы более подробно (графи-
чески и словесно).
Регулярные авиационные прогнозы по квадратам, передаваемые
по радио, могут быть использованы в полете в качестве кор-
ректуры и позднейшего уточнения основного маршрутного про-
гноза погоды, содержащегося в метеопутевке. Такое же значение
имеют и синоптические предупреждения об опасных явлениях. Эти
два вида авиационных прогнозов служат страхованием от опасных
последствий возможных ошибок основного маршрутного прогноза.
Если бы этот прогноз был абсолютно точен, то надобность в других
прогнозах отпала бы.
Авиационный прогноз погоды для пункта или района на 1—2
суток вперед предназначен, главным образом, для планирования
и заблаговременной подготовки летной работы. Его основная
задача заключается не в том, чтобы подробно описать будущие
метеорологические условия полетов, а в том, чтобы дать ответ,
смогут ли вообще производиться полеты.
Получение такого четкого ответа связано с очень детальным
анализом будущих метеорологических условий и требует от суточ-
ного и двухсуточного прогноза почти такой же детализации, как
и от краткосрочного маршрутного прогноза. Поэтому трудно полу-
чить от предварительного прогноза точный ответ о характере ожи-
даемой погоды — как летной, так и нелетной. Это выходит за пре-
делы возможностей метеорологии. В тех случаях, когда такая
характеристика дается, резко увеличивается процент ошибочных
прогнозов. Предварительный прогноз нужно рассматривать только
как наиболее вероятный ответ на вопрос о «летности»
будущей погоды, и пользоваться им можно только с этой ого-
воркой.
4. Метеорологическая консультация
Помимо вручения летчику перед вылетом данных информации
и прогноза, синоптик дает ему устную метеорологическую консуль-
тацию. Такая консультация должна по возможности уменьшить
или свести на-нет вредные последствия ошибок прогноза. Летчик,
встретивший в полете погоду, которая не была ему дана в пр0'
228
гнозе, фактически лишается всякого метеорологического обслужи-
вания (при отсутствии прямой радиосвязи с землей). В дальнейшем
он должен полагаться только на самого себя.
Метеорологическая консультация, учитывая такую возможность,
должна дать летчику некоторые руководящие указания для его
образа действий в случае ошибочности прогноза. Летчик по неко-
торым внешним признакам (общий характер погоды, район и т. д.)
может определить, какое изменение синоптической ситуации
повлекло несовпадение погоды с прогнозом, и принять решение,
вытекающее из этой новой ситуации. Выполнение этой сложной
.задачи облегчается тем, что синоптик обычно может указать
наиболее сомнительные стороны своих расчетов. Что касается
вероятных вариантов синоптической ситуации и реальной погоды,
то число их обычно невелико: авиационный прогноз слишком крат-
косрочен.
При обслуживании боевой операции задачи консультации значи-
тельно шире, чем при обслуживании отдельного полета. Авиацион-
ный прогноз при обслуживании операции должен быть растянут
как в пространстве (освещение целого района, а не полосы), так
и во времени (операция развивается более длительно, чем проис-
ходит единичный полет). Поэтому и дополнительная характери-
стика условий поводы должна возлагаться на консультацию.
Устная метеорологическая консультация должна дать летчику
синоптическое обоснование прогноза, указать на возможные мел-
кие отклонения погоды от прогноза, отметить возможные ошибки
расчета прогноза и сделать из этих возможных вариантов практи-
ческие выводы — описать вероятный характер погоды и дать лет-
чику рекомендации его образа действий.
Синоптическое обоснование прогноза должно заключаться в сле-
дующем:
1. Общее ознакомление летчика с синоптической ситуацией по
одной-двум последним синоптическим картам. Внимание летчика
должно быть обращено только на те синоптические шаблоны
(фронты, воздушные массы, барические системы и т. д.), которые
могут оказать какое-либо воздействие на условия погоды на
трассе.
2. Ознакомление летчика с условиями погоды в этих синопти-
ческих шаблонах за последние несколько часов по данным регу-
лярной и наземной информации, аэрологическим наблюдениям, лич-
ным наблюдениям летчиков и т. д.
3. Изложение летчику расчетов передвижений синоптических
шаблонов, которые положены в основу прогноза.
4. Изложение летчику расчетов изменения погоды в синоптиче-
ских шаблонах, положенных в основу прогноза. Указания на воз-
можные мелкие отклонения погоды от прогноза, не связанные
с ошибочностью всего прогноза в целом, должны даваться по сле-
дующей схеме:
а) указание всех противоречащих друг другу и вообще сомни-
тельных наблюдений, положенных в основу прогноза;
б) указание пределов возможных микроколебаний отдельных
элементов (высота облаков и т. д.);
229
в) указание пробелов в материале наблюдений, а потому и недо-
статочной надежности соответствующих частей прогноза.
Ошибки в расчете прогноза могут быть двух типов: ошибки
расчета перемещения синоптических шаблонов и ошибки расчета
изменения погоды в этих шаблонах. Кроме того, в расчете, поло-
женном в основу прогноза, можно различать ошибки, проистекаю-
щие от неточного учета быстроты изменения обстановки. Таким
образом, можно наметить четыре основных варианта отклонения
погоды от данных прогноза:
1) погода, обусловленная слишком быстрым движением шаблона;
2) погода, обусловленная слишком медленным движением ша-
блона;
3) погода, возникшая в результате слишком быстрых изменений
метеоусловий в данном шаблоне;
4) погода, возникшая в результате слишком медленных измене-
ний метеоусловий.
В узких пределах пространства и времени, в которых действи-
телен прогноз, для полета имеют значение лишь два-три синопти-
ческих шаблона, тесно связанных между собой. Для такой неслож-
ной ситуации практически возможно в устной консультации
оговорить основные из вероятных вариантов погоды, отличных
от данной в прогнозе. Характеристика возможных вариантов
погоды не может быть детальной; она должна только дать летчику
возможность по внешним признакам узнать в полете, с каким
из этих вариантов он имеет дело.
По отношению к каждому из возможных вариантов погоды лет-
чику могут быть даны следующие рекомендации:
1) немедленное возвращение;
2) обход неблагоприятной погоды сверху;
3) отклонение от оси маршрута в сторону;
4) продолжение полета;
5) посадка на промежуточном аэродроме.
5. Методика составления прогноза погоды
Составление прогноза погоды основано на расчете перемещений
и изменений синоптических шаблонов. Методы этих расчетов,
а также примерный расчет изменений погоды при составлении
прогноза для пункта описаны в главе «Синоптический анализ
и прогноз погоды». Особенности авиационного маршрутного про-
гноза заключаются в том, что, во-первых, этот прогноз составляется
для движущегося самолета и, во-вторых, в прогнозе обычные
метеорологические элементы (температура, форма облаков, осадки
и т. д.) должны играть лишь подчиненную роль, и характеристика
будущей погоды должна ставить своей основной целью описание
элементов метеорологической обстановки полета — горизонтально»
и вертикальной видимости, зон обледенения и т. д.
Другие виды прогнозов сохраняют только вторую из этих осо-
бенностей — они также должны оперировать теми же элементами,
но составляются для неподвижной точки или квадрата на карте.
Таким образом, при составлении прогнозов встречаются две спе-
циальные задачи: расчет изменений синоптической обстановки
230
вблизи движущегося самолета и выяснение связи между синопти-
ческой обстановкой и состоянием метеорологических элементов.
Рассмотрим сначала первую задачу, а затем перейдем ко второй.
Расчет маршрутного прогноза погоды
Для того чтобы рассчитать синоптическую обстановку вблизи
движущегося самолета, необходимо знать путевую скорость само-
лета и скорость движения синоптических шаблонов.
Рис. 143. Расчет момента пересечения самолетом линии фронта.
В качестве путевой скорости самолета в большинстве случаев
'может быть принята его крейсерская скорость. Поправка на дей-
ствие ветра достаточно велика только в случаях очень сильных
встречных или попутных ветров, и при небольшой точности синоп-
тического метода ею обычно можно пренебречь.
Скорость движения синоптических шаблонов устанавливается
методом экстраполяции. Маршрутный прогноз очень краткосрочен,4
поэтому применяемые методы экстраполяции могут быть самыми
Простыми — ошибка никогда не будет слишком большой.
Предположим, что крейсерская скорость самолета равна
250 км/час и ветер на маршруте незначителен. Перелет совершается
«з точки А в точку Б (рис. 143), причем вылет назначен в 10 часов.
'На синоптической карте, составленной по данным регулярной инфор-
мации за 7 часов, на линии //—// располагался теплый фронт, кото-
рый на синоптической карте за 1 час находился на линии I—I. Пере-
мещение теплого фронта за 6 часов, согласно масштабу карты,
равно 300 км, т. е. скорость его движения равна 50 км/час. Опреде-
лим, на каком участке маршрута самолет пересечет линию фронта.
К моменту вылета самолета фронт сместится на 150 км от линии
у~~П и займет положение ///—III. Через 2 часа после вылета
(и 12 часов) самолет будет находиться в точке с,, а фронт — па
23!
линии IV—IV. Следовательно, самолет пересечет фронт на участке
а2Ь вскоре после 12 часов. Таким же образом могут быть рассчи-
таны участки маршрута, на которых самолет будет пересекать дру-
гие синоптические шаблоны — циклоны, антициклоны, гребни и т. д.,
а также время, когда самолет будет находиться под влиянием этих
шаблонов. Зная состояние метеорологических элементов в данных
синоптических шаблонах и изменение их со временем, можно рас-
считать метеорологическую обстановку, которую встретит самолет
на каждом из участков маршрута.
Составление прогноза видимости внешних
ориентиров
Как уже указывалось, условия видимости внешних ориентиров
с самолета могут быть сведены к следующим:
1) слепой полет;
2) полет при сильно ухудшенной горизонтальной видимости
и наличии вертикальной видимости;
3) полет при отсутствии вертикальной и наличии горизонтальной
видимости;
4) полет при удовлетворительной видимости.
Зоной слепого полета практически можно считать зону снего-
пада, сплошного тумана или пыльной бури при видимости менее
200 м, причем за характеристику видимости может быть принята
величина горизонтальной видимости у земли, отмечаемая на
синоптической карте и в данных информации. Кроме того, к зонам
слепого полета могут быть отнесены все облачные слои, хотя в от-
дельных случаях они бывают несколько прозрачны, и видимость
не теряется немедленно при входе самолета в облако.
Условия «видимости второго типа наблюдаются в зонах более сла-
бого снегопада, тумана или в зоне дождя ниже слоя облаков. Для
точной характеристики условий полета в этом случае необходимо
знать величину горизонтальной видимости у земли и высоту нижней
границы облаков (представляющей предел вертикальной видимости).
Наличие горизонтальной видимости при отсутствии вертикальной
характерно для полета выше верхней границы облачного слоя или
тумана.
Удовлетворительной горизонтальной видимостью можно считать
видимость свыше 4 км\ что касается вертикальной видимости, опре-
деляемой нижней границей облаков, то здесь условия резко меня-
ются в зависимости от задач полета. Для действий военной авиации
в отдельных случаях может иметь значение облачность даже выше
4—6 км\ обычно же наиболее важна облачность ниже 1 000 м.
Таким образом, для полной характеристики условий видимости
маршрутный прогноз должен содержать следующие сведения
о каждом участке маршрута:
1) величину горизонтальной видимости у земли и причины, еС
ухудшившие;
2) высоту нижней границы облаков;
3) высоту верхней границы облачного слоя и тумана;
4) высоту верхних и нижних границ всех остальных облачных
слоев.
2.12
Основная трудность прогноза этих элементов заключается в не-
достатке и недоброкачественности данных о распределении види-
мости и облачных слоев в атмосфере. Величина горизонтальной
видимости у земли определяется по произвольным ориентирам.
Точные наблюдения над видимостью проводятся по световым
точкам неизвестной светосилы, и соотношение ночных и днев-
ных наблюдений недостаточно выяснено. Поэтому вылет утром,
для которого данные наземной информации собираются еще до рас-
света, даже при неизменной метеорологической обстановке будет
проходить в иных условиях, чем были при наблюдениях; это не-
обходимо учитывать синоптику при составлении прогноза.
Высота нижней границы облаков определяется на большинстве
станций на-глаз и поэтому недостаточно точно, а более точные
методы определения высоты облаков —при помощи шаров-пило-
тов и прожекторов — еще недостаточно широко распространены.
Положение верхней границы облаков и расположение других
облачных слоев совершенно не отражаются в обычных наблюде-
ниях; единственным источником такого рода сведений являются
самолетные зондажи. Поэтому синоптику при составлении маршрут-
ного прогноза условий видимости часто приходится базироваться
на недостаточно полных данных, которые синоптик пополняет
только некоторыми общими соображениями, основанными на лич-
ном опыте.
Об условиях горизонтальной видимости в пределах какого-либо
синоптического шаблона на карте синоптик судит по показаниям
нескольких наиболее характерных и надежных станций. Так как
видимость принадлежит к числу наиболее быстро меняющихся
элементов, то даже ц. краткосрочном маршрутном прогнозе необхо-
димо учитывать ее изменения. Расчет будущих изменений видимости
зависит от особенностей явлений, вызвавших изменение видимости.
Величина видимости в зоне тумана может колебаться очень
резко; туман может иногда образоваться или рассеяться в тече-
ние 10—20 минут. При расчете изменений видимости в зоне ту-
мана необходимо учитывать, к какому типу принадлежит туман.
Туман поземного типа подвержен резким изменениям, связан-
ным с суточным ходом; он усиливается в течение ночи к утру
и, как правило, рассеивается к полудню. Зона такого тумана свя-
зана с местом возникновения его и остается обычно неподвижной.
Усиление ветра приводит к рассеянию тумана; ослабление ветра
До штиля или до 1—2 м[сек может способствовать образованию
тумана. Поземный туман чаще всего образуется вблизи крупных го-
родов и заводов и в низменных частях земного рельефа — в ло-
Щинах, долинах рек и т. д.
Поземный туман распределяется «пятнами», причем размеры
отдельных «пятен» могут быть настолько малы, что ни одна
из метеорологических станций на маршруте не отметит наличия
тумана. Для предсказания поземного тумана синоптик должен
Хорошо знать местные особенности маршрута и особенности рас-
положения каждой из метеорологических станций. Большую по-
мощь ему могут оказать в этом летчики, часто летавшие по дан-
ному маршруту, а также личное ознакомление синоптика с трассой.
Признаки поземного тумана, отличающие его от других типов
тумана, достаточно характерны: он образуется при безоблачном
небе, причем даже при сильно ухудшенной приземной горизонталь-
ной видимости небо сквозь туман обычно просвечивает. Образо-
вание поземного тумана наблюдается при одновременном пони-
жении температуры и повышении относительной влажности.
Высокий туман, более мощный по вертикали, менее резко изме-
няется в суточном ходе. Однако и в зоне высокого тумана види-
мость улучшается к полудню и ухудшается в течение ночи к утру.
Зона высокого тумана, в противоположность поземному туману,
может передвигаться. Для расчета перемещений зоны высокого ту-
мана необходимо знать, с каким физическим процессом связано воз-
никновение этого тумана — с адвекцией теплого воздуха (адвек-
тивный туман), с длительным радиационным охлаждением (высо-
кий радиационный туман) или же с наложением обоих процессов
друг на друга.
Признаком адвективного тумана является повышение темпера-
туры при одновременном повышении относительной влажности на
метеостанциях во время образования на этих станциях тумана.
Признаком высокого радиационного тумана является его возник-
новение при понижении температуры и одновременном повышении
относительной влажности на метеостанциях. Хотя между позем-
ным и высоким радиационными туманами нет резкой границы
и часто промежуточные типы нельзя отнести ни к тому, ни к дру-
гому из них, все же достаточно четким признаком можно считать
вертикальную видимость в зоне тумана. Если на метеостанции неба
сквозь туман не видно, то этот туман можно отнести к высокому.
Адвективно-радиационный туман образуемся при понижении
температуры с одновременным ростом абсолютной и относитель-
ной влажности. Таким образом, определить физический процесс
образования тумана можно сравнением показаний температуры
и относительной влажности на метеостанции за периоды до
и после возникновения тумана. Величина абсолютной влажности
легко может быть вычислена по температуре и относительной
влажности и тоже использована для сравнения (для выявления
адвективно-радиационного тумана).
Зона адвективного тумана перемещается вместе с воздушным
потоком, скорость и направление которого в основном определя-
ются градиентным ветром. Направление градиентного ветра совпа-
дает с изобарами на карте; скорость его может быть с достаточ-
ной точностью определена при помощи градиентной линейки. Сле-
довательно, перемещение зоны адвективного тумана может быть
предсказано по .направлению изобар и по расстояниям между ними-
Зона высокого радиационного тумана перемещается преимуще-
ственно вместе с перемещением барической системы — антицИ"
клона, гребня, седловины.
Адвективно-радиационный туман совмещает в себе черты адвек-
тивного и радиационного туманов -и перемещается как по изобарам,
так и в сторону движения областей высокого давления.
Перемещение зоны любого тумана на более холодную под-
234
стилающую поверхность усиливает туман, а перемещение на более
теплую поверхность ослабляет его.
Фронтальные туманы перемещаются вместе с фронтом. Они уси-
ливаются с увеличением фронтальных осадков и с ослаблением
ветра во фронтальной зоне. Кроме того, фронтальные туманы осла-
бевают к полудню и усиливаются к утру, причем эти суточные
изменения сильнее всего летом и слабее зимой.
Видимость в зоне снегопада меняется вместе с изменением интен-
сивности снегопада, но она также в очень сильной степени зависит
от условий местности, в которой наблюдается выпадение снега.
Если земная поверхность покрыта снегом и крупные четкие ориен-
тиры (леса, населенные пункты и т. д.) отсутствуют, то условия
видимости, при одной и той же интенсивности снегопада, резко
ухудшаются. Это может сильно путать расчеты синоптика. Види-
мость в зоне дождя еще меньше зависит от количества выпадаю-
щих осадков. Сильный, крупнопанельный дождь ухудшает види-
мость не так сильно, как слабая мелкокапельная морось. Следова-
тельно, расчет видимости в зоне дождя или снегопада еще более
затруднен, чем в зоне тумана. Практически обычно приходится
принимать неизменной ту видимость в зоне осадков, которая отме-
чена на карте и в информации. Прогноз возникновения и исчез-
новения осадков принципиально различен для трех типов осадков —
осадков устойчивой воздушной массы, осадков неустойчивой воз-
душной массы и фронтальных осадков.
Осадки устойчивой воздушной массы в виде мороси или мелкого
тонкого инверсионного снегопада усиливаются с увеличением
устойчивости воздушной массы, с обострением инверсии и с уско-
рением переноса теплого воздуха над холодной подстилающей
поверхностью. Если такие процессы обнаруживаются при анализе,
то можно рассчитывать на ухудшение видимости в зоне осадков
этого типа. Морось обычно несколько усиливается к утру и осла-
бевает к полудню; инверсионный снегопад заметного суточного
хода не имеет.
Шквалистые осадки неустойчивой воздушной массы усиливаются
с увеличением неустойчивости воздушной массы. Возникновение
шквалистых осадков часто бывает внезапным и связано либо
с дневным нагревом приземного слоя воздуха, либо с переходом
холодного воздуха на сильно перегретую поверхность. Однако
эти причины являются только последним толчком к разрешению
неустойчивости, и уже до начала их воздействия воздушная масса
обладает характерным распределением температуры с высотой
(большие градиенты температуры). Это позволяет заранее предви-
деть выпадение шквалистых осадков. На основе анализа данных
утреннего аэрологического зондажа можно предсказать осадки
после полудня. Данные зондажа в более холодном районе могут
указать на возможность выпадения шквалистых осадков в случае
Движения воздуха из этого района в более теплый. В прогнозе не-
обходимо указывать на характер шквалистых осадков, выпадаю-
щих обычно отдельными небольшими зонами; это дает летчику
представление о резких колебаниях видимости в зонах осадков.
Фронтальные осадки не возникают и не исчезают внезапно. Зоны
235
фронтальных осадков обычно постепенно развиваются вместе
с обострением фронта, деформируются и размываются вместе с его
размыванием. Кроме того, интенсивность фронтальных осадков за-
висит от степени неустойчивости более теплой воздушной массы,
поднимающейся вдоль фронтальной поверхности; чем неустойчивее
эта масса, тем сильнее фронтальные осадки. Поэтому в летний день
фронтальные осадки должны несколько усиливаться, а ночью
ослабевать. Эти соображения могут быть применены при расчете
изменений видимости в зоне фронтальных осадков.
Высота нижней границы облаков имеет наибольшее значение
тогда, когда эта граница расположена в самых нижних прилегаю-
щих к земле слоях. В слое ниже 150—200 м очень важно измене-
ние высоты на 50 м, выше 1 000 м разница в высоте даже в 500 м
имеет второстепенное значение. Для расчета изменения высоты
нижней границы облаков необходимо учитывать три основных типа
облачности: волнистую (облака устойчивой воздушной массы),
кучевообразную (облака неустойчивой воздушной массы) и слои-,
стообразную (фронтальные .облака).
Низкие волнистые облака понижаются в результате тех же про-
цессов, которые способствуют усилению высоких туманов. Пере-
мещение зон низких волнистых облаков происходит как по изоба-
рам, так и вместе с перемещением барических систем.
Нижняя граница кучевообразных облаков редко располагается
в очень близких к земле слоях; обычно она бывает не ниже
600—1 000 м. Высота этой границы может быть приближенно
вычислена по относительной влажности у земли: чем больше отно-
сительная влажность, тем ниже граница облаков. Выпадение шква
листых осадков повышает влажность приземного слоя и способ-
ствует понижению нижней границы кучевообразных облаков, из
которых выпадают эти осадки. Поэтому зоны низких кучевообраз-
ных облаков тесно связаны с зонами шквалистых осадков, и для
расчета -их возникновения и изменения можно применять те же ме-
тоды, которые применяются цри прогнозе шквалистых осадков.
Нижняя граница фронтальных облаков совпадает частично
с уровнем конденсации в теплом воздухе и частично с фронталь-
ной поверхностью. Кроме того, в зоне фронтальных осадков в при-
земных слоях образуются низкие разорванные облака, развитие ко-
торых зависит от интенсивности фронтальных осадков. В нижней
части фронтальной поверхности эти облака часто сливаются с ос-
новной фронтальной облачной системой и создают вблизи линии
фронта типичные явления фронтальной «стены» облаков почти до
самой земли. По наклону фронтальной поверхности (который опре-
деляется по аэрологическим данным) можно установить высоту
фронтальных облаков в любых точках карты на различных расстоя-
ниях от линии фронта. Высоту уровня конденсации в теплом воз-
духе можно вычислить по относительной влажности в теплом
воздухе у земли: с усилением фронтальных осадков этот уровень
понижается. Понижению облаков на линии фронта способствуют
те же процессы, которые усиливают фронтальный туман.
Верхнюю границу облаков в прогнозе можно определять не с та-
кой точностью, как нижнюю границу. Здесь важно общее указание,
236
которое позволяло бы летчику решить вопрос, имеет ли он воз-
можность совершать полет над облаками. С этой точки зрения
даже при недостатке непосредственных наблюдений (самолетных
зондажей, случайных наблюдений летчиков, данных авиаразведки)
можно все же описать в прогнозе этот важнейший элемент. Осно-
вой для прогноза верхней границы облаков могут служить общие
соображения об особенностях трех типов облаков.
Сплошной слой волнистых облаков редко обладает значительной
толщиной — более 1 000—1 500 м. Поэтому любой тип самолета
может обойти сверху низкие волнистые облака.
Кучевообразные облака развиваются, главным образом, по вер-
тикали и могут достигать высоты 8—9 км. Высоту верхней границы
этих облаков можно приблизительно оппеделить по их форме.
Верхняя граница Си редко лежит выше 2—3 км\ вершина слож-
ных Си (с «башнями») может достигать 3—5 км. Вершина СЬ ле-
жит уже выше этих уровней. Развитие кучевообразных облаков и
переход их из одной формы в другую зависят от тех же причин, ко-
торые определяют возникновение и усиление шквалистых осадков.
Определить верхнюю границу фронтальных облаков без каких-
либо исходных данных (самолетных зондажей и т. д.) крайне
трудно, особенно в случае сложных фронтов. В основном можно
считать, что фронтальные облака гораздо толще волнистых облаков.
В отдельных случаях их верхняя граница лежит на высоте 7—9 км
и редко (на фронте, дающем осадки) ниже 3—4 км. Процессы,
усиливающие фронтальные осадки, способствуют также повыше-
нию верхней границы фронтальных облаков.
Положение других облачных слоев, невидимых с земли, может
быть описано в прогнозе только по данным непосредственных на-
блюдений с самолета (зондажей и т. n.j.
Прогноз обледенения самолета
Прогноз обледенения самолета крайне усложняется отсутствием
непосредственных наблюдений. Обледенение может быть зареги-
стрировано только при полете самолета через зону обледенения.
Помимо того, что самолетные зондажи не дают необходимых дан<-
ных, наблюдения над обледенением ограничены также из-за опас-
ности полета в зоне обледенения. Таким образом, прогноз обледе-
нения, так же как и прогноз верхней границы облаков, может быть
основан только на общих соображениях.
Значительное обледенение всегда наблюдается в облаках и в зо-
нах дождя или мокрого снега при отрицательной температуре, при-
чем в зоне дождя или мокрого снега обледенение возникает обя-
зательно; в облаках же обледенение возникает в среднем
в 25—45%’ случаев. Так как жидкие осадки при отрицательной
температуре представляют довольно редкое явление, то наиболь-
шее практическое значение имеет обледенение в облаках.
Цель прогноза обледенения заключается в определении границ
зоны возможного обледенения и в приблизительной оценке опасно-
сти этого обледенения. Для достижения этой цели необходимо:
1) определить границы зоны жидких осадков, нижнюю и верх-
нюю границы облаков;
237
2) определить положение нулевой изотермы;
3) определить вероятность и опасность обледенения в облаках и
осадках выше нулевой изотермы.
Методы определения границ зон осадков и облачных слоев были
изложены выше (см. стр. 235).
Положение нулевой изотермы устанавливается либо по аэроло-
гическим данным, либо (приближенно) по величине приземной тем-
пературы, исходя из падения температуры с высотой по 0°,5 на
каждые 100 м.
Согласно современным данным о вероятности и опасности обле-
денения, можно различать несколько особых положений:
1) зона безусловного опасного обледенения — зона дождя и мок-
рого снега при отрицательной температуре;
I ч 11111II Зона снегопада^ Г1т
| | | | | с переохлажден- | ! ] ]
ihhluil ним дождем I-i-i.Lj.
Зона снегопада
Облако
Зона вождя
(вне облаков)
Зона переохла- г
Зона снегопада с дождем
при положительной
температуре
Рис. 144. Расположение зон обледенения вблизи фронта.
2) зона весьма вероятного обледенения различной интенсивности
(от слабой до катастрофической) — слой фронтальных облаков при
отрицательной температуре;
3) зона возможного обледенения преимущественно слабой интен-
сивности — нефронтальный (кучевообразный или волнистый) облач-
ный слой при отрицательной температуре.
Вероятность и интенсивность обледенения уменьшаются с пони-
жением температуры. Поэтому указание температуры в различных
частях зоны возможного обледенения может служить дополнитель-
ной характеристикой опасности этих частей. (Температура при
отсутствии аэрологических данных может быть вычислена прими-
тивным способом — по наземным температурам.)
Наиболее сложно разобраться в положении зоны возможного
обледенения на фронте. На рис. 144 приведен вертикальный разрез
фронта и положение различных зон возможного обледенения. Из
рисунка видно, что нулевая изотерма изгибается на фронте; падаю-
щий сверху снег попадает в область положительных температур,
тает и в виде дождя внизу вновь попадает в область отрицатель-
ных температур. Здесь создается зона наиболее опасного обледе-
нения. Зная наклон фронта и положение нулевой изотермы в теп-
238
лом и холодном воздухе, эту схему можно восстановить для
каждого конкретного случая, и она будет служить руководством
летчику для выбора наиболее безопасной высоты полета при пере-
сечении фронта.
Прогноз ветра
Данные приземного ветра, которые наносятся на синоптические
карты, действительны только для нижних слоев воздуха, до высоты
200—300 м. Шаропилотные данные характеризуют ветер только до
нижней границы облаков и при отсутствии осадков, т. е. в наи-
менее важных для авиации случаях. Прогноз ветра для слоя 500—
2 000 м вполне можно составлять по данным градиентного ветра,
направление которого совпадает с изобарой, а скорость вычи-
сляется при помощи градиентной линейки. Для более высоких слоев
прогноз ветра можно давать по картам абсолютной барической
топографии: по карте топографии изобарической поверхности
700 мб — для уровня 3 000 м, по карте топографии изобарической
поверхности 500 мб — для уровня 5 000 м. Прогноз изменений
ветра должен вытекать из прогноза перемещений и изменений ба-
рических систем.
Прогноз грозы
Гроза возникает в зонах сильных шквалистых осадков или осад-
ков холодного фронта. Твердого критерия для того, чтобы решить,
будут ли сопровождаться данные осадки грозой или нет, не имеется.
Поэтому прогноз грозы дается только в том случае, когда грозы
уже возникли в данном синоптическом шаблоне. Исключение
представляют лишь жаркие летние дни с сильной грозовой дея-
тельностью, когда по опыту предыдущих дней уже с утра можно
предсказать грозу после полудня.
Прогноз рему
Прогноз рему может ограничиваться указанием слоев и зон наи-
более сильного рему, так как непосредственных наблюдений над
этим метеорологическим элементом обычно нет. К таким! зонам
и слоям можно отнести:
1) облака Си сложные и СЬ, а также зоны под этими облаками;
2) зоны шквалистых осадков, особенно с грозой;
3) слои резкого изменения ветра с высотой — слои инверсии,
фронтальный переходный слой и т. д.
Прогноз изменения давления по маршруту
Прогноз изменения давления сводится к вычислению разности
между давлением в пункте посадки и давлением в пункте вылета,
а затем к переводу по соответствующей таблице разности давле-
ний в поправку к высотомеру.
Полное изложение всех методов составления прогнозов затруд-
няется крайним разнообразием возможных синоптических поло-
жений и условий погоды. Нет «рецептов» для составления прогно-
зов; в каждом отдельном случае синоптик должен полагаться на
общие указания науки <и на свой личный опыт.
ГЛАВА XI
КЛИМАТОЛОГИЯ И ЕЕ ЗНАЧЕНИЕ В РАБОТЕ
АВИАЦИИ
1. Климат и погода
Под метеорологической обстановкой полета, которая опреде-
ляется погодой, понимают состояние и распределение метеороло-
гических элементов в пределах летного пространства во время
выполнения полета. Таким образом, понятия определенной погоды
и определенной метеорологической обстановки полета относятся
к очень короткому промежутку времени; они непрерывно и иногда
очень резко изменяются со временем. Летая в течение многих лет
по одной и той же трассе, летчик никогда не встретит два раза
одну и ту же метеорологическую обстановку.
Оперативное метеорологическое обслуживание полетов произво-
дится непосредственно перед вылетом. Для выполнения отдельного
полета это не имеет существенного значения, так как вся необхо-
димая подготовка к полету на основе метеорологических данных
может быть сделана очень быстро. Для мероприятий более общего
и длительного характера такое метеорологическое обслуживание
уже недостаточно.
Подготовка крупной боевой операции ВВС, особенно во взаимо-
действии с наземными войсками, требует предварительного учета
метеорологической обстановки за несколько дней или даже за не-
сколько недель.
Руководство линиями воздушных сообщений должно заранее
располагать сведениями о том, когда и на каких участках сети
воздушных линий полеты наиболее часто будут срываться по усло-
виям погоды. В соответствии с этими сведениями планируются пе-
ревозки, рассчитываются потоки пассажиров и грузов, составляется
расписание полетов.
Учебная авиация и испытательные полеты на заводских аэродро'
мах еще в большей степени зависят от погоды. Составление учеб-
ных планов летных школ, планирование летно-испытательной ра"
боты на заводах также требуют заблаговременных сведений 0
предстоящей метеорологической обстановке.
Подготовка рекордных перелетов требует значительного времени,
и они должны быть приурочены к периоду благоприятной п°'
годы. Наконец, проектирование воздушных трасс должно так#
проводиться с учетом тех метеорологических условий, в которЫ
будет работать проектируемый объект.
240
Для того чтобы удовлетворить большинство из перечисленных
запросов, необходимо располагать долгосрочным прогнозом погоды.
В настоящее время проблема долгосрочных прогнозов еще
далека от полного разрешения, и существующие методы долгосроч-
ных прогнозов недостаточно обоснованы и разработаны. Форму-
лировки долгосрочных прогнозов носят слишком общий характер,
чтобы их можно было использовать непосредственно в работе
авиации. Кроме того, даже в принципе долгосрочный прогноз по-
годы не может разрешить все задачи. Долгосрочный прогноз по-
годы рассчитан на определенный срок и, повидимому, никогда не
сможет давать многолетние изменения погоды. При метеорологи-
ческом обслуживании длительных мероприятий нельзя оперировать
понятиями погоды и метеорологической обстановки.
Несмотря на то, что летчик никогда не встречает на трассе со-
вершенно одинаковых метеорологических условий, он все же мо-
жет заметить, что в определенное время года метеорологические
условия часто будут иметь сходные черты и, наоборот, будут резко
отличаться от условий другого времени года. В одни сезоны
выполнение полетов будет чаще затруднено, чем в другие.
Если летчик будет летать по другой линии, то через некоторое
время он сможет обнаружить, что условия погоды на этой линии
обладают своими особенностями, отличными от условий погоды
первой линии. Следовательно, хотя погода и метеорологическая
обстановка в точности никогда не могут повториться, можно все
же обнаружить сходные условия погоды. В одни сезоны и в одних
районах эти условия наблюдаются чаще, чем в другие сезоны и
в других районах.
Общий характер погоды и ее изменения от сезона к сезону
в данном районе называется климатом данного района. Понятие кли-
мата отлично от понятия погоды. Погода в течение какого-либо
сезона каждый год будет различной, и изменения погоды в тече-
ние одного года могут иметь очень мало общего с изменениями
погоды в течение предыдущего года. Климат же данного места
постоянен и не меняется из года в год, если не считать каких-либо
медленных вековых изменений.
Располагая данными о климате, можно сравнивать метеорологи-
ческие условия различных сезонов, различных частей суток и раз-
личных районов. Этого невозможно сделать по обычным метеоро-
логическим данным (освещающим погоду, а не климат) из-за
крайнего разнообразия и изменчивости погоды. Климатические дан-
ные будут всегда отличаться от реальных условий погоды, и их
нельзя 'использовать при выполнении единичного полета. Наоборот,
при длительных операциях и мероприятиях данные о климате мо-
гут представить единственный материал для учета влияния погоды
и заменить недостающий долгосрочный прогноз.
2. Климатология и ее методы
Изучением климата занимается климатология.
Методы, применяемые в настоящее время климатологией, разра-
ботаны сравнительно давно, задолго до возникновения авиации.
16 Метеорология 24/
Эти же методы до самого последнего времени применялись при
составлении климатологических характеристик воздушных трасс и
для удовлетворения других запросов воздушного флота.
Для характеристики погоды в какой-либо момент времени можно
использовать готовые метеорологические наблюдения, проведенные
в этот момент. Для характеристики климата требуется собрать
многолетние наблюдения о погоде в данном месте и затем обрабо-
тать их таким образом, чтобы выявить общие и характерные черты
явлений. Существует несколько методов климатологической обра-
ботки наблюдений, наиболее распространенные из которых сле-
дующие.
1. Вычисление средних величин. Все наблюдения над каким-либо
одним метеорологическим элементом (например, над температурой),
записанные в виде числовой величины, суммируют и затем полу-
ченную сумму делят на число использованных наблюдений.
Так, например, если полученная из наблюдений температура за
какой-либо день равна 4°; 7°; 3° и 6°, то средняя температура за
этот день равна:
44-74-3+6
—4 “О •
Полученная таким образом средняя численная величина данною
метеорологического элемента характерна тем, что реальные значе-
ния этого элемента колеблются более или менее близко около этой
величины. Чем более резко может изменяться элемент, тем меньше
будет отражать средняя величина его реальные значения.
2. Установление крайних значений. Несовпадение средних вели-
чин с реальными значениями заставляет дополнять их крайними
значениями элемента. Обычно указывают наибольшую и наимень-
шую величины.
В нашем примере наибольшая температура за день равна 7°, наи-
меньшая 3°, а остальные величины располагаются между ними.
3. Вычисление повторяемости определенных величин. Шкалу зна-
чений какого-либо элемента разбивают на отдельные интервалы.
Например, шкала температуры может быть разбита на интервалы
по 5 градусов: 0° 4-5°; 4-5° -|-10о и т. д. Затем весь материал на-
блюдений над данным элементом разбивают по интервалам; по ка-
ждому из них подсчитывают число попавших в этот интервал
наблюдений и вычисляют процент, который составляют эти наблю-
дения к общему числу наблюдений.
В нашем примере две величины температуры, 3° и 4°, попадают
в интервал температур 0° 4-5°, а две другие величины попадают
в интервал 0° 4~Ю°. Результаты эти могут быть записаны в такой
форме:
Интервал -5о~0° (Р-Ь5° +5с+10° +100+15°
Число случаев . . 0 2 2 0
Процент к общему числу случаев . . 0 50 50 0
242
Полученные проценты выражают среднюю повторяемость ка-
ждого интервала. На основе данных повторяемости можно прибли-
зительно рассчитать, какая величина данного элемента наиболее
часто будет наблюдаться в интересующем нас сезоне или районе.
Очевидно, реальная повторяемость элемента не будет совпадать со
средней климатологической и в различные годы будет колебаться
около этой величины.
4. Установление комплексных типов погоды. Описанные методы
климатологической обработки основаны на обработке каждого ме-
теорологического элемента в отдельности, изолированно от других
метеорологических элементов. В результате такой обработки совер-
шенно утрачивается представление о реальных типах погоды,
наблюдающихся в данной местности. Погода представляет ком-
плекс одновременно наблюдаемых различных метеорологических
элементов. Для многих отраслей человеческой деятельности, в том
числе и для воздушного флота, особенно важно знать, в каком
сочетании друг с другом наблюдаются различные метеорологиче-
ские элементы, какой тип погоды они создают. Изолированные
друг от друга средние величины и повторяемости не могут дать па
это ответа.
Для того чтобы устранить этот недостаток, проф. Е. Е. Федоров
разработал комплексный метод, основанный на таком же разделе-
нии элементов по отдельным интервалам, как и метод вычисления
повторяемости. Дальнейшая же обработка материала наблюдений
носит совершенно иной характер и проводится не изолированно по
каждому элементу, а по типу погоды, который определяют все на-
блюденные элементы. Полученный таким образом тип погоды запи-
сывают в зашифрованном виде на особую карточку. Затем кар-
точки с одинаковыми типами погоды подсчитывают и в результате
получают повторяемость различных типов погоды за данный период
времени. Комплексный метод требует затраты очень большого
труда, но для некоторых случаев он незаменим.
Предположим, что необходимо установить комплексные типы по-
годы, характеризуемые двумя элементами — температурой и отно-
сительной влажностью. Для этих элементов устанавливают следую-
щие интервалы: для температуры — через каждые 5°, а для
относительной влажности — через каждые 10%. Из наблюдений
получены следующие данные (за два дня):
Первый день Второй день
Сроки на- блюдений 1 ч. 7 ч. 13 ч. 19 ч. 1 ч. 7 ч. 13 ч. 19 ч.
Температу- ра в ° С 13 7 19 14 11 6 17 12
Относи- тельная влажность в %. . . 93 100 62 74 83 100 69 77
16*
243
Эти данные могут быть представлены в следующем ваде
Температура Относительная влажность в *;0 50-10° 10°—15° 15°-20о
100-90 2 1
89—80 —. 1 —
79—70 —. 2 —
69-60 — — 2
60 — — —
5. Методы динамической климатологии. За последние годы боль-
шое распространение получили методы динамической климатоло-
гии, которые ставят своей задачей установление физической
связи между климатом данного места и общими атмосферными явле-
ниями, наблюдающимися на большом пространстве. Применение
методов динамической метеорологии может дать материал только
для специалиста-метеоролога, так как обычные потребители за-
интересованы не в физической сущности погоды, а в ее конкрет-
ном воздействии на их деятельность.
3. Задачи и методы климатологии в применении к работе
авиации
Климатология в применении к авиации имеет задачей климатоло-
гическое освещение районов работы авиации и воздушных линий.
Все методы общей климатологии нашли применение и в авиа-
ционной климатологии. На рис. 145 приведена диаграмма климати-
ческой характеристики воздушной линии, для составления которой
использованы метод средних величин и метод повторяемости
отдельных интервалов.
Специальные методы обслуживания авиации климатологическими
данными за последнее время стали особенно необходимы. Попытки
разрешения этой задачи были сделаны Л. А. Чубуковым, приме-
нившим комплексный метод проф. Федорова к описанию климата
аэродромов, и А. П. Гальцовым, разработавшим методику климати-
ческого описания трасс для нужд транспортной авиации.
Рассмотрим, в чем заключаются специальные задачи авиацион-
ной климатологии и каковы должны быть ее методы.
Как уже указывалось, климатологические данные в работе авиации
могут быть использованы командованием и обслуживающим пер-
соналом, но не непосредственными исполнителями полетов, для
которых вполне достаточно данных обычного метеорологического
обслуживания. Командованию климатологические данные нужны
для того, чтобы:
1) наиболее рационально выбрать период времени, на который
следует сосредоточить основную массу полетов, назначить выпол-
нение боевой операции или рекордный перелет;
2) установить рациональный распорядок полетов в течение
244
дня, выбрав для выполнения основной массы полетов наиболее
благоприятную часть суток;
3) выбрать наиболее благоприятные маршрут для эпизодического
перелета .или трассу для основного потока перевозок, сосредото-
чить на ней опытных летчиков, оборудование и т. д.
Рис. 145. Климатическая характеристика района аэродрома.
Таким образом, климатологические данные в работе авиации
используются всегда для выбора. Поэтому основное назначение
климатологии — предоставлять сведения для сравнения метеороло-
гических условий в различных сезонах, в различное время суток
и в различных районах.
Основа для сравнения метеорологических условий может быть
различной. Как было показано в главе «Влияние погоды на работу
245
Сроемте экспматацйднных условий двух участков
Рис. !46. Диаграмма повторяемости летной и нелетной погоды.
авиации», роль погоды зависит от технических данных самолета
и от задач, поставленных перед экипажем. Погода, крайне небла-
гоприятная для пассажирского самолета, может быть благоприят-
ной для боевых действий ВВС. В той же степени погода будет
различно расцениваться экипажами дирижабля и самолета.
Однако, независимо от того представления, которое вкладывается
в понятие благоприятной и неблагоприятной погоды, для любого
вида применения авиации метеорологическая! обстановка оцени-
вается по всему комплексу метеорологических элементов и их рас-
пределению в пределах летного пространства. Авиаклиматологиче-
ские данные должны отвечать на вопрос, как часто в пределах дан-
ного летного пространства (воздушного коридора трассы, района
военных действий и т. д.) наблюдается благоприятная и неблаго-
приятная для данного вида полетов метеорологическая обстановка.
Отсюда вытекает и климатологическая методика обработки на-
блюдений, разработанная А. П. Гальцовым. Климатологическая
характеристика должна освещать все летное пространство в целом
и давать повторяемость благоприятных и неблагоприятных типов
метеорологической обстановки в пределах этого пространства.
Практически это означает, что климатологическая методика для
обслуживания авиации должна принципиально отличаться от всех
существующих методов обработки.
Первичный материал метеорологических и аэрологических на-
блюдений собирают со всех станций, расположенных в пределах
летного пространства. Данные одновременных наблюдений всех
этих станций заносят на специальную карточку и затем устанавли-
вают принадлежность метеорологической обстановки к одному из
разработанных типов. Типы метеорологической обстановки должны
отличаться друг от друга по степени их благоприятности для вы-
полнения полетов определенного вида и назначения.
Подсчет проанализированных карточек по отдельным типам
должен дать повторяемость этих типов в пределах летного про-
странства, а сравнение повторяемости для различных летных
пространств и различных сезонов должно разрешить основную
задачу климатологии — помочь рационально выбрать время и про-
странство для июлетов.
Для полного представления о видимости внешних ориентиров
необходимо располагать данными о горизонтальной видимости у
земли, о высоте нижней границы облаков и о распределении
всех облачных слоев, причем эти наблюдения должны проводиться
не менее четырех раз в сутки и на расстоянии не далее 100 км друг
от друга.
Реформе климатологии должна предшествовать реформа метеоро-
логических и аэрологических наблюдений. В настоящее время требо-
вания жизни вызвали стремительное развитие сети аэрологических
станций, и в ближайшие годы климатология получит новые огром-
ные возможности.
На рис. 146 приведена диаграмма повторяемости летной и нелет-
ной погоды на одной из трасс (для транспортной авиации, согласно
ее нормам минимума метеорологических условий). Данные для этой
Диаграммы получены при помощи методики А. П. Гальцова.
' 247
Таблица для перевода миллиметров в миллибары
248
Приложение 2
Изменение давления с высотой над уровнем моря
Высота в м Давление Изменение давления через каждые 1 000 м высоты
в мм рт. ст. в в мм рт. ст. в мб
0 760 1 013
1000 674 899 86 115
2 000 596 795 78 104
3 000 525 700 71 95
4 000 461 615 64 85
5 000 403 537 58 77
6 000 352 469 51 68
7 000 306 408 46 61
8 000 266 355 40 53
9000 230 307 36 48
10 000 198 264 32 43
11000 170 227 28 37
12 000 146 195 24 32
15 000 90 120 18,8 25
20000 41 55 9,7 13
30000 8 11 3,2 4,3
Приложение 3
Барометрическая ступень при разных условиях
/0 \ 720 730 740 750 760 770 780
30 12,43 12,25 12,10 11,94 11,78 11,63 11,48
28 12,35 12,17 12,01 11,85 11,70 11,55 11,40
26 12,26 12,08 11,93 11,77 11,61 11,46 11,31
24 12,17 11,99 11,84 11,68 11,53 11,38 11,23
22 12,08 11,90 11,75 11,60 11,44 11,29 11,14
20 11,99 11,82 11,67 11,51 11,36 11,21 11,06
18 11,90 11,73 11,58 11,43 11,27 11,12 10,97
16 11,81 11,64 11,49 11,34 11,19 11,04 10,89
14 11,72 11,55 11,41 11,25 11,11 10,96 10,82
12 11,63 11,47 11,32 11,17 11,02 10,88 10,74
10 11,55 11,38 11,23 11,08 10,93 10,80 10,66
8 11,46 11,29 11,15 11,00 10,85 10,80 10,57
6 11,37 11,20 11,06 10,91 10,77 10,71 10,49
4 11,28 11,12 10,97 10,83 10,69 10,63 10,41
2 11,19 11,03 10,89 10,74 10,60 10,55 10,32
0 11,10 10,94 10,80 10,(6 10,52 10,46 10,24
— 2 11,01 10,85 10,71 10,58 10,44 10,38 10,16
— 4 10,92 10,76 10,63 10,49 10,35 10,30 10,07
— 6 10,83 10,68 10,54 10,41 10,28 10,21 9,96
— 8 10,74 10,59 10,45 10,32 10,20 10,13 9,91
—10 10,65 10,50 10,37 10,24 10,11 10,05 9,82
—12 10,57 10,41 10,28 10,15 10,03 9,96 9,74
-14 10,48 10,33 10,19 10,07 9,94 9,88 9,66
—16 10,39 10,24 10,11 9,98 9,<86 9,72 9,59
—18 10,30 10,15 10,02 9,89 9,78 9,64 9,51
—20 10,21 10,06 9,93 9,81 9,69 9,65 9,42
249
ОГЛАВЛЕНИЕ
Глава I
Организация и задачи метеорологической службы
I. Предмет и задачи метеорологии............................. • 3
2. Первые метеорологические наблюдения............................. —
3. Метеорологическая сеть.......................................... 4
4. Сроки метеорологических наблюдений.............................. 5
5. Метеорологические наблюдения.................................... 6
6. Аэрологические наблюдения ..................................... 19
7. Служба погоды и ее организация................................. 23
Глава II
Атмосфера
1. Состав атмосферы.............................................. 28
2. Изменение давления воздуха с высотой.......................... 29
3. Приведение давления к уровню моря............................. 31
4. Понятие о солнечной радиации.................................. 32
5. Тепловой режим поверхностных слоев земли...................... 34
6. Тепловой режим нижних слоев атмосферы......................... 37
7. Изменение температуры воздуха с высотой....................... 39
8. Условия вертикального равновесия в атмосфере.................. 44
9. Тропосфера и стратосфера...................................... 50
Глава III
Движение воздуха
1. Барическое поле............................................... 52
2. Барический градиент........................................... 55
3. Движущая сила барического градиента........................... 57
4. Отклоняющее действие вращения Земли................• . . . . 58
5. Градиентный ветер............................................. 60
6. Влияние силы трения на движение воздуха....................
7, Структура ветра........................................
8. Влияние земной поверхности на воздушные течения............
9. Изменение скорости и направления ветра с высотой...........
10. Местные ветры...............................................
Глава IV
Общая циркуляция атмосферы
1. Циркуляция атмосферы на однородной невращаюшейся Земле . . .
2. Циркуляция атмосферы на однородной вращающейся Земле . . . .
3. Циркуляция атмосферы на неоднородной вращающейся Земле . . .
Глава V
Вода в атмосфере
1. Испарение................................................
2. Конденсация водяного пара..............................•
250
Стр.
3. Конденсация водяного пара у поверхности земли................. 90
4. Туманы........................................................ 91
5. Облака и осадки............................................... 96
Глава VI
Воздушные массы
1, Определение воздушной массы.................................. 112
2. Формирование воздушных масс.................................. 119
3. Погода в воздушных массах.................................... 121
4. Консервативные свойства воздушных масс....................... 126
5. Географическая классификация воздушных масс.................. 127
Глава VII
Фронты и циклоны
1. Определение фронта........................................... 133
2. Движение фронтов и нх классификация......................... 137
3. Погода на фронтах............................................ 147
4. Возникновение и развитие циклонов............................ 160
5. Погода в циклонах и антициклонах............................. 170
Глава VIII
Синоптический анализ и прогноз погоды
1. Принципы синоптического метода............................... 175
2. Анализ синоптической карты................................... 176
3. Обработка и использование аэрологических данных.............. 187
4. Использование местных признаков погоды и данных авиаразведки
погоды ......................................................... 195
5. Прогноз синоптического положения и прогноз погоды............ 197
Глава IX
Влияние погоды на работу авиации
1. Метеорологическая обстановка полета.......................... 202
2. Видимость внешних ориентиров................................. 204
3. Обледенение воздушных кораблей............................... 208
4. Ветер........................................................ 211
5. Атмосферные электрические разряды............•............... 212
6. Состояние поверхности аэродромов............................. 214
7. Рему......................................................... 215
8. Изменение атмосферного давления по пути полета............... 216
9. Наличие твердых частиц в атмосфере........................... 217
10. Температура воздуха........................................... —
11. Полная оценка метеорологической обстановки полета........... 218
Глава X
Метеорологическое обслуживание полетов
1. Задачи метеорологического обслуживания полетов............... 219
2. Метеорологическая информация................................. 220
3. Прогноз погоды............................................... 223
4. Метеорологическая консультация............................. 228
5. Методика составления прогноза погоды......................... 230
Глава XI
Климатология и ее значение в работе авиации
1. Климат и погода.............................................. 240
2. Климатология и ее методы..................................... 241
3. Задачи и методы климатологии в применении к работе авиации . . . 244
Приложения . . . ............................................... 249
К ЧИТАТЕЛЯМ
Издательство просит присылать
отзывы на эту книгу по адресу.
Москва, Орликов пер., д. 3,
Воениздат
Редактор Федорова Е. А. Технический редактор Фрейман Д. А.
Корректоры Хохлов К. С., Коган С. С. Бригадир по графике Ростиславов Б. Д,
Сдано в производство 22.5.40 Подписано к печати 23.11.40
Формат бумаги 60y92Vse Объем 15®/4 печ. л. 3 вкл. 3/< печ. л. 18 уч.-авт. л.
Г162027 Издат. № 395 Зак. № 1953
Отпечатано во 2-й типографии военного изд-ва НКО СССР нм. Клима Ворошилова.
Ленинград, ул. Герцена, 1