Г л а в а XVIII. ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ

§ 307. Атмосфера. Воздушная оболочка Земли — атмосфера — представляет собой слой воздуха, плотность которого постепенно убывает по мере удаления от поверхности Земли. Уже на высоте около 50 км давление воздуха в 1000 раз меньше, чем у поверхности Земли, так что еще более высокие слои атмосферы представляют собой чрезвычайно разреженный газ.

Сведения о строении атмосферы были получены в результате подъема самопишущих приборов на самолетах, а также приборов, поднимаемых на резиновых баллонах, наполненных водородом, и передающих автоматически по радио данные о температуре, давлении и влажности воздуха на различных высотах, вплоть до 40 км. Эти приборы называют радиозондами.

Впоследнее время верхние слои атмосферы изучаются с помощью ракет и искусственных спутников Земли.

Ватмосфере различают несколько слоев. Нижний слой толщины около 11 км в умеренных широтах и 14–17 км в тропических широтах называют тропосферой. В этом слое воздуха сосредоточен почти весь водяной пар атмосферы, в нем образуются восходящие и нисходящие токи воздуха, формируются облака и, вообще, происходят процессы, влияющие на изменения погоды. В тропосфере температура воздуха уменьшается с высотой в среднем на 5–6 ◦C на каждый километр высоты.

Над тропосферой простирается стратосфера, почти всегда безоблачная. В нижней части стратосферы, до высот, равных 30 км, температура почти не меняется и равна примерно −55 ◦C. В более высоких слоях стратосферы температура воздуха повышается, достигая наибольших значений (до 40 ◦C) на высоте 50–60 км. Далее температура вновь понижается. Такое повышение температуры связано с тем, что на высоте от 20 до 25 км расположен слой озона, нагревающегося вследствие поглощения ультрафиолетовых лучей, испускаемых Солн-

цем. Над стратосферой, на высоте более 80 км, находится ионосфера. Атмосферный воздух состоит из азота (78,1 % по объему 1)), кис-

лорода (21 %) и аргона (0,9 %), к которым постоянно примешаны в небольших количествах углекислый газ, гелий, неон, криптон и ксе-

1) Это означает, что в составе, например, одной тысячи молекул и атомов воздуха имеется в среднем 780 молекул азота, около 210 молекул кислорода и приблизительно 10 атомов инертного газа аргона, редко вступающего в соединения с молекулами других газов.

566	Гл. XVIII. Физика атмосферы

нон. Благодаря перемешиванию в нижних слоях атмосферы, состав воздуха до высот примерно 100 км почти одинаков. В атмосфере содержится также водяной пар, попадающий туда при испарении с поверхности морей и материков. Роль водяного пара в явлениях, происходящих в атмосфере, очень велика, хотя самого пара немного (обычно меньше 1 %). Конденсация водяного пара дает начало облакам и осадкам, сопровождается выделением большого количества теплоты; при испарении осадков теплота поглощается.

§ 308. Тепловой баланс Земли. Днем поверхность Земли непрерывно нагревается лучами Солнца. Измерениями было установлено, что вблизи поверхности Земли 1 квадратный метр поверхности, поглощающей все падающие на нее лучи, получает при перпендикулярном падении лучей около 700 джоулей энергии в секунду. Атмосфера задерживает часть солнечных лучей. Солнечный свет рассеивается газами атмосферы, частицами пыли, капельками воды, а также поглощается озоном (в верхних слоях атмосферы), водяным паром, углекислотой, кислородом и пылью. Особенно сильно поглощается ультрафиолетовая часть спектра, излучаемого Солнцем. Поэтому по мере поднятия над поверхностью Земли интенсивность радиации, получаемой от Солнца, возрастает, и в ее составе появляется все большее количество ультрафиолетовых лучей.

На границе атмосферы интенсивность радиации составляет 1400 джоулей на квадратный метр в секунду (1,4 кВт/м2). Эту величину называют солнечной постоянной. Количество энергии, поступающей на Землю от Солнца, в десятки тысяч раз больше, чем человечество расходует для приготовления пищи, отопления жилищ, работы двигателей и т. п. Растения также используют лишь небольшую часть этой энергии (около 1 %), запасая ее в виде внутренней энергии веществ, входящих в состав зеленых частей растения. Не вся энергия, идущая от Солнца, поглощается поверхностью Земли. Значительная ее часть (около 42 %) отражается облаками и поверхностью Земли, а также рассеивается атмосферой. Около 15 % поглощается атмосферой и лишь 43 % поглощается поверхностью Земли.

Энергия, поглощенная поверхностью Земли, расходуется на излучение, нагревание воздуха, почвы и водных поверхностей и на испарение. С необъятных водных просторов океанов, а также и с суши за год испаряется свыше 500 000 км3 воды, т. е. количество воды, почти равное количеству воды в Черном море. На испарение затрачивается немного меньше половины всей поглощенной земной поверхностью энергии солнечных лучей. В дальнейшем, при конденсации испарившейся воды, такое же количество теплоты, которое было затрачено при испарении, выделяется в атмосферу. Это нагревает атмосферу и предохраняет ее таким образом от слишком резких понижений температуры. Далеко не всегда конденсация водяного пара происходит там же, где образуется пар. Часто пар переносится ветром на большие расстояния, и конденсация происходит в районах, более холодных, чем те, где происходило испарение. Этот процесс, так же как и процесс переноса воздушными

Гл. XVIII. Физика атмосферы

567

течениями теплоты, полученной ими от нагретых поверхностей, приводит к смягчению климатических условий в холодных районах.

Вследствие малой теплопроводности почвы тепло, затрачиваемое на нагревание почвы, распространяется очень неглубоко — на глубину не более 25 м. Вследствие того, что распространение тепла происходит очень медленно, наиболее высокие температуры в глубине почвы наблюдаются не в то время, когда они были отмечены на поверхности почвы, а несколько позднее. Так, например, на глубине 2 м максимум температуры наступает не в июле, как на поверхности почвы, а в августе. В морях, благодаря перемешиванию воды при волнении, тепло проникает на большие глубины (сотни метров). Часть полученного от Солнца тепла поверхность Земли теряет посредством излучения. Но благодаря тому, что в атмосфере есть водяной пар, это излучение частично снова поглощается атмосферой, что уменьшает потерю тепла Землей.

Как же происходит, что атмосфера может пропускать лучи, идущие от Солнца, и задерживать излучение Земли? В состав излучения Солнца входят как видимые лучи, действующие на наш глаз и называемые светом, так и невидимые (ультрафиолетовые и инфракрасные). Земля, как и всякое другое тело, температура которого ниже 500 ◦C, излучает в заметном количестве только инфракрасные лучи. Земля излучает, конечно, и днем и ночью, но днем тепловое действие излучения незаметно, так как потеря теплоты за счет излучения полностью перекрывается количеством теплоты, получаемым при поглощении лучей Солнца. Ночью охлаждение земной поверхности благодаря излучению хорошо заметно. Особенно сильно охлаждаются вследствие излучения шероховатые темные поверхности, например вспаханная земля, земля, покрытая травой, и т. д. Водяной пар обладает особенностью, имеющей

важное значение в рассматрива-
емом явлении. Он гораздо силь-
нее поглощает инфракрасные лу-
чи, чем видимые. Поэтому земная
атмосфера является своеобразной
ловушкой для энергии солнечных
лучей.
Видимые лучи, энергия ко-
торых составляет значительную
часть солнечного излучения (око-
ло 40 %), свободно проникают	Рис. 505. Тепловые лучи, испуска-
сквозь атмосферу и поглощают-	емые нагретой землей, не прохо-
ся земной поверхностью. За счет	дят через стеклянную раму пар-
поглощенной энергии земная по-	ника
верхность излучает инфракрас-

ные лучи, которые поглощаются водяным паром и нагревают атмосферу. Если бы этого не было, то средняя температура поверхности Земли составляла бы не 15 ◦C, как это имеет место на самом деле, а была бы значительно ниже нуля. В этом смысле действие водяного пара сходно с действием стекол, служащих для закрывания парников (рис. 505).

568	Гл. XVIII. Физика атмосферы

§ 309. Адиабатические процессы в атмосфере. Мы говорили до сих пор о том, что атмосферный воздух может нагреваться или охлаждаться, соприкасаясь с более теплыми или холодными телами, заимствуя у них или отдавая им теплоту. Мы упоминали также о том, что воздух может сам излучать и поглощать энергию в виде энергии видимых или невидимых лучей 1). Однако существуют и такие процессы, при которых температура воздуха меняется, хотя воздух при этом не получает и не отдает теплоты окружающим телам.

Процессы, при которых отсутствует теплообмен с окружающей средой, называют, как было указано в § 225, адиабатическими. Там же было выяснено, что при адиабатическом расширении газ охлаждается, так как при этом совершается работа против сил внешнего давления,

врезультате чего внутренняя энергия газа уменьшается. Воздух в восходящем потоке расширяется, так как, поднимаясь, он попадает в области все меньшего давления. Этот процесс происходит практически без теплообмена с окружающими слоями воздуха, тоже поднимающимися и тоже охлаждающимися. Поэтому расширение воздуха в восходящем потоке можно считать адиабатическим. Итак, подъем воздуха в атмосфере сопровождается его охлаждением. Расчет и измерения показывают, что подъем воздуха на 100 м сопровождается охлаждением приблизительно на 1 К.

Проявления действия адиабатических процессов в атмосфере весьма многочисленны и разнообразны. Пусть, например, воздушный поток на своем пути встречает высокий горный хребет и вынужден подниматься по его склонам вверх. Восходящее движение воздуха сопровождается его охлаждением. Поэтому климат горных стран всегда холоднее климата ближайших равнин, и на больших высотах господствует вечный мороз. На горах, начиная с известной высоты (на Кавказе, например, с высоты 3000–3200 м), снег уже не успевает стаять летом и накапливается год за годом в виде мощных снежников и ледников.

Когда воздушная масса опускается, она сжимается и при сжатии нагревается. Если воздушный поток, перевалив через горный хребет, спускается вниз, он снова нагревается. Так возникает ф¨ен — теплый ветер, хорошо известный во всех горных странах — на Кавказе,

вСредней Азии, в Швейцарии. По-особому протекает адиабатический процесс охлаждения во влажном воздухе. Когда воздух достигает при

своем постепенном охлаждении точки росы, водяной пар начинает в нем конденсироваться. Так образуются мельчайшие капли воды, из которых состоит туман или облако. При конденсации выделяется теплота парообразования (§ 295), которая замедляет дальнейшее охлаждение воздуха. Поэтому поднимающийся поток воздуха будет охлаждаться при конденсации пара медленнее, чем тогда, когда воздух

1) Поглощение и излучение энергии производятся в основном только водяными парами и углекислым газом, составляющими лишь ничтожную часть атмосферы. Остальные газы, входящие в состав атмосферы, почти не поглощают и не излучают энергии.

Гл. XVIII. Физика атмосферы

569

совершенно сухой. Адиабатический процесс, при котором идет одновременно конденсация пара, называется влажно-адиабатическим.

?309.1. Каким является процесс расширения воздуха в опыте, изображенном на рис. 495, когда: а) ядер конденсации много; б) ядра конденсации отсутствуют?

309.2. Когда воздух переваливает через горный хребет, то его температура оказывается после переваливания более высокой, чем она была на той же высоте до переваливания. Объясните явление.

§ 310. Облака. Когда воздух вместе с находящимся в нем водяным паром по той или иной причине охлаждается, водяной пар может конденсироваться в виде капелек воды или ледяных кристаллов. Так образуются облака и туманы. Они состоят из мельчайших капелек воды (диаметра от 3 до 40 мкм) или столь же мельчайших частиц льда (рис. 506 и 507). Конденсация начинается тогда, когда воздух достигает точки росы. Капли облаков и туманов столь мелки, что падают в воздухе чрезвычайно медленно, почти незаметно. Очень часто при морозе, т. е. при температуре ниже 0 ◦C, эти капли являются переохлажденными, т. е. остаются жидкими и не замерзают. В том случае, когда воздух охлаждается благодаря соприкосновению с холодной поверхностью Земли или моря, в приземном слое воздуха образуется туман. Облака — это тот же туман, только они возникают в более высоких слоях атмосферы.

Рис. 506. Облачные капли

Мы уже говорили, что когда некоторая масса воздуха поднимается вверх, то она расширяется и охлаждается. В таком охлаждении — главная причина образования облаков. При сильных воздушных потоках, направленных вертикально вверх, образуются особенно плотные, непросвечивающие белые клубящиеся облака. Такие облака называют кучевыми. Иногда они перерастают в высокие, высотой в несколько километров, грозовые облака, имеющие волокнистую, как бы растрепанную вер-

570	Гл. XVIII. Физика атмосферы

Рис. 507. Облачные кристаллы льда

хушку (рис. 508). В том случае, когда восходящее движение в атмосфере очень медленное (несколько сантиметров в секунду), но охватывает одновременно огромную массу воздуха на протяжении многих сотен километров, образуются слоисто-дождевые облака, серые, плотные и бесформенные. Слой таких облаков иногда имеет толщину 4–5 км.

Рис. 508. Грозовое облако

В атмосфере может также возникать волнообразное движение воздуха. В гребешках воздушных волн воздух поднимается вверх, и там образуются отдельные облачка или облачные валы, а в промежутках между гребешками остаются просветы (рис. 509). Такие облака в народе называются «барашками». В облаке более крупные капельки могут

Гл. XVIII. Физика атмосферы

571

сталкиваться с более мелкими, потому что крупные падают скорее и догоняют при падении мелкие. Со временем так могут образовываться капли настоящего дождя.

Рис. 509. Волнистые облака

Чаще же всего осадки (дождь, снег и пр.) образуются в облаках благодаря различному давлению насыщенного водяного пара над водой и льдом (§§ 301 и 306). Это происходит следующим образом. Предположим, что в облако, состоящее из переохлажденных капель, попадает частица льда. Такая система является неустойчивой (§ 306) и, вследствие диффузии водяного пара от капель к кристаллам, последние растут, а капли испаряются. Таким путем в облаке вырастают большие снежинки. Они постепенно выпадают из облака. Если они внизу попадают в слой более теплого воздуха с температурой выше 0 ◦C, то могут растаять в нем и выпасть в виде капель дождя.

Снег, дождь, град и т. д. в метеорологии объединяют общим названием «осадки». Количество осадков определяют, вычисляя, какой толщины (в миллиметрах) слой воды образовался бы на поверхности Земли, если бы вода никуда не стекала и не испарялась. Для определения количества воды, содержащейся в снеге, его растапливают. Самые сильные ливни, когда-либо наблюдавшиеся в России давали более 300 мм осадков в сутки. В центральных областях нашей страны уже 20 мм осадков надо считать сильным дождем. За год, например, в Москве, выпадает всего 540 мм осадков, в дождливой Западной Грузии — до 2600 мм. В Индии, экваториальной Африке и на Гавайских островах имеются местности, где годичное количество осадков достигает 12 000 мм.

§ 311. Искусственные осадки. В последние годы было предложено и успешно испробовано несколько способов искусственного осаждения облаков и образования из них осадков. Для этого в переохлажденном капельном облаке с самолета разбрасывают мелкие частицы («зерна») твердой углекислоты, имеющей температуру около −70 ◦C.

572	Гл. XVIII. Физика атмосферы

Вокруг этих зерен в воздухе образуется благодаря столь низкой температуре огромное число очень мелких кристалликов льда. Эти кристаллики затем рассеиваются в облаке благодаря движению воздуха. Они служат теми зародышами, на которых после вырастают большие снежинки — точно так, как это описано выше (§ 310). В слое облаков при этом образуется широкий (1–2 км) просвет вдоль всего пути, который прошел самолет (рис. 510). Образовавшиеся при этом снежинки могут создать довольно сильный снегопад.

Рис. 510. Вид сверху на слой облаков, среди которых прошел самолет, разбрасывающий частицы твердой углекислоты. Черная граница справа — крыло самолета, с которого произведено фотографирование. Темная полоса в море облаков — результат осаждения облака после разбрасывания зерен твердой углекислоты

Само собой разумеется, что таким путем можно осадить лишь столько воды, сколько уже содержалось ранее в облаке. Усилить же процесс конденсации и образования первичных, самых мелких облачных капель пока еще не в силах человека.

§ 312. Ветер. Воздух атмосферы всегда охвачен движением, более или менее быстрым. Движение воздуха, направленное вдоль земной поверхности (параллельно ей), называется ветром. Ветер в 3–5 м/с — слабый ветер, только колеблющий ветки деревьев, а ветер в 13–15 м/с — сильный, мешающий пешеходу идти ему навстречу и поднимающий пенящиеся волны в море. Кроме скорости ветра, определяют также и его направление: откуда дует ветер — с севера, северо-востока и т. д. Энергия ветра используется в ветряных мельницах и насосах, в ветросиловых и ветроэнергетических установках, с ее помощью движутся парусные суда. Использование ее тем выгоднее, чем устойчивее и сильнее ветры в данной местности. Эти установки лучше всего применять в степной местности, на открытых берегах морей и т. д.

Движение воздуха идет от мест и областей, где давление воздуха больше, к тем местам, где давление на том же самом уровне меньше. Различия в давлении воздуха вызываются разными причинами. Например, морской бриз возникает из-за неодинакового нагревания

Гл. XVIII. Физика атмосферы

573

поверхности земли и воды солнцем, а также разной скорости их охлаждения ночью. В летний день почва на побережье нагревается сильнее, чем поверхность моря.

Действительно, в сравнительно прозрачной воде теплота солнечных лучей распространяется на значительную глубину и изменение температуры поверхности будет мало, в то время как на суше нагревается лишь самый поверхностный слой почвы, которая к тому же обладает меньшей удельной теплоемкостью (около 1 кДж/(кг · К)). Воздух над сушей нагревается сильнее, чем над водой, и поднимается вверх, так как его плотность меньше, чем плотность находящегося вокруг холодного воздуха. В результате давление у земли уменьшается и к месту пониженного давления притекает более холодный воздух с моря. Такой поток и называется дневным бризом. Ночью наблюдают обратное явление: суша, прогретая за день только в тонком слое, остывает быстрее, чем вода; остывает и увеличивает свою плотность и воздух над сушей; так возникает ветер от берега к морю.

Аналогично происхождение ветров, меняющихся от лета к зиме

иназываемых муссонами. В Азии летом температура воздуха может превышать 50 ◦C и давление воздуха сильно понижается. В результате мощный поток более холодного воздуха с грозами и ливнями вторгается с моря в конце мая или начале июня в Индию. Зимой над Сибирью

иЦентральной Азией давление воздуха возрастает и холодный воздух течет оттуда на восток — на Японское и Желтое моря и на юг — к берегам Индийского океана. Аналогичные сменяющиеся муссоны наблюдаются, например, над Африкой.

Ветры, охватывающие значительные участки Земли, никогда не дуют прямо в направлении от большого давления к малому. Можно доказать, что все тела, движущиеся по поверхности Земли, вследствие ее вращения получают ускорение вправо в северном полушарии и влево в южном (сила Кориолиса, § 136). Это относится и к движущемуся воздуху. В результате воздух, стекающий к области пониженного давления, закручивается (в северном полушарии) против часовой стрелки (циклон), а воздух, растекающийся от мест повышенного давления, закручивается по часовой стрелке (антициклон).

Иногда большие разности давлений возникают на значительной высоте; тогда на этой высоте появляются сильные ветры (до 130 м/с), называемые струйными течениями, хотя на уровне земли в это время может и не быть ветра. Обычно это узкие полосы ветров; они наблюдаются зимой в высоких широтах на высоте 3–4 км, над Японским и Охотским морями на высоте 7 км, а также летом над югом России, Кавказом и Средней Азией. В струйных течениях образуются высокие полупрозрачные волнистые облака. Их быстрые движения и изменчивость показывают, как велики скорость, мощность и порывистость струйного течения.

§ 313. Предсказание погоды. Мы видели, как разнообразные физические явления в атмосфере определяют погоду, т. е. приводят к возникновению ветра, образованию облаков, выпадению осадков

574	Гл. XVIII. Физика атмосферы

и т. д. Ввиду исключительно большого значения погоды для самых разных областей человеческой деятельности (сельского хозяйства, мореплавания, авиации и др.) весьма важно иметь надежные прогнозы погоды, уметь предсказывать погоду. Способы предсказания погоды, основанные на наблюдении местных примет, пришли к нам еще из древности. Местные приметы погоды могут иметь физический характер (выпадение росы, вид неба на закате) или относиться к живым существам (ревматические боли перед ненастьем, характер поведения насекомых и птиц).

Рис. 511. Вид из космоса облачного покрова Земли

Процессы, определяющие погоду, охватывают огромные движущиеся массы воздуха различной температуры и влажности, простирающиеся над значительными участками поверхности Земли; местная погода

иее изменение определяются состоянием атмосферы не только в данном пункте, но и вдали от него. Поэтому местные приметы, хотя они

иоснованы на внимательном наблюдении природы, недостаточны для надежного прогноза и не могут заменить физический метод решения сложного вопроса предсказания погоды.

Такой метод заключается в сопоставлении результатов огромного числа систематических наблюдений свойств атмосферы, выполняемых в разных точках Земли. Для этой цели повсеместно, не только в населенных пунктах, но и в пустынях и других редко посещаемых человеком местах (в том числе и вблизи полюсов Земли), устраивают метеорологические станции. На таких станциях ежедневно в определенное время суток измеряют важнейшие физические величины,

Гл. XVIII. Физика атмосферы

575

характеризующие состояние атмосферы: давление воздуха, температуру, влажность, количество осадков, скорость и направление ветра и т. д. Эти сведения сообщаются по телеграфу или по радио, так что каждая страна может пользоваться не только данными своих станций, но и станций всего земного шара.

Опираясь на многолетний опыт изучения подобных сводок, удается делать прогнозы гораздо более точно, чем на основании только местных примет. Кроме того, такой способ позволяет получать прогноз сразу для большой территории. Еще лучшие результаты получают, если не ограничиваются качественным сопоставлением полученных сведений, а пользуются ими как исходными данными для количественного расчета процессов, идущих в атмосфере. Законы протекания этих процессов очень сложны, а требуемые вычисления чрезвычайно трудоемки; чтобы получить прогноз достаточно быстро для практических целей, необходимо пользоваться быстродействующими электронными вычислительными машинами.

Для повышения точности прогнозов весьма важно знать общий вид облачности над всей Землей. Недавно для получения таких данных начали изучать атмосферу, наблюдая ее из космоса; изображения облачного покрова передаются на Землю с искусственных спутников Земли по телевидению. Одно такое телевизионное изображение, переданное со спутника Земли, приведено на рис. 511. Вихревое спиралевидное строение облаков указывает на мощный циклон, охвативший огромную площадь (до 2000 км в поперечнике).