книги из ГПНТБ / Колодочка А.С. Метеорологические условия стрельбы артиллерии учебное пособие

ГЛАВА ТРЕТЬЯ

ОСНОВНЫЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ

§ 11. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА СТРЕЛЬБУ АРТИЛЛЕРИИ

Метеорологическими элементами называются характеристики,

определяющие физическое состояние атмосферы.

К основным метеорологическим элементам, характеризующий физическое состояние атмосферы с точки зрения ее влияния на стрельбу артиллерии, относятся:

1)температура воздуха;

2)давление атмосферы;

3)влажность воздуха;

4)плотность воздуха;

5)скорость звука в атмосфере;

6)ветер.

Состояние атмосферы в тот или иной момент времени опреде­ ляется комплексом метеорологических элементов, т.. е. совокуп­ ностью определенных значений этих элементов. Изменение физиче­ ского состояния атмосферы всегда ведет к изменению всех или большей части метеоэлементов, что свидетельствует о ихтесной взаимной связи между собой. Вследствие такой взаимосвязи метео­ рологические элементы можно рассматривать раздельно лишь' на первом этапе их изучения.

В артиллерии различают наземные значения метеорологических элементов и распределение метеоэлементов по высоте, т. е. их зна­ чения на различных высотах над поверхностью земли.

Наземные значения метеорологических элементов определяют­ ся обычно на высоте двух-четырех метров над поверхностью земли. Это объясняется тем, что значения метеоэлементов в самом нижнем слое атмосферы в сильной степени зависят от характера рельефа и подстилающей поверхности земли. Особенно эта зависи­ мость сказывается на величину измеряемых вблизи земли темпера­ туры воздуха, скорости и направления ветра. Чем выше от поверх­ ности земли производятся измерения этих метеоэлементов, тем меньше сказывается влияние последней. Метеорологические наблю-

дения показывают, что вследствие перемешивания воздуха) в гори­ зонтальном и вертикальном направлениях на высоте двух метров влияние характера микроструктуры поверхности земли уже значи­ тельно ослабляется. Исходя из этого, и принято наземные наблю­ дения над температурой и ветром производить на высоте порядка двух-четырех метров. Такая высота позволяет относить измерен­ ное значение метеорологического элемента в каком-либо пункте на значительную площадь в окрестностях этого пункта, а также срав­ нивать результаты наземных метеорологических наблюдений в раз­ личных пунктах между собой.

Наземные значения метеоэлементов для артиллерии определя­ ют при помощи метеорологических приборов, устанавливаемых на метеопостах в районе боевых порядков артиллерии.

Для получения данных о распределении метеорологических элементов по высоте (выше двух метров и до заданных артилле­ рийским штабом высот) производят зондирование атмосферы, т. е. определение на ряде высот1или в последовательных слоях атмосфе­ ры значений метеоэлементов при помощи специальных приборов, поднимаемых в атмосферу.

В настоящей главе дается определение основных метеорологи­ ческих элементов, единицы их измерения, приводится краткая ха­ рактеристика их пространственного распределения и выясняются общие закономерности изменчивости (неустойчивости) метеороло­ гических элементов в пространстве и времени.

§ 12. ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА

Температура воздуха является основным метеорологическим элементом. От распределения температуры воздуха в значительной степени зависит распределение давления атмосферы, возникнове­ ние воздушных течений, изменение влажности воздуха, и другие физические характеристики атмосферы. Однако каждая из этих ха­ рактеристик в свою очередь оказывает влияние на температуру воздуха.

Под температурой воздуха понимают степень его нагретости, характеризующуюся интенсивностью (средней скоростью) беспоря­ дочного молекулярного движения. Чем больше средняя скорость движения молекул, составляющих воздух газов, тем выше темпера­ тура воздуха. Следовательно, температура атмосферного воздуха является суммарной характеристикой кинетической энергии движе­ ния молекул.

Для количественной характеристики температуры в настоящее время пользуются обычно тремя шкалами: стоградусной (Цельсия), Фаренгейта и абсолютной (Кельвина).

Стоградусная шкала (ГС). За основные точки в этой шкале приняты: (ГС — точка плавления льда и 100°С — точка кипения воды при давлении 760 мм рт. ст. Промежуток между этими точ­ ками разбит на 100 равных частей — градусов. Этой шкалой поль­

52

зуются для измерения температур в Советском Союзе и большин­ стве других стран мира.

Шкала Фаренгейта (f°F). Точка плавления льда, принята за 32° F, точка кипения воды — за 212° F. Промежуток между этими точками разбит на 180 равных частей, каждая из которых принята за 1°F. Шкалой Фаренгейта пользуются в США, Англии и некото­ рых других странах. Формула для перевода температуры из шкалы Фаренгейта в стоградусную шкалу имеет следующий вид:

Абсолютная шкала (^ К ). Этой шкалой пользуются обычно при теоретических расчетах. В качестве нуля абсолютной шкалы приня­ та температура, равная —273,1 б^С. Поэтому абсолютная темпера­ тура приближенно выражается формулой

Температура по абсолютной шкале не может принимать отри­ цательных значений, она всегда выше абсолютного нуля. Это объ­ ясняется тем, что теоретически при температуре—273,16°С тепловое движение молекул должно полностью прекращаться.

За' нормальное наземное значение температуры воздуха в ар­ тиллерии принято +15°'С (288°К).

Распределение температуры воздуха вдоль ремной (поверхности.

Температура воздуха в данном пункте зависит в’ основном от сле­ дующих факторов: географической широты расположения пункта, характера подстилающей поверхности и рельефа местности, пере­ носа тепла воздушными и морскими течениями, времени1года и суток.

Основным источником тепла в атмосфере является нагретая солнцем земная поверхность. При этом широта пункта наблюдения определяет высоту солнца и продолжительность облучения земной поверхности. Так как количество поглощаемой солнечной радиации уменьшается в среднем от экватора к полюсам, то в этом же на­ правлении наблюдается прежде всего и понижение температуры воздуха. Это понижение больше зимой, чем летом. Объясняется это тем, что зимой полярная область не получает солнечной радиации, в то же время приток солнечной радиации в экваториальной обла­ сти в течение года почти не изменяется. Разность приземных тем­ ператур между экватором и полюсами в среднем составляет: в се­ верном полушарии летом — около 27°, зимой — 60°, в южном полу­ шарии летом — около 29°, зимой — 75°.

В пределах тропосферы температура воздуха, как и у поверхно­ сти земли, в среднем понижается в направлении от экватора к по­ люсам. В тропопаузе и в нижней стратосфере (с высоты 11—13 км

53

и до 25—30 км) наблюдается обратный ход, т. е. повышение темпе­ ратуры с увеличением широты.

Поверхность земли состоит из суши и водных пространств. Раз­ личие в нагревании и охлаждении суши и водной поверхности при том же притоке тепла сказывается на температуре прилегающих воздушных слоев и создает горизонтальные разности температур прежде всего между материками и океанами. На суше тепло прони­ кает на сравнительно малую глубину (в пределах до 20 ж), а в оке­ анах тепло распространяется путем перемешивания до большей глубины (около 300—400 м) . По этой причине летом суша и приле­ гающий воздух сильно нагреваются, а зимой — охлаждаются. Ле­ том обычно теплее над сушей, а зимой — над океаном.

Разнообразие характера подстилающей поверхности и рельефа местности материков также в значительной степени обусловливает особенности в распределении температуры и других метеоэлемен­ тов вдоль земной поверхности. Поэтому при отсутствии в нижних слоях атмосферы заметного перемешивания воздуха в горизонталь­ ном направлении температура его в различных пунктах, удаленных друг от друга даже на небольшие расстояния, может значительно различаться по своей величине. Только при наличии ветра, турбу­ лентного перемешивания воздуха и облачной погоды можно счи­ тать, что измеренная температура воздуха в нижних слоях атмо­ сферы будет иметь одно и то же значение на сравнительно большой территории.

Наличие воздушных масс с различной температурой и их пере­ мещение, происходящее иногда с большой скоростью и на большие расстояния, вызывают обычно резкие изменения температуры в тех районах, куда устремляются эти массы. Особенно резкие изменения температуры наблюдаются при прохождении атмосферных фрон­ тов. Скачки температуры в таких случаях могут достигать несколь­ ких градусов в течение очень незначительного промежутка времени и на небольших расстояниях.

Теплые и холодные морские течения, обусловливая в ряде слу­ чаев климатические условия отдельных районов, также в значи­ тельной степени сказываются на распределении температуры вдоль земной поверхности.

Для характеристики распределения температуры воздуха в го­ ризонтальном направлении на большой территории введено поня­ тие изотерм и горизонтального градиента температуры.

Изотермами называются линии, соединяющие точки с одинако­ выми значениями температуры. Изотермы проводятся на картах по результатам измерения температуры в различных пунктах. Карты изотерм могут составляться как для какого-нибудь определенного момента, так и для различных интервалов времени: одних или не­ скольких суток, месяца, года или многих лет. Для исключения влияния высоты при построении изотерм значения температуры во всех пунктах приводят обычно к одному общему уровню (напри­ мер к уровню моря).

54

Горизонтальным градиентом температуры (Г) называется вели­ чина уменьшения температуры по нормали к изотермам на единицу расстояния.'За единицу расстояния принимается градус меридиана, равный 111 км. Иногда для удобства расчета Г определяют на 100 км. Горизонтальный градиент температуры служит для количе­ ственной характеристики изменений температуры в горизонтальном направлении, он направлен по нормали к изотермам в сторону бо­ лее низких значений температуры.

Подробный анализ распределения температуры вдоль земной поверхности приводится в соответствующих курсах климатолога». Здесь отметим лишь важнейшие особенности распределения темпе­ ратуры для зимних и летних условий.

Наиболее низкие температуры как зимой, так и летом наблюда­ ются в Антарктике, т. е. в южном полушарии. Так, в районе Южно­ го геомагнитного полюса среднегодовая температура составляет

—57°С, а в отдельных случаях понижается до —85—90°С. В север­ ном полушарии зимой область наиболее низких температур нахо­ дится на территории СССР вблизи Верхоянска и Оймякона (Якут­ ская АССР). Средняя многолетняя температура января в районе Верхоянска — ниже —48°С, а во всей Якутской АССР — ниже —4СРС. Вторая область холода находится над Гренландией. Сред­ няя температура января здесь ниже —40°С. Самая низкая зареги­ стрированная температура воздуха на высоте 2 ж в северном полу­ шарии наблюдалась в Оймяконе и составляла около —71°’С. Самая высокая температура +58°С на такой же высоте 2 ж наблюдалась в Африке близ Триполи и в Южном Иране. В Сахаре, Аравии, Ира­ не, Южной Калифорнии средние июльские температуры превышают + 30°С, а наибольшие температуры превышают +50°С. Температу­ ра около +50°С наблюдается и на территории СССР в среднеази­ атских пустынях.

Необходимо отметить, что непосредственно на поверхности поч­ вы наблюдаются более низкие (зимой) и более высокие (летом) значения температуры, чем отмеченные выше. Так, например, летом максимальные значения температуры на поверхности почвы в сред­ них широтах доходят до 603, в южных — до 75°, а в пустынях — до 85—955С.

Характерной особенностью распределения температур в средних и высоких широтах северного полушария является то, что зимой материки значительно холоднее океанов. Поэтому, например, в Ев­ ропейской части СССР температуры понижаются не только к севе­ ру, но и к востоку.

Распределение температуры воздуха по высоте. Многочисленные измерения температуры воздуха на различных высотах показывают, что в пределах тропосферы температура, как правило, с высотой понижается. На рис. 14 показано среднее распределение темпера­ туры по высоте зимой и летом над Европой. Основными причинами понижения температуры с высотой являются удаление от источии-

55

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

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

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

Величина падения температуры на единицу высоты называется

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

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

56

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

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

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

ные и высотные инверсии.

Приземные инверсии могут быть ночными, зимними и снежны­

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

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

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

Рис. 17. Зимняя инверсия

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

Рис. 18. Высотная инверсия при прохождении фронта

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

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

58

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

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

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

59